UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ DISSERTAÇÃO DE MESTRADO PETROLOGIA, ESTRUTURA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITOIDES DE TARTARUGALZINHO, ESTADO DO AMAPÁ AUTOR: DESAIX PAULO BALIEIRO SILVA ORIENTADOR: CARLOS EDUARDO DE MESQUITA BARROS CURITIBA 2013 Silva, Desaix Paulo Balieiro Petrologia, estrutural e geocronologia dos granitoides de Tartarugalzinho, Estado do Amapá / Desaix Paulo Balieiro Silva. - Curitiba, 2013. 159 p. il, color., tabs. Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal do Paraná, Setor de Ciências da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geologia. Orientador: Carlos Eduardo de Mesquita Barros 1. Granito. 2. Plutonismo. 3. Magmatismo. 4. Amapá. I. Barros, Carlos Eduardo de Mesquita. II. Título. III. Universidade Federal do Paraná. CDD AGRADECIMENTOS O autor expressa seu agradecimento a todas as pessoas e entidades que prestaram sua contribuição para que este trabalho fosse concluído com êxito, em especial: - A Universidade Federal do Paraná e ao Programa de Pós Graduação em Geologia UFPR pela oportunidade em realizar este estudo. - Ao laboratório Pará-Iso do Instituto de Geociências - UFPA por ceder os recursos analíticos e técnicos competentes para obtenção das idades Pb-Pb. - A Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) - Superientendência Regional de Manaus, por permitir os deslocamentos a cidade de Curitiba. - A Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) - Superientendência Regional de Belém, na pessoa da geóloga Lúcia Travassos da Rosa Costa por disponibilizar o aerolevantamento aerogeofísico da área de estudo em formato .TIF. - Ao orientador desta Dissertação Prof. Dr. Carlos Eduardo de Mesquita Barros, pelo incentivo e por acreditar pacientemente no êxito desta pesquisa semi- presencial. - Ao Prof. Dr. Jean-Michel Lafon (Para-Iso - UFPA) por idealizar esta pesquisa, permitir as análises Pb-Pb, tratamento dos dados e discussões sobre o estado da arte do conhecimento geológico do sudeste do Escudo das Guianas. - Aos professores da banca examinadora, Prof (a) Dr. Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos (UFPR) e Prof. Dr. Nilson Francisquini Botelho (UNB), por tecerem observações ao êxito desta Dissertação. - A minha esposa Tamara pelo incentivo e por compreender os momentos de ausência, e a minha filha Isabella. RESUMO O reconhecimento geológico da região de Tartarugalzinho se deu com técnicas de mapeamento geológico, estudos petrográficos, estruturais, geoquímicos e geocronológicos em granitoides da região. Com isso, tornou-se possível a individualização de cinco principais unidades, sendo as recém definidas neste trabalho, Suíte Intrusiva Rio Ariramba e Granitoide Janary, além da Suíte Intrusiva Flexal, Grupo Tartarugalzinho e Suíte Intrusiva Cigana. Dados estruturais reforçam o caráter regional das foliações observadas segundo direção NW-SE, a partir da qual se orientam os corpos intrusivos marcadamente os da Suíte Intrusiva Rio Ariramba. As foliações são de médio a alto ângulo de mergulho segundo trajetórias que podem mostras inflexões em razão de limites de corpos intrusivos e deformação da rocha hospedeira. Atitudes de lineação 15º / 115° Az indicam transporte de massa de SE para NW causado por provável colisão obliqua NNE-SSW, finalizando em sistema transpressivo sinistral (DELOR et al., 2003). Texturas microtectônicas marcam campo de tensões a altas temperaturas evidenciadas por feições texturais interlobares e recristalização de grãos de feldspato que seguramente evidenciam um aquecimento destes corpos a 600 ºC. Dados petrográficos definem a Suíte Intrusiva Rio Ariramba segundo biotita hololeuco granodioritos porfirítico a biotita hololeuco monzogranitos porfiríticos, e o Granitóide Janary como epidoto quartzo monzonito a monzogranito. Biotia anfibólio tonalitos são dominantes na Suíte Intrusiva Flexal. No Grupo Tartarugalzinho ocorrem mica xistos, quartzitos e dioritos milonitizados. O estudo litogeoquímico permitiu separar com clareza as diversas unidades onde as duas mais expressivas (Suíte Intrusiva Rio Ariramba e Suíte Intrusiva Flexal) são quimicamente diferentes quanto à série magmática, índice de alumina, ambiente tectônico e tipologia. A Suíte Intrusiva Rio Ariramba define quimismo peraluminoso, sendo associada a serie cálcio-alcalina de alto potássio gerada em arco magmático pré a pos-colisional. Foram obtidas idades entre 2087 ± 4 Ma e 2081 ± 7,5, pelo método Pb-Pb (em zircão), para a Suíte Intrusiva Rio Ariramba, os quais quando interpretados em conjunto com o dados litogeoquímicos, aponta uma granitogênes cálcio alcalina de médio a alto potássio, ligada a ambiente de arco magmático de margem continental ativa durante o estagio sin a pos-colisional, evidenciando uma evolução geodinâmica algo distinta da descrita por Delor et al. (2003), que não encontrou evidencias do desenvolvimento de arcos magmáticos continentais na Guiana Francesa. Os diagramas petrogenéticos indicam o envolvimento (retrabalhamento) de crosta continental superior em ambiente de arco magmático na geração dos granitoides da Suíte Intrusiva Rio Ariramba, associados a mistura de líquidos, sendo de um provável magma máfico juvenil a fase contaminante. Tal afirmação é sustentada pelos dados isotópicos de Sm-Nd obtidos por Avelar (2002) em granitóides do nordeste do Amapá. Os tonalitos, trondhjemitos e granodioritos da Suíte Intrusiva Flexal marcam um segmento crustal formado por reciclagem de crosta oceânica juvenil em arco de ilhas insular durante o Eoriaciano como mostram as idades U-Pb LA e Sm-Nd TDM obtidas por Rosa-Costa et al. (2012) para esta Suíte em conjuntos com o dados litogeoquímicos. Palavras-chave: Cráton Amazônico. Província Maroni-Itacaiúnas. Granitoides cálcio- alcalinos. Cinturões paleoproterozoicos. ABSTRACT The geological reconnaissance of the region Tartarugalzinho occurred with techniques of geologic mapping, petrography, structural, geochemical and geochronological granitoids in the region. With this, it became possible individualization of five main units, with the newly defined in this paper, Suíte Intrusiva Rio Ariramba and Granitoide Janary besides Suíte Intrusiva Flexal, Grupo Tartarugalzinho e Suíte Intrusiva Cigana. Structural data reinforce the regional character of the second foliation observed NW-SE direction, from which orient the intrusive bodies markedly the Suíte Intrusiva Rio Ariramba. The foliation are medium to high angle dive second trajectories that can shows inflections due to limits of intrusive bodies and deformation of the host rock. Lineation attitudes of 15°/115° Az indicate mass transport from SE to NW oblique collision likely caused by NNE-SSW, ending in sinistral transpressive system (DELOR et al., 2003). Microtectonics textures mark the stress field at high temperatures evidenced by interlobar textural features and recrystallization of feldspar which certainly show a warming of these bodies at 600 °C. Petrographic data defining the Suíte Intrusiva Rio Ariramba second biotite granodiorite porphyry hololeuco the porphyritic biotite hololeuco monzogranites, and Granitoide Janary as quartz monzonite to monzogranite epidote. Biotite amphibole tonalite are dominant in Suite Intrusiva Flexal. Grupo Tartarugalzinho occur in mica schists, quartzites and mylonitic diorites. The lithogeochemical study allowed to clearly separate the various units where the two most significant (Suite Intrusiva Rio Ariramba and Suite Intrusiva Flexal) are chemically different as magmatic series, index of alumina, tectonic setting and typology. The Suite Intrusiva Rio Ariramba sets peraluminous chemism, being associated with calc-alkaline series of high potassium generated in pre magmatic arc to post-collision. Aged 2087 ± 4 and 2081 ± 7.5 and Ma were obtained by Pb-Pb (zircon) for Suíte Intrusiva Rio Ariramba, which when interpreted in conjunction with the lithogeochemical data points to a calcium alkaline medium to high potassium, linked to the magmatic arc active continental margin environment during syn to post-collision stage, showing a distinct geodynamic evolution of something described by Delor et al. (2003), who found no evidence of the development of continental magmatic arcs in French Guiana. The petrogenetic diagrams indicate the involvement (reworking) of the upper continental crust in the magmatic arc environment in the generation of granitic Suite Intrusiva Rio Ariramba associated with mixing liquids, being a juvenile mafic magma likely the contaminant. This assertion is supported by isotopic data obtained by Sm-Nd Avelar (2002) in granitoids of northeastern Amapa. The tonalite, granodiorite and trondhjemites of Suite Intrusiva Flexal mark a crustal segment formed by recycling of juvenile oceanic crust in island arc islands during Eoriaciano as shown by U-Pb ages and Sm - Nd L.A TDM obtained by Rosa - Costa et al. (2012) for this suite in sets with lithogeochemical data. Keywords: Amazonian Craton. Province Maroni-Itacaiúnas. Calc-alkaline granitoids. Paleoproterozoic belts. LISTA DE SIGLAS CPRM - Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais DNPM - Departamento Nacional de Produção Mineral DCL - Afloramentos descristos por Desaix Silva, Carlos Eduardo Barros, Jean-M. Lafon IBGE - Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística ICP-MS - Inductively Coupled Plasma – Mass Spectroscopy K-Ar - Potássio-Argônio (isótopos radiogênicos) LLCD - Afloramentos descritos por Lúcia T. Rosa Costa, Jean-M. Lafon, Cintia Gaia, Desaix Silva L.A. - Laser Ablation ORG - Granitos de cordilheira ocênica Pará-Iso - Laboratório de analises isotópicas Pará-Isotópico Pb-Pb - Chumbo-Chumbo (isótopos radiogênicos) U-Pb - Urânio-Chumbo (isótopos radiogênicos) UFPR - Universidade Federal do Paraná UFPA - Universidade Federal do Pará Rb-Sr - Rubídio-Estrôncio (Isótopos radiogênicos) SRTM - Shutter Radar Topography Mission SIVAM - Sistema de Vigilância da Amazônia Sm-Nd - Samário-Neodímio (Isótopos radiogênicos) SHRIMP - Sensitive High Resolution Ion Micro Probe TDM - Idade modelo - manto depletado T e P - Temperatura e pressão LISTA DE ABREVIATURAS ANF - Anfibólio ALN - Allanita ALB - Albita BT - Biotita CLT - Clorita EPD - Epidoto ETR - Elemento terra raras FEL-K - Feldspato potássico fO2 - Fugacidade de oxigênio Ga - Bilhões (Giga) de anos Ma - milhões de anos Mm - milímetros MUS - Muscovita OPC - Opaco PLG - Plagiocásio QAP - Quartzo, alcalis, plagioclásio Q-(A+P)-M) - Quartzo, álcalis, plagioclásio, máficos QTZ - Quartzo RN - Rio Grande Do Norte TTG - Tonalitos, trondhjemitos, granodioritos TIT - Titanita SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO ...................................................................................................... 11 1.1 LOCALIZAÇÃO E ACESSO À ÁREA DE ESTUDO ........................................... 12 1.2 OBJETIVOS ....................................................................................................... 13 1.3 MÉTODOS ......................................................................................................... 14 1.3.1 Pesquisa Bibliográfica ............................................................................... 14 1.3.2 Trabalhos de Campo ................................................................................. 14 1.3.3 Atividade de Escritório ............................................................................... 16 1.3.4 Atividades de Laboratório .......................................................................... 16 1.3.4.1 Análises litogeoquímicas ........................................................................... 16 1.3.3.1.1 Tratamento dos dados ............................................................................... 17 1.3.4.1 Análise petrográfica ................................................................................... 18 1.3.4.1.1 Tratamento dos dados ............................................................................... 18 1.3.5.1 Análise geocronológica Pb-Pb em zircão .................................................. 18 1.3.5.1 Análise Espectrométrica ............................................................................ 19 1.3.5.1.1 Tratamento dos dados ............................................................................... 20 2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL: CRÁTON AMAZÔNICO ....................... 21 2.1 PRINCIPAIS MODELOS EVOLUTIVOS PARA O CRÁTON AMAZÔNICO ....... 21 2.2 PROVÍNCIA MARONI-ITACAIÚNAS .................................................................. 26 3 GEOLOGIA LOCAL .............................................................................................. 33 3.1 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS............................................................... 33 3.1.1 Gnaisse Porfírio e Metagranitoide Pedra do Meio ....................................... 34 3.1.2 Grupo Tartarugalzinho ................................................................................. 35 3.1.2.1 Unidade metamáfica.................................................................................... 36 3.1.2.2 Unidade Metassedimentar ........................................................................... 37 3.1.2.3 Quartzito Fé em Deus ................................................................................. 38 3.1.3 Suíte Metamórfica Guianense: importância histórica .................................. 38 3.1.4 Grupo Falsino .............................................................................................. 43 3.1.4.1 Suíte Intrusiva Flexal ................................................................................... 43 3.1.4.1.1 Diorito Riacho Doce ................................................................................... 46 3.1.4.2 Suíte Intrusiva Papa Vento (Tonalito Papa - Vento) .................................... 47 3.1.4.3 Suíte Intrusiva Cigana ................................................................................. 48 3.1.4.4 Suíte Intrusiva Rio Ariramba ........................................................................ 49 3.1.5 Granitoides indivisos ................................................................................... 56 3.1.6 Complexo Tartarugal Grande ...................................................................... 56 3.1.7 Granitoide Janary ........................................................................................ 56 3.1.7 Suíte Intrusiva Cassiporé ............................................................................ 57 4 GEOLOGIA ESTRUTURAL ................................................................................ 59 4.1 TRAJETÓRIAS DAS FOLIAÇÕES ..................................................................... 59 4.2 DIORITOS MILONÍTICOS E ENCLAVES DIORÍTICOS ..................................... 61 4.2.1 Enclaves dioriticos foliados .......................................................................... 62 4.2.1.1 Estruturas microscópicas ............................................................................. 64 4.2.2 Dioritos (Anfibolito) milonítico ....................................................................... 64 4.2.2.1 Estruturas macroscópicas ............................................................................ 65 4.3 GRANITOIDES ................................................................................................... 68 4.3.1 Granitoides não foliados ............................................................................... 68 4.3.1.1 Escala microscópica ..................................................................................... 69 4.3.2 Granitoides moderamente foliados ............................................................... 70 4.3.2.1 Escala microscópica ..................................................................................... 71 4.3.3 Granitoides Fortemente Foliados ................................................................. 72 4.3.3.1 Estruturas microscópicas ............................................................................. 73 4.4 DISCUSSÃO E CONCLUSÕES ......................................................................... 74 4.1.4.1 Granitoides sin a pós – tectônicos: Suíte Intrusiva Rio Ariramba ................. 75 4.1.4.2 Granitos sin-tectônicos: Suíte Intrusiva Cigana ............................................ 79 4.1.4.3 Granitoides pré–tectônicos: Suíte Intrusiva Flexal ....................................... 80 4.1.4.4 Ultramilonitos anfibolíticos (alta temperatura): Grupo Tartarugalzinho ......... 81 4.1.4.5 Granitoide pós – tectônico: Granitoide Janary .............................................. 81 5 PETROGRAFIA .................................................................................................. 82 5.1 SUÍTE INTRUSIVA FLEXAL .............................................................................. 82 5.1.1 Fácies epidoto-biotita-anfibólio tonalito ....................................................... 83 5.1.2 Epidoto-biotita granodiorito .......................................................................... 86 5.1.3 Biotita-quartzo diorito (Enclaves) ................................................................. 88 5.1.4 Diorito Riacho Doce ..................................................................................... 90 5.1.5 Trondhjemitos .............................................................................................. 91 5.2 SUÍTE INTRUSIVA CIGANA .............................................................................. 92 5.2.1 Monzogranito milonítico ............................................................................... 93 5.3 SUÍTE INTRUSIVA RIO ARIRAMBA .................................................................. 95 5.3.1 Biotita hololeuco (granodiorito a monzogranito) porfirítico ........................... 96 5.4 GRANITOIDE JANARY ...................................................................................... 98 5.5 ORDEM DE CRISTALIZAÇÃO ......................................................................... 100 5.6 DISCUSSÃO .................................................................................................... 103 5.6.1 Condições de Fugacidade de Oxigênio .................................................... 104 5.6.2 Considerações sobre metamorfismo ........................................................ 105 6 LITOGEOQUÍMICA .......................................................................................... 106 6.1 ELEMENTOS MAIORES E MENORES ........................................................... 106 6.2 DIAGRAMAS MULTIELEMENTARES.............................................................. 111 6.3 ELEMENTOS TERRA RARAS (ETR) .............................................................. 113 6.4 CLASSIFICAÇÃO ............................................................................................. 115 6.5 AMBIENTE TECTÔNICO ................................................................................. 118 6.6 PETROGÊNESE E FONTES ........................................................................... 121 6.7 DISCUSSÕES...................................................................................................129 7 GEOCRONOLOGIA PB–PB EVAPORAÇÃO DE ZIRCÃO ............................. 131 7.1 TRABALHOS ANTERIORES ........................................................................... 131 7.2 DESCRIÇÃO DAS AMOSTRAS ....................................................................... 132 7.3 RESULTADOS ANALÍTICOS ........................................................................... 132 7.4 DISCUSSÕES .................................................................................................. 137 8 EVOLUÇÃO GEOLÓGICA .............................................................................. 139 8.1 DISCUSSÕES .................................................................................................. 144 9 CONCLUSÕES ................................................................................................ 146 10 REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS ................................................................ 148 APÊNDICES.............................................................................................................148 ANEXO I - MAPA GEOLÓGICO DA REGIÃO DE TARTARUGALZINHO.............157 11 1 INTRODUÇÃO O presente estudo geológico foi realizado em uma área situada no leste do Escudo das Guianas, contexto geotectônico da Província Maroni-Itacaiúnas, definida por Cordani et al. (1979). As principais unidades geológicas do Estado do Amapá, nos domínios da Província Maroni-Itacaiúnas englobam ortognaisses ácidos, migmatitos e granulitos, integrantes do domínio arqueano retrabalhado no Paleoproterozoico (3100 a 2500 Ma) denominado de Bloco Amapá (ROSA-COSTA, 2006), greenstone belts paleoproterozoicos (2260 Ma) e, predomínio de granitoides e ortognaisses transamazônicos cálcio-alcalinos (2180 a 2080 Ma) (AVELAR, 2002). Os granitoides cálcio-alcalinos da região de Tartarugalzinho estão entre dois importantes domínios geodinâmicos. Um de idade arqueana (seguimento centro-sul da Província Maroni-Itacaiúnas) e outro de idade paleoproterozoica (seguimento noroeste), localizados no sul do Estado do Amapá (inlieres arqueanos do embasamento e crosta arqueana retrabalhada no Evento Transamazônico – Bloco Amapá) e Guiana Francesa, respectivamente. Segundo Avelar (2002), os granitoides marcam importantes estágios na evolução geodinâmica do leste do Escudo das Guianas, ligados a diferentes momentos da evolução da orogênese transamazônica, os quais registram zona transicional entre os domínios ensiálico e simático, com específicas assinaturas isotópicas de idade modelo TDM Sm-Nd que registram idades juvenis e mistura de componentes juvenis e de seguimentos de crosta retrabalhada. Com base na integração de características petrográficas, geoquímicas, geocronológicas e estruturais, procurou-se elucidar o significado dos granitóides de diferentes gerações, comparando-se aos correlatos da Guiana Francesa e que foram estudados por Delor et al. (2003). Foi elaborado um modelo petrogenético baseado na assinatura geoquímica de elementos maiores, menores e traços. Os dados isotópicos Pb-Pb em zircão permitiram datar idades de cristalização e o posicionamento estratigráfico dos granitoides, bem como identificar heranças arqueanas. Esta pesquisa pretende contribuir para o entendimento do magmatismo do Riaciano, ligado ao evento orogênico Transamazônico, no leste do Escudo das Guianas. 12 1.1 LOCALIZAÇÃO E ACESSO À ÁREA DE ESTUDO A área de estudo se localiza no centro-leste do Estado do Amapá, região norte do território brasileiro, abrangendo 1700 km². Na articulação 1:100.000 insere- se nas folhas NA.22-Y-V-III; NA.22-Z-A-I; NA.22-Y-B-VI; e NA.22-Z-A-I, situada nos municípios de Pracuúba e Tartarugalzinho, este último a 230 km a norte de Macapá, seguindo pela rodovia BR-156, única via de acesso à área, (FIGURAS 1.1 e 1.2). FIGURA 1.1 Localização do estado do Amapá. Imagem SRTM (shutter radar topography mission) mostrando a área de estudo, situada na região centro-oriental do amapá, município de tartarugalzinho. Fonte: Base de dados vetoriais e SRTM do IBGE. 13 1.2 OBJETIVOS O seguimento oriental da Província Maroni-Itacaiúnas tem sido alvo de relevantes estudos nas últimas décadas (NOGUEIRA et al., 2000; AVELAR, 2002; RICCI et al., 2001; VASQUEZ e LAFON, 2001; PIMENTEL et al., 2002; DELOR et al., 2003; ROSA-COSTA et al., 2003; VASQUEZ, 2006; ROSA-COSTA, 2006; ROSA-COSTA et al., 2012). Para Avelar (2002) a região de Tartarugalzinho compreende a área limítrofe do embasamento Arqueano. Outro fato relevante desta região é marcar o início da zona de transição entre domínios ensiálicos (retrabalhado) e simáticos (juvenil). Segundo Avelar (2002), na zona de transição, localmente, foram identificados granitoides cálcio-alcalinos de acresção crustal juvenil (2180 Ma e 2160 Ma), e idades-modelo TDM de 2,34 a 2,24 Ga, com εNd positivo, porém predominam os granitoides dê ~ 2100 Ma com idades TDM arqueanas ou indicando mistura de fontes arqueanas e paleoproterozoicas, o que aponta para a participação dos dois componentes durante o Evento Transamazônico que seriam produtos de retrabalhamento de crosta arqueana e de acresção juvenil. No modelo geodinâmico evolutivo proposto por Delor et al. (2003), os granitoides estudados estariam relacionados a quais estágios evolutivos? Seriam representantes ensiálicos ou simáticos ou produto de fontes mistas? Esta dissertação propõe nova cartografia geológica em escala de 1:100.000, na qual foram revisadas as ocorrências das unidades fotointerpretadas por Jorge João et al. (1979), na mesma escala, e buscou-se atualizar as nomenclaturas de acordo com a folha Rio Araguari (1:250.000) de Rosa-Costa et al. (2012), adjacente à área estudada. Este produto baseou-se em dados de campo e literatura, auxiliados por interpretação de imagens aeromagnetométricas e aerogamaespectrométricas recentes, além de imagens Landsat 7 ETM+ e radar SRTM-NASA (Shutter Radar Topography Mission – Agência Espacial Norte Americana). As informações de sensores remotos foram integradas ao mapa geológico, à petrografia, à litogeoquímica e à geocronologia. 14 1.3 MÉTODOS 1.3.1 Pesquisa Bibliográfica O início da pesquisa bibliográfica priorizou o contexto geológico. A pesquisa foi realizada na sua grande parte em artigos publicados em revistas e anais de eventos. Teses e dissertações também foram utilizadas nesta etapa da pesquisa bibliográfica (AVELAR, 2002, ROSA-COSTA, 2006, VASQUEZ, 2006). A pesquisa bibliográfica se estendeu ao longo da realização desta dissertação no sentido de apoiar as interpretações decorrentes dos dados obtidos. 1.3.2 Trabalhos de Campo Foi realizada uma viagem de campo ao município de Tartarugalzinho durante nove dias. O levantamento geológico de campo abrangeu área de 1700 km², sendo descritos 61 afloramentos (FIGURA 1.2). Foram efetuadas seções com coleta sistemática de amostras de rocha ao longo da Rodovia BR-156 e estradas vicinais. Os rios Tartarugal Grande, Tartarugalzinho e Flechal foram navegados em pequenas embarcações. O levantamento das seções geológicas seguiu orientações N-S (perfil da BR-156), E-W (rios Flexal e Tartarugalzinho) e SW Tartarugal Grande (FIGURA 1.2). Além da coleta e descrição de amostras, foram medidas atitudes de estrutura planares e lineares. 15 FIGURA 1.2 Mapa de distribuição de afloramentos visitados no mapeamento geológico. Base planimétrica elaborada a partir de imagens landsat 7 ETM+. Fonte: O autor (2013) 16 1.3.3 Atividade de Escritório  As atividades de escritório são assim sumarizadas:  Consulta bibliográfica;  Confecção de mapa de localização, acesso e estações de campo;  Seleção das amostras para a análise litogeoquímica com base nas informações petrográficas;  Confecção de diagramas de classificação petrográfica;  Confecção de diagramas litogeoquímicos;  Confecção de diagramas geocronológicos de espectros de idades;  Confecção de mapa geológico em escala 1:100.000 modificado a partir de Jorge João et al. (1979); IBGE, 2004 e Rosa-Costa et al. (2012);  Confecção de mapa estrutural com ênfase em estruturas geradas em regime dúctil;  Constante elaboração da redação dos capítulos; 1.3.4 Atividades de Laboratório Inclue os métodos utilizados para aquisição de dados litogeoquímicos, petrográficos e geocronológicos. 1.3.4.1 Análises litogeoquímicas O estudo litogeoquímico visou caracterizar a assinatura dos granitoides em diagramas de classificação, discriminação tectônica e petrogenéticos, comparando com as informações petrográficas e isotópicas. Por fim, objetivou definir o ambiente tectônico das suítes granitoides da área. 17 Foram selecionadas vinte amostras de rocha, sendo quinze de granitoides e cinco de rochas máficas, cujos critérios de seleção envolveram a distribuição na área e preservação de efeitos intempéricos. A preparação das amostras, feita na Oficina de Preparação de amostras do Instituto de Geociências da UFPA, incluiu trituração, pulverização, peneiramento total (em 250 Mesh) e quarteamento. Após a preparação foram enviadas para o laboratório “Acme Analytical Laboratories Ltda.” As análises químicas de elementos maiores (SiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO, MgO, K2O, Na2O, TiO2, MnO e P2O5) e elementos-traço (Ba, Rb, Sr, Ta, Y, Ga, Sn, W, Nb, Zr, Bo, Th, Ta, Pb, Au, U, Cu, Zn), incluindo os elementos terras-raras (La, Ce, Nd, Sm, Eu, Dy, Ho, Gd, Tb, Yb, Lu), foram realizadas por espectrômetro de massa ICP- MS (Inductively coupled plasma mass spectrometry) e ICP-ES (Inductively Coupled Plasma Emission Spectroscopy). Elementos maiores (óxidos) (fusão com LiBO2) – ICP-ES. Elementos menores (Ataque químico HCl-HNO3 – H2O); 95°C – ICP-MS). Elementos Terras- Raras (LiBO2 / Li2B4O7) – ICP-MS. 1.3.3.1.1 Tratamento dos dados Os dados litogeoquímicos dos granitoides foram lançados em diagramas classificatórios (BARKER, 1979; FROST et al., 2001), petrogenéticos e tectônicos (PEARCE et al., 1984; BATCHELOR; BOWDEN, 1985). Os elementos maiores foram tratados em diagramas de Harker e de índice de saturação em alumina (Al2O3/Na2O + K2O) mol vs. (Al2O3/CaO + Na2O + K2O) mol (SHAND, 1951). Os valores de elementos terras raras foram normalizados pelos padrões de Evensen et al. (1978) e lançados em diagrama multielementar. Os dados geoquímicos foram tratados com o auxílio dos programas Geochemical data Toolkit for Windows, version 2.3 e Microsoft Office Excel 2007. 18 1.3.4.1 Análise petrográfica As lâminas petrográficas foram preparadas na Oficina de Laminação do Instituto de Geociências da UFPA. Em amostras orientadas foram feitos cortes paralelos à lineação e perpendiculares à foliação. A petrografia envolveu a descrição macroscópica das amostras coletadas e descrição de quarenta e cinco lâminas em microscópio, com ênfase na identificação dos minerais e texturas. As análises modais (1500 pontos) foram realizadas com um contador de pontos Swift em amostras representativas das diferentes unidades para posterior classificação. 1.3.4.1.1 Tratamento dos dados O estudo petrográfico em microscópio permitiu identificar granitoides, anfibolitos e rochas básicas. Para a classificação petrográfica dos granitoides foram adotados os critérios de Le Maitre (2004). Esta etapa do estudo também abordou a identificação e interpretação de microestruturas com base nas definições de Passchier e Trouw (1996). 1.3.5.1 Análise geocronológica Pb-Pb em zircão A separação de zircão foi realizada a partir de concentrados de minerais pesados extraídos através dos seguintes processos: Trituração – trituração das amostras com auxílio do triturador de mandíbulas. Pulverização - essa etapa tem como objetivo reduzir a amostra a grãos com diâmetro menor que 0,25 mm; foram utilizados os seguintes equipamentos: Chaterbox e peneira de 0,250 mm. Para realização dessa etapa, coloca-se em torno 300 gramas na panela de aço (chater-box), que são pulverizados por cerca de 14 segundos para, em seguida, serem peneirados. Repete-se tal procedimento até que a amostra atinja granulometria inferior à 0,250 mm. 19 Deslamagem - realizado para eliminação da fração muito fina e para pré- concentração dos minerais pesados. Peneiramento - é realizado para separação da amostra em três frações granulométricas: 0,250 - 0,160 mm, 0,16 - 0,125 mm e 0,125 - 0,075 mm. Elutriação - essa técnica é baseada em um fluxo ascendente de água em uma coluna de vidro, e visa à separação dos minerais pelas suas densidades. Separação magnética com ímã de mão – eliminação da fração magnética. Separação magnética – realizada com o separador magnético Frantz. Separação dos minerais pesados por densidade – Separação das frações granulométricas no Bromofórmio. Seleção dos cristais - A seleção de cristais mais adequados para a análise é baseada na cor, transparência, brilho, ausência de inclusões e fraturas, com utilização de lupa binocular. Descrição e fixação dos cristais em filamentos de Re-os - Os cristais selecionados, depois de descritos e fotografados, são afixados em filamentos de Re na forma de “canoa”. Um tambor, com filamentos contendo cristais de zircão, é introduzido no espectrômetro de massa Finnigan MAT 262 para análise isotópica individual dos cristais. 1.3.5.1 Análise Espectrométrica As análises isotópicas pelo método de evaporação de Pb de zircão (método Kober) foram realizadas no Laboratório de Geologia Isotópica (Pará-Iso) do Instituto de Geociências com o espectrômetro de massa Finnigan MAT 262. Esse método indica idades aparentes 207Pb / 206Pb. O zircão aprisionado num filamento de Re (evaporação) é aquecido a temperaturas de 1450 °C, 1500 °C e 1550 °C, constituindo as etapas de evaporação. Durante cada etapa de evaporação, que dura aproximadamente 5 minutos, ocorre à liberação do Pb do retículo do zircão. O Pb se deposita no filamento de ionização adjacente, o qual é mantido sob temperatura ambiente. Em seguida, o filamento de evaporação é desligado e o filamento de ionização é aquecido em torno de 1050 °C, quando o Pb depositado é ionizado. As intensidades das emissões dos diferentes isótopos de Pb são medidas por um 20 contador de íons cuja varredura obedece à sequência de massa: 206, 207, 208, 206, 207 e 204. Um conjunto de varreduras define um bloco de leitura de dezoito razões 207Pb / 206Pb, cuja média fornece uma idade. A cada etapa de evaporação são obtidos cinco blocos de dados, representados em diagrama Idade (Ma) versus Etapa de evaporação. As idades obtidas nas diferentes etapas de evaporação podem ter diferentes valores e, em geral, há aumento nas idades nas temperaturas mais altas. Quando isto ocorre, são consideradas apenas as idades das temperaturas altas. O Pb analisado é proveniente das porções mais internas do zircão e as idades obtidas são atribuídas à cristalização do mineral. 1.3.5.1.1 Tratamento dos dados Os dados obtidos foram tratados estatisticamente no Laboratório Pará-Isso para o cálculo das idades. Em seguida, os resultados são selecionados para o cálculo final de idades. Os blocos com razões isotópicas 204Pb / 206Pb superiores a 0,0004 são desprezados para tornar mínima a correção de Pb de contaminação inicial. São eliminados blocos com desvios superiores a 2,5 σ em relação à média da etapa. A eliminação é subjetiva, sendo desprezados blocos, etapas de evaporação ou zircão com idades muito mais baixas que a média das idades obtidas nas temperaturas mais altas. 21 2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL: CRÁTON AMAZÔNICO Localiza-se na parte norte da placa sul americana com área aproximada de 4,3 milhões de km², abrangendo a região Norte e parte da região Centro-Oeste do território brasileiro, além da Venezuela, Guiana Francesa, Suriname, Guiana Inglesa, Colômbia e Bolívia (ALMEIDA et al., 1981). O Cráton Amazônico é formado pelo Escudo das Guianas e Escudo Brasil Central, posicionados respectivamente a norte e a sul e subjacentes às coberturas sedimentares fanerozoicas das bacias do Marajó, Amazonas, Solimões e Acre. A norte o Cráton é limitado pelo Oceâno Atlântico e Mar do Caribe, a sul e leste pela faixa Paraguai-Araguaia. A oeste limita- se com a Faixa Orogênica Andina, cujo limite está encoberto por coberturas plataformais de bacias subandinas de antepaís (TASSINARI, 1996). O conjunto litológico engloba rochas metamórficas subdivididas em terrenos de alto grau formado por complexos gnáissico-migmatíticos e granulíticos, suítes granitoides e terrenos de baixo grau metamórfico, incluindo rochas supracrustais e greenstones (ROSA-COSTA, 2006). Expressivas coberturas plataformais sedimentares paleoproterozoicas ocorrem na tríplice fronteira (Venezuela, Guiana Inglesa e Brasil). Por vezes, o Escudo das Guianas está encoberto por rochas sedimentares fanerozoicas associadas a grábens. Vulcanitos piroclásticos ácidos e efusivas intermediárias também afloram (TASSINARI; MACAMBIRA,1999). 2.1 PRINCIPAIS MODELOS EVOLUTIVOS PARA O CRÁTON AMAZÔNICO Os modelos baseiam-se nos preceitos das teorias mobilistas, porém divergem quanto aos mecanismos de atuação da dinâmica da tectônica de placas. Os defensores da teoria de blocos crustais consideram o Cráton Amazônico uma plataforma arqueana de grande dimensão, a qual foi em partes retrabalhada no Paleoproterozoico por reativações plataformais e orogenias ensiálicas. (HASUI; ALMEIDA, 1985; COSTA; HASUI, 1997). Costa e Hasui (1997) dividiram o Cráton Amazônico, no território brasileiro, em doze blocos crustais (províncias tectônicas) constituídos internamente por 22 terrenos de baixo grau representados por greenstones e alto grau traduzidos pela presença de complexos gnáissico-migmatíticos e cinturões granulíticos. Os limites desses blocos marcam anomalias gravimétricas positivas ou áreas representadas por anomalias fortemente magnéticas e representariam suturas. Zonas transpressivas e cavalgamentos associados teriam alçado porções granulíticas inferiores da crosta. Costa e Hasui (1997) basearam-se em dados gravimétricos e magnetométricos, litológicos e estruturais, (FIGURA 2.1). FIGURA 2.1 Cráton Amazônico no Território Brasileiro segundo Modelo Fixista proposto por Costa e Hasui (1997). Fonte: Rosa-Costa (2006). Diversos autores se referem ao modelo de blocos crustais, proposto por Costa e Hasui (1997), como sendo da escola Fixista. Tal afirmação não se aplica uma vez que a escola Fixista está fundamentada na teoria Geossiclinal ou escola verticalista, e não em movimentação horizontal de placas tectônicas no qual se baseia o modelo de blocos crustais, representante da escola mobilista. O outro modelo evolutivo baseado na concepção mobilista é fundamentado na divisão do Cráton em províncias geocronológicas que marcam progressivos episódios de acresção crustal no Proterozoico. Com base na distribuição destas províncias (CORDANI et al., 1979; TASSINARI, 1996; TASSINARI; MACAMBIRA, 23 1999; TASSINARI et al., 2000), entende-se que os episódios de acresção crustal se deram sobre um núcleo Arqueano (blocos Carajás-Iricoumé, Roraima e Imataca) durante o Paleo e Mesoproterozoico em faixas orogênicas. O Cráton seria composto por seis grandes províncias geocronológicas distinguidas pelas assembleias litológicas, história metamórfica, trends estruturais e evidências geofísicas (TASSINARI, 1996; TASSINARI; MACAMBIRA, 1999). Tassinari e Macambira (1999) reuniram da bibliografia dados de três mil datações Rb - Sr, K - Ar, Sm - Nd (idade modelo), U - Pb e Pb-Pb em zircão. Este modelo teve como um de seus precursores o trabalho de Cordani et al. (1979). Com a obtenção de novos dados geocronológicos, geológicos e revisão dos já estabelecidos, os trabalhos daqueles autores passaram por modificações a partir da década de 80 (CORDANI; BRITO NEVES, 1982; CORDANI et al., 1988; TEIXEIRA et al., 1989; TASSINARI, 1996; SATO; TASSINARI, 1997; CORDANI; SATO, 1999; TASSINARI; MACAMBIRA, 1999; TASSINARI et al., 2000), (FIGURAS 2.2; 2.3). Blocos arqueanos foram amalgamados por faixas orogênicas paleoproterozoicas, desenvolvidas no período de 2260 Ma 1950 Ma, e que representam a Província Maroni-Itacaiúnas de Tassinari e Macambira (1999) ou Província Transamazonas de Santos et al. (2000, 2006). A partir daquele momento, a nova massa continental de microplacas arqueanas (blocos Imataca, Carajás e Xingu - Iricoumé) experimentou processos de acresção na sua margem oeste com a instalação de sucessivos arcos magmáticos (Províncias Ventuari – Tapajós, Rio Negro - Juruena e parte da Rondoniana - San Ignácio) foram acrescidos entre 1950 e 1450 Ma, provavelmente relacionados à subducção (Laurentia, América do Norte e Groenlândia) (TASSINARI et al., 2000; VASQUEZ, 2006). A Província Amazônia Central (> 2500 Ma) representa um núcleo estabilizado ainda no Arqueano sobre o qual se deram os eventos de acresção crustal estabelecendo as províncias paleo a mesoproterozoicas Maroni-Itacaiúnas (2260 – 1950 Ma), Ventuari–Tapajós (1950 – 1800 Ma), Rio Negro – Juruena (1800 – 1550 Ma), Rondoniana – San Inácio (1550 – 1300 Ma) e Sunsás (1250 – 1000 Ma), (FIGURA 2.3), (TASSINARI; MACAMBIRA, 1999). Santos et al. (2000) reavaliaram os dados geocronológicos existentes na literatura e interpretaram novos dados de U-Pb, Sm-Nd e Rb-Sr. A partir daí definiram sete províncias geocronológicas: Carajás-Imataca (3100 – 2530 Ma), Transamazonas (2260 – 2010 Ma), Tapajós-Parima (2030 – 1880 Ma), Amazônia 24 Central (1880 – 1700 Ma), Rondônia-Juruena (1760 – 1470 Ma), Rio Negro (1820 – 1520 Ma) e Sunsás (1330 – 990 Ma), (FIGURA 2.2). FIGURA 2.2. Evolução dos modelos de compartimentação do Cráton Amazonas. Modelos: 1 – Amaral (1974); 2 – Cordani et al. (1979); 3 – Teixeira et al. (1989); 4 – Tassinari (1996); 5 – Santos et al. (2000). Fonte: Santos (2003). 25 FIGURA 2.3 Cráton Amazônico segundo as províncias geocronológicas e suas principais associações litológicas (CORDANI et al., 1979), (TASSINARI; MACAMBIRA, 1999). Fonte: Rosa- Costa (2006). Para Santos et al. (2000) as províncias Carajás, Transamazonas, Tapajós- Parima e Rondônia – Juruena resultariam de acresção juvenil. A Província Amazônia Central representaria o retrabalhamento de crosta arqueana e as províncias Rio Negro e Sunsás seriam produtos de reciclagem continental, (FIGURA 2.4). A Faixa K’Mudku (1490 – 1140 Ma) com direção N 45º – 55º E representa uma zona de cisalhamento de centenas de quilômetros de extensão. Santos et al. (2000) consideram que a mesma teria produzido deformação e fusões locais em rochas das províncias Rio Negro, Tapajós – Parima e Transamazonas, sendo atribuída à orogenia Sunsás, situada a oeste (SANTOS et al., 2006; ROSA-COSTA, 2006). No decorrer deste trabalho foi adotada a nomenclatura utilizada por Cordani et al. (1979) e, Tassinari e Macambira (1999), uma vez que trabalhos recentes de importante relevância para o sudeste do Escudo das Guianas (AVELAR, 2002; ROSA-COSTA, 2006; VASQUEZ, 2006) utilizam esta nomenclatura, porém, adiante serão feitas menções a Santos et al. (2000 e 2006). 26 FIGURA 2.4. Distribuição das províncias geocronológicas no Cráton Amazonas proposta por Santos et al. (2006). Fonte: Santos et al. (2006) 2.2 PROVÍNCIA MARONI-ITACAIÚNAS A Província Maroní - Itacaiúnas, definida por Cordani et al. (1979), nos domínios leste dos Escudos das Guianas e Guaporé, abrange a margem atlântica do Cráton (Noroeste do Estado do Pará, Amapá e norte-nordeste de Roraima), Venezuela, Suriname, Guiana-Francesa e Guiana (FIGURA 2.3). Esta província é composta por extensas exposições de greenstone-belts e rochas metassedimentares e metavulcanossedimentares (Paramacá-Bonidoro; Barama- Mazaruni; Carichapo - Pastora e Vila Nova), deformadas e metamorfisadas em fácies xisto verde a anfibolito. Há também suítes TTG encravadas nos greenstones e nas unidades do embasamento granulítico e migmatítico, que se distribuem ao longo da margem leste do Escudo das Guianas (GIBBS, 1980; GIBBS; BARRON, 1983). 27 Segundo Santos (2003), a Província Transamazonas é constituída por cinco associações litoestratigráficas: a) Complexo Guianense que representa as regiões desconhecidas; b) Rochas de alto grau, arqueanas ou com importante herança arqueana; c) Supracrustais de terreno granito-greenstone transamazônico, tipo Vila Nova; d) Granitoides transamazônicos, com idades entre 2260 e 2060 Ma; e) Granitoides de intraplaca, pós-transamazônicos e paleoproterozoicos. Segundo vários autores (CORDANI; BRITO NEVES, 1982; GIBBS; BARRON, 1993; TASSINARI et al., 2000; DELOR et al., 2003), a Província Maroni- Itacaiúnas define faixa móvel paleoproterozoica acrescida a um bloco arqueano (Província Amazônia Central) entre 2260 e 1950 Ma, durante a Orogenia Transamazônica. O cinturão colisional paleoproterozoico Maroni-Itacaiúnas retrata um evento juvenil importante do protocráton que proporcionou a aglutinação de diversos fragmentos arqueanos, a exemplo do Complexo Imataca e outros núcleos primitivos relativamente maiores como o de Carajás. Faz fronteira a oeste com a Província Amazônia Central e parte da Província Ventuari - Tapajós. A Província Maroni-Itacaiúnas corresponde à Província Transamazonas (2260 – 2010 Ma) ou à Província Guiana Norte, assim designadas, respectivamente, por Santos et al. (2000) e Dall’ Agnol et al. (2000). A principal diferença entre as denominações está fundamentada na concepção dos limites desta província com a província arqueana de Carajás. Santos et al. (2000) consideraram as idades de protólitos arqueanos desconsiderando as idades de retrabalhamento crustal resultantes da Orogênese Transamazônica sobre rochas arqueanas. Logo o posicionamento do limite sul da Província Maroni - Itacaiúnas em relação à região de Carajás, na concepção de Santos et al. (2000), seria estendido mais a norte e englobaria o núcleo arqueano de Cupixi no norte do Pará e sul do Amapá. Apesar do retrabalhamento do bloco arqueano Imataca no Evento Transamazônico, aqueles autores não consideram estes terrenos como parte integrante da província paleoproterozoica e sim a domínios arqueanos em oposição às considerações de Tassinari e Macambira (1999) sobre a atuação da Orogênese Transamazônica em rochas arqueanas na definição dos limites desta Província. 28 Segundo Vasquez (2006) outro equívoco de Santos et al. (2000) foi restringir a Província Transamazonas às ocorrências localizadas no nordeste do Escudo das Guianas, suprimindo o Domínio Bacajá, situado a sul da Bacia do Amazonas. Em relação ao primeiro modelo proposto por Santos et al. (2000), Santos et al. (2006) mostraram avanços e reconsideraram este e outros pontos sobre os limites da província. Apesar de considerável herança arqueana nas rochas do sul do Amapá, a Província Transamazonas teve seu limite sul estendido a norte da região de Carajás englobando o Domínio Bacajá que mostra idades riacianas e siderianas. O Bloco Imataca (2080 - 2040 Ma) na Venezuela também foi incorporado à Província. Santos et al. (2006) enfatizam a denominação de Cráton “Amazonas” em vez de Cráton “Amazônico” uma vez que entidades tectônicas não devem ser nomeadas com adjetivos e sim substantivos. Utilizando dados geocronológicos Tassinari (1996) definiu dois domínios na Província Maroni - Itacaiúnas marcados pela falha NE - SW, que ocorre ao longo do Rio Oiapoque, na fronteira entre Brasil e Guiana Francesa. O domínio simático representaria a porção juvenil da Província estabelecida no Riaciano por processos de acresção crustal e eventos magmáticos paleoproterozoicos. O outro domínio, ensiálico, seria representado por protólitos arqueanos retrabalhados durante o Evento Transamazônico que, a exemplo do Complexo Imataca, encontram-se preservados como inlieres em meio a rochas paleoproterozoicas nas regiões de Cupixí e Tartarugalzinho. Estes protólitos serviram de prováveis fontes de magmas félsicos, gerados por fusão parcial de crosta continental, arqueana, na geração dos granitoides riacianos, fato este abordado por Avelar (2002) a partir de idades modelo TDM com assinatura intermediária entre fontes arqueanas e paleoproterozoicas, e valores de εNd negativos indicando participação de crosta continental na geração dos granitoides. Avelar (2002) realizou abrangente reconhecimento geocronológico no centro - norte do Amapá, baseado em datações por Sm-Nd em rocha total e Pb-Pb em zircão. Perfis geocronológicos ao longo do Rio Oiapoque e BR-156 permitiram definir uma zona de transição entre os domínios ensiálicos e simáticos. O limite sul da zona de transição se posicionaria a norte dos gnaisses granulíticos da região de Tartarugalzinho, e a parte norte se posicionaria nos limites com a Guiana Francesa. No domínio de transição predominam granitoides de 2100 Ma, os quais possuem 29 idades modelo TDM arqueanas ou de mistura entre componentes arqueanos e paleoproterozoicos. Ainda na zona de transição Avelar (2002) identificou raros registros de acresção juvenil com base em datações de granitoides cálcio-alcalinos de 2180 e 2160 Ma, os quais mostram idades modelo TDM de 2,34 a 2,24 Ga e valores positivos de εNd. No domínio arqueano, Avelar (2002) identificou dois pulsos magmáticos na porção centro-norte do Amapá. O primeiro pulso compreenderia os gnaisses tonalíticos de Cupixi de 2850 – 2790 Ma. O segundo pulso englobaria os precursores ígneos dos granulitos de Tartarugal Grande ou Complexo Tartarugal Grande, os quais têm idades de 2620- 2580 Ma (ROSA-COSTA et al., 2012). Segundo Avelar (2002) esses dados confirmam os núcleos arqueanos na Província Maroni-Itacaiúnas, não afetados pela orogenia Transamazônica, e que possuem idades idênticas a da crosta arqueana da Província de Carajás. Com base em dados geocronológicos, Rosa-Costa (2006) e Rosa-Costa et al. (2012) definem domínios tectônicos pré-cambrianos no Amapá e no norte do Pará. O Bloco Amapá representa as rochas arqueanas preservadas e retrabalhadas no evento Transamazônico. A sul deste bloco, o Domínio Carecuru representa rochas ácidas geradas no plutonismo riaciano tendo associado extenso fragmento Arqueano chamado de domínio Paru (Bloco Amapá). As rochas de composição ácida a norte do Bloco Amapá, também geradas no evento Transamazônico, definem o Domínio Lourenço. As unidades metavulcanossedimentares paleoproterozoicas foram discriminadas por terem idades maiores e menores que 2260 Ma, sendo que ambas ocorrem em todos os domínios, (FIGURA 2.5). A área objeto de estudo está incluída no sudeste da Província Maroni- Itacaiúnas, o qual, como já mencionado anteriormente, foi acrescido a um microcontinente arqueano estável, durante a orogenia Transamazônica (2260 – 1950 Ma) (TASSINARI et al., 2000), quando houve intensa geração de granitoides e rochas associadas, alojadas em greenstones, (FIGURA 2.5). Bosma et al. (1983) descreveram no Suriname dois grupos de granitoides: as intrusões trondhjemíticas e tonalíticas associadas às sequências metavulcano- sedimentares e os leucogranitos a duas micas. 30 FIGURA 2.5 Mapa tectônico do Estado do Amapá com ênfase nos domínios Lourenço, Carecuru e Bloco Amapá. Fonte: Rosa-Costa et al.(2012). Segundo Gibbs e Barron (1993) houve dois importantes eventos magmáticos no Paleoproterozoico na Província Maroni-Itacaiúnas. O primeiro é definido pelos granitos sintectônicos sódicos (Granito Guyanais da Guiana Francesa) e o segundo tardi a pós-tectônico, representado pelo Granito Caraíba. Outros estudos identificaram três eventos magmáticos ácidos. Foram reconhecidos trondhjemitos no Complexo Ile de Cayenne, na Guiana Francesa, os 31 quais teriam sido os precursores do magmatismo ácido paleoproterozoico de 2200 e 2170 Ma. Na Guiana Francesa e no centro-norte do Amapá outros TTG’s foram divididos em dois pulsos magmáticos de 2180-2160 Ma e 2150-2130 Ma (DELOR et al., 2003). O terceiro evento é formado por leucogranitos com 2110 Ma a 2080 Ma. Milési et al. (1995) identificaram granitos com cerca de 2080 Ma alojados nas sequências supracrustais. O ambiente geotectônico corresponderia a arcos de ilha, com associações TTG derivadas da fusão parcial da crosta oceânica no processo de subducção. Posteriormente houve o retrabalhamento de granitoides, de associações TTG e de greenstones gerados no primeiro estágio, o que originou novos granitos (DELOR et al., 2003), (FIGURA 2.4). Intrusões ácidas pós-transamazônicas (< 1900 Ma) se associam a unidades paleoproterozoicas do Amapá. Lima et al. (1974) obtiveram a idade (método Rb-Sr) de 1750 Ma para o Granodiorito Falsino, e 1680-1340 Ma para sienitos (Mapari). Segundo Vasquez e Lafon (2001) apenas os granitos alcalinos devem pertencer ao evento cratogênico de 1750 Ma. Aqueles autores obtiveram a idade de 1753 ± 3 Ma para o Granito Waiãpi. Ricci et al. (2001) descrevem hastingsita sienogranitos isotrópicos do tipo-A, cujos corpos são circulares a elípticos. Os granitoides transamazônicos do centro-leste do Amapá não são mencionados em detalhes na literatura recente, o que reflete a escassez de dados. Contudo, sabe-se, que esses granitoides ocorrem próximo ao limite sul do domínio transicional na região de Tartarugalzinho, os quais estão associados aos greenstones do Grupo Vila Nova e Grupo Tartarugalzinho. Os greenstones são compostos por metavulcânicas toleíticas e localmente metadunitos, metaperidotitos maciços, olivina-clorita-tremolita xistos, talco-tremolita- clorita xistos e antofilita-talco xistos. A parte superior é formada por quartzitos, xistos pelíticos, metagrauvacas e formações ferríferas bandadas. Metavulcânicas félsicas e anfibolitos ocorrem de modo subordinado (ROSA-COSTA, 2006). 32 Eorriaciano oceanização (2,26 - 2,20 Ga) Arco Mesorriaciano (2,18 - 2,13 Ga) Neorriaciano transcorrência sinistral (2,11 - 2,08 Ga) Neorriaciano estiramento crustal (2,07 - 2,05 Ga) FIGURA 2.6 Evolução da Província Maroni-Itacaiúnas no Escudo das Guianas. Fonte: Delor et al. (2003). 33 3 GEOLOGIA LOCAL As unidades litoestratigráficas na região de Tartarugalzinho distribuem-se do Arqueano ao Fanerozoico, com destaque para as paleoproterozoicas riacianas (2260 a 2050 Ma) relacionadas à Orogênese Transamazônica. O embasamento Arqueano é representado pelo Gnaisse Porfírio e pelo Metagranitoide Pedra do Meio, além de um provável domínio indiviso representado por gnaisses, ambos hospedeiros de corpos granitoides e faixas irregulares de supracrustais. Como representantes do Fanerozoico, há diques de diabásio da Suíte Intrusiva Cassiporé e coberturas terciárias da Formação Barreiras, (Anexo I). 3.1 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS Cartografados por Rosa-Costa et al. (2012) no extremo sudoeste da área de estudo, as unidades do arqueanas compreendem litotipos metamórficos de alto grau descritos como gnaisses tonalíticos, granodioríticos e monzograníticos. O quadro geológico da área engloba granitoides variados em termos composicionais e petrogenéticos. A Suíte Intrusiva Flexal (ROSA-COSTA et al., 2012) inclui anfibólio tonalitos, biotita tonalitos, biotita-anfibólio tonalitos, quartzo dioritos e biotita granodioritos, cujas as variedades são portadoras de epidoto. Apresentam foliação milonítica e gnáissica imposta por zonas de cisalhamento. O Tonalito Papa-Vento compreende anfibólio tonalitos, biotita tonalitos, biotita granodioritos e biotita monzogranitos. Estas rochas possuem foliação gnáissica ou protomilonítica a milonítica. O Grupo Tartarugalzinho Rosa-Costa et al. (2012) compreende rochas metamáficas e sequências do tipo greenstone belt, localizada na parte central da área de estudo com orientação NW-SE. Estas rochas eram atribuídas ao Grupo Vila Nova, ou Suíte Metamórfica Vila Nova (JORGE JOÃO et al., 1978). A unidade de menor expressão compreende os diques de diabásio e microgabros com constante orientação de colocação NW e NE, de ampla ocorrência no Amapá. 34 3.1.1 Gnaisse Porfírio e Metagranitoide Pedra do Meio As duas unidades estão em contato tectônico sendo o Metagranitoide Pedra do Meio o de maior expressão, com aproximadamente 250 km² ao passo que o Gnaisse Porfírio possui 15 km². Rosa-Costa et al. (2012) descrevem a forma lenticular do Gnaisse Porfírio ao longo da direção NW e suas rochas foliadas de composição granodiorítica e tonalítica, ora migmatizados e registrando metamorfismo de fácies anfibolito. A sua idade mínima de cristalização seria de 3485 ± 3 Ma (Pb-Pb em zircão), e idade TDM Sm-Nd em rocha total seria de 3,51 Ga (ROSA-COSTA et al., 2012), (FIGURA 3.1). A B L L FIGURA 3.1 Ocorrências do Metagranitóide Pedra do Meio, SW da área de estudo, Ponto LLCD 17. A) Lajedo de biotita-gnaisse granodiorítico com bandamento gnáissico de baixo ângulo; B) xenólito máfico decimétrico. Esta rocha é aproximadamente 546 Ma mais jovem que a mais antiga do mundo, o ortognaisse Acasta com 4031 ± 8 Ma (U-Pb SHRIMP), e 73 Ma mais antiga que o gnaisse tonalítico Bom Jesus (RN), o qual forneceu a idade de 3412 ± 8 Ma (U-Pb SHRIMP), até então a rocha mais antiga no Brasil, e na América do Sul, (SILVA, 2006). Com isso o Gnaisse Porfírio ganha destaque como uma das rochas mais antigas já datadas no Brasil. Segundo Rosa-Costa et al. (2012) o Metagranitóide Pedra do Meio consiste em um corpo circular alongado a direção WNW-ESE, constituindo fragmentos de crosta arqueana com segmentos retrabalhados no evento Transamazônico. Há biotita gnaisses graníticos, granodioríticos e tonalíticos subordinados. São rochas ortoderivadas metamorfisadas na fácies anfibolito. O protólito teria idade 35 de cristalização de 2592 ± 22 Ma (U-Pb zircão), 3,21 Ga (TDM Sm-Nd rocha - total). Comumente englobam xenólitos angulosos de granulito máfico, (FIGURA 3.2 B). 3.1.2 Grupo Tartarugalzinho Abrange rochas metavulcanossedimentares metamorfisadas em fácies xisto verde, e que se associam a granitoides cálcio-alcalinos (sequência granito- greenstone). (LIMA et al., 1974) denominaram unidades metavulcanossedimentares presentes em várias regiões do Amapá, como Grupo Vila Nova. Jorge João et al. (1978) estudando a região a oeste de Tartarugalzinho incluíram estes greenstones na Suíte Metamórfica Vila Nova. Rosa-Costa et al. (2012) incluiram as rochas metavulcanossedimentares que ocorrem no município de Tartarugalzinho, em um novo unidade denominada de Grupo Tartarugalzinho. O membro máfico, de ocorrência subordinada nesta unidade, foi denominado de Anfibolito Anatum por Jorge João et al. (1979). Associados às rochas metamáficas há xistos e quartzitos reconhecidos como Mica-xisto Tartarugalzinho e Quartzito Fé em Deus, respectivamente (JORGE JOÃO et al., 1979). O Anfibolito Anatum representaria a parte basal da sequência sobreposta pelo Quartzito Fé em Deus e Mica-xisto Tartarugalzinho no topo. Aqui será, em parte, adotada a denominação usada por Rosa-Costa et al. (2012). Estes autores individualizaram os membros Unidade Metassedimentar e Unidade Metamáfica e Metaultramáfica em unidades indivisas. A nova cartografia geológica para a região apresentada neste trabalho (Anexo I) utiliza o termo Quartzito Fé em Deus para os quartzitos que ocorrem na região de Tartarugalzinho, uma vez que julgou ser possível o desmembramento destas ocorrências das outras metassedimentares com base no mapeamento e interpretação de produtos de sensores remotos. As rochas metavulcanossedimentares têm importância secundária no objetivo deste trabalho logo, o nível de detalhamento e abordagem sobre os diversos aspectos serão breves. 36 3.1.2.1 Unidade metamáfica Jorge João et al. (1979) descreveram no médio curso do rio Tartarugalzinho anfibolitos, biotita - actinolita xistos, actinolita - tremolita xistos, anfibólio xistos e actinolita xistos de cor predominantemente esverdeada e cinza claro e granulação fina. Na escala macroscópica nota-se fina foliação NW-SE marcada pela orientação preferencial de anfibólio prismático, (FIGURA 3.2 A). A B Anfibólio C D Anfibólio Anfibóli E F Anfibólio Anfibólio Inclusões de Plagioclásio quartzo Plagioclásio FIGURA 3.2 A) Ponto DCL - 49, lajedo de biotita-actinolita xisto da Unidade Metamáfica. B a F) Fotomicro grafias em luz plano polarizada de rochas metabásicas. B) Biotita - actinolita xisto com porfiroblasto de anfibólio em disposição radial; C) porfiroblastos de anfibólio de 3ª geração, oblíquos e ortogonais à foliação; D) Porfiroblastos de anfibólio de 3ª geração em arranjo radial; E) Anfibólio prismático com inclusões de quartzo/plagioclásio; F) Porfiroclastos de plagioclásio e anfibólio, imersos em fina ma triz formada por novos grãos de quartzo, plagioclásio, biotita e anfibólio. 37 A matriz é composta por grãos equigranulares de plagioclásio e/ou quartzo mostrando contatos irregulares a raros retilíneos, tendo finos cristais orientados de biotita e anfibólio de segunda geração. Inclusos nessa matriz há porfiroclastos tabulares de anfibólio (1ª geração) e, por vezes, de plagioclásio e epidoto neoformado. Porfiroblastos de anfibólio em arranjo radial (3ª geração) podem mostrar terminações paralelas e ortogonais à foliação, (FIGURA 3.2). 3.1.2.2 Unidade Metassedimentar A Unidade Metassedimentar engloba grafita xistos, muscovita xistos e quartzo-sericita xistos, além de quartizitos. As únicas exposições cartografadas afloram no corte de estrada na BR - 156, km 213, após o povoado de Tartarugal Grande e na margem direita do baixo curso do rio Tartarugalzinho (DCL - 51). No primeiro é possível identificar o padrão estrutural regional NW-SE e moderado valor de mergulho da xistosidade S1//S0 (36°/NNE) cortada pela superfície S2 (plano - axial) definida pela crenulação de S1. No rio Tartarugalzinho afloram quartzo - sericita xistos miloníticos de cor esbranquiçada, os quais hospedam grãos de sulfeto metálico. A foliação milonítica tem atitude N30°W / 56°SW, (FIGURA 3.3). A Foliação B milonítica 5 cm FIGURA 3.3 A) Amostra de mão de sericita-quartzo xisto (DCL-51) com foliação milonítica. B) Fotomicrografia panorâmica com polarizadores cruzados destaca ao centro porfiroclasto de quartzo e sulfeto m etálico (opaco) contornado por níveis de sericita definindo a foliação. 38 3.1.2.3 Quartzito Fé em Deus De modo semelhante aos mica xistos de Tartarugalzinho, as ocorrências de quartzitos são restritas a três afloramentos (DCL-04, 60 e 61). Os grãos de quartzo destas rochas mostram evidências de deformação rúptil-dúctil tais como famílias de vênulas com boa densidade de veios de espessura subcentimétrica, em geral condicionados a fraturas conjugadas. Localmente, (DCL-04) os quartzitos hospedam importante mineralização aurífera classificado como depósito pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) no Projeto PNPO (Programa Nacional de Prospecção de Ouro) - Tartarugalzinho (1995). 3.1.3 Suíte Metamórfica Guianense: importância histórica Um dos pioneiros e mais amplos programas de levantamento geológico na região foi realizado e documentado pelo Projeto Falsino (convênio entre a Companhia de Recursos Minerais - CPRM e Departamento Mineral de Produção Mineral - DNPM) a partir do qual Jorge João et al. (1978) denominaram de “Suíte Metamórfica” Guianense para o conjunto de granitoides e gnaisses associados, do sudoeste do Estado do Amapá. Naquela ocasião foram considerados granitoides foliados e rochas isotrópicas, variação causada pelos diferentes estágios “migmatíticos” (aspecto descritivo). Jorge João et al. (1978) basearam em litotipos tonalíticos-granodioríticos (Tonalito Papa-Vento) e graníticos (Granito Cigana) para separar unidades que naquele momento eram atribuídas ao Arqueano, (FIGURA 3.4). Segundo Jorge João et al. (1979) em ampla área de ocorrência da unidade Guianense, que se estende a leste (maior parte da área do presente estudo), não foi possível se adotar esta subdivisão devido à dificuldade de acesso e falta de exposições. Aqueles autores além de denominá-la de Suíte Metamórfica Guianense também a estabeleceram como uma unidade litodêmica da unidade litoestratigráfica macrorregional Complexo Guianense, anteriormente definida por Lima et al. (1974). Este complexo foi inicialmente descrito como um conjunto de gnaisses, 39 metagranitoides e granulitos com ampla distribuição do Amapá e noroeste do Pará. Desde a década de 70, a definição do Complexo Guianense passa por modificações. Ricci et al. (2001) restringem o Complexo Guianense (ortognaisses cinza de fácies anfibolito) ao Domínio Jari, sudoeste do Amapá. Segundo Santos (2003) o Complexo Guianense não representa as rochas de embasamento, mais antigas da província e, sim os terrenos pouco conhecidos litológica e cronologicamente. Aos poucos este complexo vem-se desmembrando em unidades arqueanas e paleoproterozoicas. As mudanças também acompanharam as definições das unidades litoestratigráficas a exemplo desta denominada por Jorge João et al. (1979). Em citações recentes, Schobbenhaus e Brito Neves (2003) não fazem referência à “Suíte Metamórfica Guianense” de Jorge João et al. (1979), no mapa de unidades litoestratigráficas Paleoproterozóicas do Brasil, mas em parte adotam a subdivisão proposta por Jorge João et al. (1979), as reconhecendo como Formação Papa- Vento, Grupo Cigano e Suítes Plutônicas. O Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística - IBGE (Projeto Sistema Integrado de Vigilância da Amazônia - SIVAM-2004) publicou na escala de 1: 750.000 a Carta Geológica do Estado do Amapá, como produto de compilação e revisão. Adotou-se a mesma subdivisão de Jorge João et al. (1979), porém substitui a denominação “Suíte Metamórfica Guianense” por “Suíte Intrusiva Falsino” o qual engloba o Tonalito Papa-Vento, o Granito Cigana e áreas indivisas (denominado apenas de Suíte Intrusiva Falsino), (FIGURA 3.5). A despeito dos avanços no seu conhecimento alcançados por outros autores, não há relatos de formalização desta “nova” nomenclatura, nem menção no léxico estratigráfico do Serviço Geológico do Brasil. Após o levantamento bibliográfico constatou-se certas discrepâncias de nomenclatura e uniformidade na denominação dos granitoides da região de Tartarugalzinho. O que se nota com as recentes menções na bibliografia é a tentativa de substituição do termo “Suíte Metamórfica” por outro mais adequado, pois atualmente tem sido estabelecido o correto posicionamento estratigráfico no Paleoproterozoico (Meso a Neorriaciano) (AVELAR, 2002; DELOR et al., 2003), onde até então eram associadas (guardadas algumas semelhanças) aos terrenos arqueanos de alto grau de áreas adjacentes (Terreno Antigo Cupixi - Tartarugal Grande -TACTG). 40 A CPRM retomou os programas de mapeamento na região (Geologia e Recursos Minerais) em escala 1: 250.000 das Folhas Lourenço, Rio Araguari e Oiapoque, nas regiões centrais e norte do Amapá. Estes levantamentos geológicos foram aprimorados a partir dos produtos aerogeofísicos de alta resolução, ferramenta que trará grandes avanços na cartografia geológica desta porção da Amazônia. Estes dois últimos foram concluídos em 2012 e 2011, respectivamente. Rosa-Costa et al. (2012, in: Projeto Rio Araguari – CPRM) cartografaram novas unidades e mantiveram nomes previamente definidos como Tonalito Papa - Vento e Granito Cigana. A folha Rio Araguari cobre 30% da área deste estudo, onde estão as áreas - tipo do Tonalito Papa - Vento, do Granito Cigano, do Grupo Tartarugalzinho e a da recentemente definida Suíte Intrusiva Flexal. ÁREA DE ESTUDO FIGURA 3.4 Mapa geológico produzido pelo Projeto Falsino (1979). O retângulo representa a área do presente estudo, na qual domina o membro indiviso da Suíte Metamórfica Guianense associad o à sequência metavulcanossedimentar Vila Nova. Jorge João et al. (1979). Fonte: Projeto Falsino - CPRM/DNPM (JORJE JOÃO et al., 1979). 41 FIGURA 3.5 Mapa geológico, recorte adaptado da Carta Geológica do Estado do Amapá IBGE (Projeto SIVAM-2004). Notar o predomínio do membro indiviso da Suíte Intrusiva Falsino na área de estudo. Fonte: Projeto SIVAM-2004 42 FIGURA 3.6 Mapa geológico preliminar da região de Tartarugalzinho. Fonte: O autor (2013). 43 Os granitoides da “Suíte Metamórfica Guianense” na concepção de Jorge João et al. (1979) são considerados nesta dissertação como pertencentes ao Grupo Falsino, definido neste trabalho. O estudo geoquímico e geocronológico apresentado adiante fundamentará possíveis alterações de nomes e de áreas de ocorrência de unidades litoestratigráficas. 3.1.4 Grupo Falsino O Grupo Falsino é definido nesta dissertação em substituição a unidade Suíte Intrusiva Falsino, que pelos últimos avanços do conhecimento geológico desta região comprovou-se que era definida por três diferentes suítes granitoides, as quais apresetam características geológicas distintas do ponto geodinâmico, geocronológico e petrológico, porém resultantes de orogenias riacianas (2260 a 2050 Ma) no Evento Transamazônico. Apresenta-se como unidade de expressão regional, dominante na área de estudo, com cerca de 75 % das ocorrências (Anexo I) o qual reúne plútons ácidos das suítes intrusivas pré-colisionais Flexal, Papa Vento, Cigana e Rio Ariramba, porém relacionadas a diferentes arcos magmáticos, (FIGURA 3.6). 3.1.4.1 Suíte Intrusiva Flexal Rosa-Costa et al. (2012) definem esta unidade como anfibólio tonalitos, biotita tonalitos, quartzo dioritos e biotita granodioritos mostrando foliação protomilonítica e desenvolvendo bandamento gnáissico. As idades de cristalização variam de 2194 ± 2,3 a 2184 ± 13 Ma (U-Pb LA em zircão). Idades de cristalização de 2197 ± 3 Ma foram fornecidas pelo (Pb-Pb em zircão). Idades de 2,73 a 2,37 Ga foram obtidas pelo método Sm-Nd rocha total. As melhores exposições foram descritas no médio curso do rio Flexal, à jusante da rodovia BR-156, extremo norte/noroeste da área, (FIGURA 3.6). 44 São abundantes os mesoenclaves microgranulares dioríticos nas rochas da Suíte Intrusiva Flexal. Estas rochas possuem anfibólio, andesina, biotita, quartzo e epidoto. Além de mesoenclaves, também estão presentes megaenclaves semelhantes aos descritos no Tonalito Papa - Vento (João e Marinho, 1982). Quando mapeáveis, estes autores os relacionam ao Grupo Vila Nova. Assim, estes enclaves, são associados genética e cronologicamente e mostram disposição concordante às estruturas dos granitoides hospedeiros, (FIGURA 3.7). Na seção geológica ao longo do rio Flexal, predominam tonalitos ricos em enclaves máficos dioríticos, por vezes originando membros híbridos (magma mixing) e bandamentos composicionais (produto de magma migling). Localmente há anfibólio tonalitos isotrópicos ou com foliação marcada pela orientação preferencial de anfibólio, que poderia representar remanescentes de magma tonalítico não contaminado por líquido diorítico, aqui atribuído à fácies anfibólio tonalito. São comuns finos corpos tabulares de trondhjemitos (ver capitulo 5). Este domínio máfico - tonalítico passa gradativamente para um domínio monzogranítico porfirítico contendo escassos enclaves máficos, nas imediações da vila de Pernambuco, Pracuuba. No domínio de transição há estruturas de fluxo magmático definidas por alternância de bandas irregulares máficas, tonalíticas, leucograníticas e aplíticas. Próximo aos monzogranitos porfiríticos, gradativamente ocorrem fenocristais imersos e algo assimilados pelos líquidos máficos. 45 A B Anfibólio tonalito Trondhjemito tabular Enclave dioritico C Trondhjemito tabular D Enclave dioritico Anfibólio tonalito E F Plagioclásio Biotita G Biotita H Contato poligonal Biotita Anfibólio Anfibólio 2mm 1mm FIGURA 3.7 A) Anfibólio tonalito da Suíte Intrusiva Flexal. A linha em amarelo separa o enclave máfico/dioritico de rochas híbridas; B e C) Enclave diorítico concordante à foliação e associado a trondhjemitos de injeção; D) Afloramento no rio Flexal; E) Aplito trondhjemítico em tonalito e leitos dioríticos, em corte vertical do afloramento. Notar borda de resfriamento próximo à escala; F) Fotomicrografia em luz plano polarizada de biotita-anfibólio tonalito granoblástico; G) Fotomicrografia com polarizadores paralelos de biotita-anfibólio tonalito. H) Fotomicrografia com polarizadores cruzados de biotita-anfibólio tonalito com textura granoblástica. 46 A análise de mapas magnéticos de aerolevantamento geofísico atestam esta mudança litológica. Entre as estações DCL - 44 e DCL - 45 verifica-se a transição para um corpo intrusivo diferente hospedado na Suíte Intrusiva Flexal. Num primeiro momento estas diferenças já haviam sido interpretadas como um contato entre unidades litoestratigráficas, assim justificadas: - A fácies monzogranítico protomilonítico porfirítico é caracterizada por fenocristais prismáticos de feldspato alcalino e plagioclásio. - Outra diferença em relação aos tonalitos ricos em enclaves máficos e o anfibólio tonalito é a ausência de anfibólio e as pequenas quantidades modais de minerais máficos. Na ponto DCL - 19, próximo à forte inflexão do curso do rio Flexal, o monzogranito protomilonítico porfirítico tem foliação vertical que poderia sugerir proximidade à borda do corpo. - Ainda neste ponto foi descrito xenólito tonalítico portador de anfibólio (sem descrição microscópica), possivelmente representante da fácies anfibólio tonalito da Suíte Intrusiva Flexal. Enclaves máficos submétricos e elípticos também são concordantes à foliação sendo portadores de finos xenocristais arredondados de feldspato. - Apesar de imprecisa, a datação (Pb-Pb em zircão) da amostra DCL - 46, permite descartar a associação com rochas da Suíte Intrusiva Flexal (ver capítulo 7). Por considerações petrográficas, estruturais, geofísicas, geocronológicas e cartográficas, faz-se necessário associar os monzogranitos protomiloníticos porfiríticos aos magmas da Suíte Intrusiva Rio Ariramba. 3.1.4.1.1 Diorito Riacho Doce Avelar (2002) datou corpo diorítico na sede do município de Tartarugalzinho (balneário Riacho Doce), obtendo a idade de cristalização de 2181 ± 3 Ma (Pb-Pb em zircão). As idades obtidas por Rosa-Costa et al. (2012) que definem a Suíte Intrusiva Flexal são similares àquela obtida por Avelar (2002) em dioritos. O Diorito Ricaho Doce ocorre como lajedos no leito do rio Tartarugalzinho, próximo à rodovia BR - 156. A rocha tem cor verde escura, textura nematoblástica 47 fina e foliação milonítica NW - SE do tipo contínua e anastomosada. Há fraturas conjugadas preenchidas por finos veios de quartzo, (FIGURA 3.8). A B FIGURA 3.8 Diorito Riacho Doce (DCL - 26). A) vista panorâmica do afloramento; B) Foliação N60W envolvendo enclave de anfibolito (círculo) afetado pela foliação. Fraturas ressaltadas pelas linhas em amarelo. É comum a ocorrência de diques de diabásio foliados com poucos centímetros de espessura e submétricos, concordantes à foliação. Xenólitos de prováveis anfibolitos estão presentes. No ponto DCL - 26 afloram matacões de gabro de granulação média, porém sem ligação genética com o metadiorito. 3.1.4.2 Suíte Intrusiva Papa Vento (Tonalito Papa - Vento) Segundo Jorge João et al. (1979) o Tonalito Papa-Vento foi definido em áreas drenadas pelas bacias do alto curso do rio Flexal e igarapé do Videira, afluente pela esquerda do alto curso do rio Falsino (FIGURA 3.4). Outra expressiva faixa distribui-se na bacia do igarapé Papa-Vento, afluente do rio Tartarugalzinho. Suas ocorrências tipo localizam-se em áreas extremas, a oeste e sudoeste além da área deste estudo. Como mencionado anteriormente, em decorrência da escassez de informações geológicas para os terrenos situados a leste do Projeto Falsino, admitiu-se que os granitoides agora estudados integravam uma unidade indivisa (Projeto SIVAM-2004), (FIGURA 3.5). Para Jorge João et al. (1979) o Tonalito Papa-Vento engloba tonalitos, trondhjemitos e granodioritos isotrópicos a foliados. Em adicional Rosa-Costa et al. 48 (2012) cita o Granito Cigano compreende importantes intrusões graníticas hospedadas no Tonalito Papa-Vento e Suíte Intrusiva Flexal. Rosa-Costa et al. (2012) expande as ocorrências do Tonalito Papa-Vento, inclusive a litotipos mais evoluídos, englobando anfibólio tonalitos, biotita tonalitos, biotita granodioritos e biotita monzogranitos, os quais, possuem foliação gnáissica, protomilonítica ou milonítica e textura granular subedral porfirítica. Há transição gradativa entre os tipos isotrópicos e foliados. Estes mesmos autores obtiveram dados geocronológicos (U-Pb LA em zircão) para a Unidade Papa-Vento encontrando idades de cristalização 2136 ± 7,5 Ma e idade mínima de cristalização de 2130 ± 20 Ma (Pb-Pb em zircão), 2,7 e 2,51 Ga (TDM Sm-Nd rocha total). Rosa-Costa et al. (2012) ainda utiliza a denominação de “Tonalito” para esta unidade. Como supracitado o Tonalito Papa Vento não representa um corpo isolado, e sim corpos amalgamados, acrescido a uma margem continental definindo faixa tabular, composta por corpos tonalíticos a monzograníticos hospedados na Suíte Intrusiva Flexal e Grupo Tartarugalzinho. Logo, prefere-se denominá-lo de Suíte Intrusiva Papa Vento. Apesar de os mapas geológicos encontrados na literatura indicarem a ocorrência desta unidade na área em estudo, isto não foi confirmado pelo mapeamento, uma vez que as características petrográficas mencionadas por outros autores não condizem com as observadas, porém a mesma foi admitida na área desta dissertação com base na interpretação de mapas de produtos aerogeofísicos radiométricos, ocorrendo nas imediações do povoado de Tartarugal Grande e Bom Jesus dos Fernandes, hospedando granitoides da Suíte Intrusiva Rio Ariramba. 3.1.4.3 Suíte Intrusiva Cigana Definido por Jorge João et al. (1979), o Granito Cigana ou Suíte Intrusiva Cigana (este trabalho) corresponde a corpos graníticos (monzo e sienogranitos), em geral com formas alongadas a NW-SE, gerados em ambiente colisional (~ 2010 Ma) o qual intrude indiscriminadamente as unidades pré-colisionais, supracrustais e o embasamento Arqueano (ROSA-COSTA et al., 2012). 49 Aflora na região da Vila de Itaubal, no leito do rio homônimo com a rodovia BR-156 no ponto DCL - 24. Foi descrito granito com intensa deformação dúctil com foliação milonítica forte e com fraturas pouco espaçadas (FIGURA 3.9). As demais ocorrências da Suíte Intrusiva Cigana foram cartografadas por interpretação de sensores remotos (Anexo I). A B FIGURA 3.9 Aspectos macroscópicos das rochas da Suíte Intrusiva Cigana (Ponto DCL - 24). 3.1.4.4 Suíte Intrusiva Rio Ariramba Compreende diversos stocks com formas elípticas e alongadas alojados na Suíte Intrusiva Papa Vento, no Grupo Tartarugalzinho, no Metagranitóide Pedra do Meio e em Gnaisses Indiscriminados. Afloram biotita tonalitos porfiríticos, biotita granodioritos porfiríticos e biotita monzogranitos algo porfiríticos, as vezes milonitizados. As melhores exposições foram descritas em cortes de estrada na rodovia BR-156 (DCL - 07), próximo à ponte que cruza o rio Tartarugal Grande, blocos ao longo de ramal de acesso ao km 195 da rodovia (Estações DCL -“14 - 15 - 16 - 17”), próximo ao assentamento Governador Janary e baixo rio Ariramba, fazendo limite a oeste e a sul com as unidades arqueanas, a norte com o Grupo Tartarugalzinho e a leste com o Grupo Barreiras. 50 Os blocos isolados são facetados, e podem atingir três metros de altura e algumas centenas de metros quadrados. Mostram caneluras verticais resultantes da erosão, (FIGURA 3.10). São granitoides hololeucocráticos, acinzentadas, em geral têm textura subequigranular subedral porfirítica, fraca foliação magmática e por vezes, discreto bandamento composicional, ambos com orientação E-W a NW-SE. Os fenocristais de feldspato potássico estão hospedados em massa fundamental fanerítica média composta por plagioclásio, quartzo, microclina e biotita, o qual apresenta inclusões de plagioclásio, biotita e quartzo. LLCD - 11 DCL -- 12 FIGURA 3.10 Afloramentos da Suíte Intrusiva Rio Ariramba. A proporção, forma e tamanho dos fenocristais muda entre os afloramentos, sendo tabulares geminados, com razão entre os eixos próximo de 1:1 a alongados com razão 4:1. Mesmo os alongados são concordantes a subconcordantes à foliação regional NW - SE, (FIGURA 3.11). 51 A Fenocristal B Megacristal de De Feldspato potássico Feldspato potássico Veio de quartzo Fenocristal C Fenocristal D De de Feldspato potássico Feldspato potássico FIGURA 3.11 A) Fenocristais / porfiroclastos (contorno em vermelho) de feldspato paralelos e subparalelos à foliação (linha amarela) imersos em massa fundamental granodiorítica. B) Megacristal com veios de quartzo; C) Fenocristais concordantes à foliação; D) Orientação preferencial de fenocristais. No ponto DCL - 07 o hololeucogranodiorito porfirítico hospeda enclave elíptico métrico microgranular de biotita diorito. Neste enclave há fenocristais anédricos de feldspato dispersos, principalmente no contato com o granitoide. Neste caso o granitoide “digere” parcialmente o enclave máfico, (FIGURA 3.12). Nesta situação observa-se que o contato do enclave com a rocha hospedeira é bem definido, sendo abrupto em sua parte inferior, e algo difuso na parte superior. Nesta última notam-se feições que sugerem mistura entre líquidos. Por vezes, o enclave diorítico mostra-se nitidamente assimilado pelo líquido granítico (magma mixing). Isto é testemunhado pela presença de material máfico misturado ao líquido félsico, paralelizando-se ao longo da foliação marcada por cristais de biotita. Foram descritas porções híbridas ricas em minerais ferromagnesianos (biotita?) com porções com fenocristais (xenocristais) arredondados 52 subcentimétricos que parecem estar parcialmente assimilados pelo diorito, (FIGURA 3.12). A densidade de fenocristais no afloramento do ponto DCL-21 é única na área. Ocorrem cristais tabulares, geminados e prismas alongados com até 15 cm e relação 4:1 e orientados segundo a foliação de fluxo magmático. Cristais maiores aparentemente têm certa dificuldade em rotacionar devido à maior área de contato com o líquido hospedeiro (FIGURA 3.13 A, B). Neste mesmo afloramento há fenocristais com trajetória curva do fluxo magmático (FIGURA 3.15 F). Os fenocristais de microclina mostram zoneamento oscilatório, (FIGURA 3.15 D). A B Híbrido C D fenocristal xenocristal E F Plagioclásio Quartzo FIGURA 3.12. Afloramento da Suíte Intrusiva Rio Ariramba. A) hololeuco granodiorito com enclave máfico; B) rocha híbrida resultante da interação de líquidos félsico e máfico; C) Enclave máfico com xenocristais de feldspato; D) Granodiorito porfirítico; E) Fotomicrografia com polarizadores cruzados, notar quartzo com contatos suturados e extinção ondulante; F) Fácies hololeuco granodiorítica. 53 A Fenocristais B geminados Fenocristais FIGURA 3.13 Granodiorito porfirítico, ponto DCL-21. A) fenocristais de feldspato potássico geminados em forma de cruz; B) fenocristais aleatórios em rocha com fraca foliação. Excelentes exposições foram encontradas na bacia do rio Flexal, próximo à BR-156, nas imediações do povoado de Pernambuco. São observadas rochas com fenocristais e megacristais de feldspato potássico, (FIGURA 3.14 e 3.15). A B C D 54 E F G H Plagioclásio Feldspato potássico Plagioclásio Quartzo FIGURA 3.14. A) Monzogranito porfirítico protomilonítico; B) Xenólito de anfibólio tonalito da Suíte Intrusiva Flexal; C) Enclave máfico; D) Enclave máfico com xenocristais de feldspato; E) Fenocristais prismáticos e megacristais tabulares de aspecto pegmatítico; F) Megacristais geminados de feldspato em granodiorito; G e H) Fotomicrografia com polarizadores cruzados mostrando textura protomilonítica; H) Porfiroclasto de plagioclásio com sombra de pressão definida por grãos de quartzo. 55 A B C D E F FIGURA 3.14. A) Ponto DCL -21, extenso lajedo de granodiorito porfirítico onde os tons claros ressaltam os megacristais de feldspato; B) Detalhe de fenocristais e megacristais prismáticos orientados segundo a foliação; C) Arranjo caótico de fenocristal de microclina; D) Zoneamento concêntrico foi comumente observado nestes cristais; E) Contraste de densidade de distribuição de fenocristais de feldspato; F) Estrutura de fluxo com trajetória curva marcada por fenocristais. 56 3.1.5 Granitoides indivisos Os granitoides indivisos foram inferidos a partir de mapas aerogeofisicos, principalmente quando associados a intrusões na Suíte Intrusiva Flexal, que contrasta por apresentar baixos valores de K, Th e U. 3.1.6 Complexo Tartarugal Grande Jorge João et al. (1979) nomearam esta unidade como “Suíte Metamórfica” Tartarugal Grande a qual reúne corpos charnockitoides metamorfisados em fácies granulito. Posteriormente Rosa-Costa et al. (2012) renomearam como Complexo Tartarugal Grande, e obtiveram as idades 2125 ± 4 Ma a 2065 ± 5 Ma (Pb-Pb em zircão). Após o metamorfismo granulítico foram submetidas à retrometamorfismo em fácies anfibolito. Estas rochas possuem xenólitos de rocha máfica arqueana granulitizada (2671 ± 15 Ma) (U-Pb L.A) e, localmente, porções migmatizadas. No extremo sudoeste da área de estudo afloram um restrito segmento desta unidade segundo provavelmente em contato tectônico com os granitoides das suítes intrusivas Papa Vento e Rio Ariramba, Metagranitoide Pedra do Meio e Gnaisse Porfírio, (Anexo I). 3.1.7 Granitoide Janary No extremo sudoeste da área (Ponto DCL-13) afloram pequenos blocos métricos, ao nível do terreno, as margens de um ramal próximo ao assentamento Governador Janary. Trata-se de um quartzo monzonito leucocrático de cor cinza escuro, com estrutura isotrópica, textura fanerítica fina a média, sem fenocristais de feldspato, portador de anfibólio. Estas rochas se localizam na área limítrofe entre unidades arqueanas, granitoides riacianos e charnockitoides granulíticos do Complexo Tartarugal (FIGURA 3.16 e Anexo I). Características petrográficas e litogeoquimicas descartam a correlação com outra unidade litoestratigráfica de idade 57 riaciana, porém dados geocronológicos são necessários para sua melhor caracterização. O Granitoide Janary ocorre provavelmente sob a forma de plug, porém são incertas sua forma e dimensão e seus limites. Rosa-Costa et al. (2012) identificaram em região próxima a esta área corpos circulares de granitos fracamente deformados (Granito Tauari) datados em 2040 ± 2 Ma (Pb-Pb em zircão) que pode apresentar alguma relação com esta unidade. O Granitoide Janary é inserido no magmatismo tardi ou pós-transamazônico orosiriano. A B Biotita Feldspato potássico Quartzo Plagioclásio FIGURA 3.16. Quartzo monzonito Janary. A) Textura equigranular fina a média isotrópica; B) Fotomicrografia com polarizadores cruzados; notar fraca orientação preferencial dos cristais. 3.1.7 Suíte Intrusiva Cassiporé Suíte Intrusiva Cassiporé reúne enxames de diques básicos toleíticos (FIGURA 3.4, 3.5 e 3.17 A, B) de direção NNW-NNE, reflexos da abertura do Oceano Atlântico durante o Permo-Triássico (254 a 207 Ma) (MAGALHÃES et al., 2007). O Diabásio Cassiporé foi identificado principalmente ao longo dos perfis geológicos levantados nos rios que cortam a área. Em aglomerados de calhaus e matacões ao longo de rios são encontrados blocos de diabásio. São rochas de cor cinza escuro e verde escura, com textura equigranular fanerítica fina e isotrópica, constituída por plagioclásio e piroxênio. São de idade fanerozoica e representantes das manifestações magmáticas da fragmentação do Pangea e abertura do Atlântico Norte. Estes diques cortam rochas pré-cambrianas e definem a Suíte Intrusiva Cassiporé (NOGUEIRA et al., 58 2000; ROSA-COSTA, 2006). Contudo, é provável que existam outras gerações de diques mais antigos na área, assim como aqueles do nordeste do Estado do Amazonas, onde ocorre a Formação Quarenta Ilhas (VEIGA JR. et al., 1979), constituída por diabásios, gabros e dioritos de afinidade toleítica e idade em torno de 1780 Ma. Santos et al. (2002) sugerem que o magmatismo Avanavero-Quarenta Ilhas-Crepori pode estar relacionado à fragmentação do Supercontinente Atlântica. Delor et al (2003 b) reconheceram quatro gerações de diques básicos na Guiana Francesa. O Apatoe Dolerito (200 – 195 Ma) corresponderia aos diabásio da Suíte Intrusiva Cassiporé do Amapá. Outras gerações posteriores representam eventos magmáticos entre o Neoproterozoico e Paleoproterozoico como: Dolerito Tampok (809 Ma), Dolerito Kayser (1500 Ma) e Dolerito Conte / Avanavero (1800 Ma). A B Plagioclásio Clinopiroxenio FIGURA 3.17. A) Lajedos submersos e matacões de diabásio no rio Tartarugalzinho; B) Fotomicrografia com polarizadores cruzados do diabásio Cassiporé, com predomínio de plagioclásio ripforme radial e grãos de clinopiroxênio. 59 4 GEOLOGIA ESTRUTURAL As temáticas abordadas neste capítulo envolvem o comportamento das foliações em escala regional, macro e microscópica segundo a intensidade da deformação. 4.1 TRAJETÓRIAS DAS FOLIAÇÕES O reconhecimento das trajetórias das foliações foi possível a partir da análise de imagens de sensores remotos e de dados obtidos em campo. Sensores ópticos e de radar mostram que em âmbito regional a foliação presente em granitoides e em sequências supracrustais segue direções WNW-ESE em maior frequência e, subordinadamente, E-W, ENE-WSW, (FIGURA. 4.1 e 4.2. A, B, C). Na região central da área ainda que a quantidade de medidas estruturais destes elementos seja restrita, nota-se paralelismo das foliações descritas neste setor, com aquela verificada em outros domínios da área de estudo. Entre a região central e sul da área (localidade de Tartarugal Grande e Bom Jesus dos Fernandes) a foliação tem direção N50°W, WNW-ESE e E-W. No extremo sul da área, a foliação dos granitoides tem direção NE-SW e E-W/WNW, cujas variações refletiriam limites de fácies ou de corpos. Quatro (04) medidas de lineação mineral mostram de baixo e médio ângulos de caimento (15-40°/120° Az) em granitoides e anfibolitos. O número reduzido de afloramentos entre o extremo norte da área e a parte central, próximo de Tartarugalzinho, dificulta o detalhamento cartográfico da trajetória daquela estrutura. Entretanto, a análise de imagens de radar SRTM (FIGURA 1.2) permite identificar formas de relevo alongadas, algo segmentadas e alinhadas conforme a direção NW-SE observada regionalmente. 60 FIGURA 4.1 Mapa estrutural da região de Tartarugalzinho. Notar foliação com direç ões NW-SE, NE-SW e E-W em granitoides. Fonte: O autor (2013). 61 FIGURA 4.2 A) Diagrama β dos planos da foliação; B) Diagrama π dos planos da foliação; C) Diagrama de concentrações para os polos da foliação. (30 medidas de foliação); D) diagrama com atitudes de lineação mineral. 4.2 DIORITOS MILONÍTICOS E ANFIBOLITOS Afloramentos de rochas metabásicas foram encontrados nos leitos e margens de rios principais que cortam a região no sentido leste-oeste, nos setores norte e central. No rio Tartarugalzinho afloram lajedos de no máximo 200 m², ou como blocos e matacões agrupados, de dioritos miloníticos ou anfibolito miloníticos do Grupo Tartarugalzinho deformados em zona de cisalhamento dúctil NW-SE de alto ângulo. Anfibólio, plagioclásio, quartzo e biotita formam porfiroclastos no metadiorito milonítico, (FIGURA 4.3 E). 62 Outras estruturas de origem deformacional como faixas e bandas de cisalhamento de espessura métrica além de veios de quartzo injetados concordantes e discordantes à foliação foram descritos em nível de afloramento. 4.2.1 Enclaves dioriticos foliados Os tonalitos da Suíte Intrusiva Flexal hospedam significativo volume de enclaves dioríticos de abrangência e dimensões variadas. Os enclaves estão foliados e paralelizados ao trend WNW-ESE e E-W com mergulhos subverticais a vertical, originando segregação composicional, no qual as bandas máficas exibem espessura centimétrica e formas alongadas ou amendoadas, descontínuas e com variação na espessura. Estes corpos desenvolvem extremidades adelgaçadas e paralelizadas à foliação WNW-ESSE, (FIGURA 4.3 A). A foliação (xistosidade) dos enclaves é bem desenvolvida e definida pela orientação preferencial de prismas de anfibólio e plagioclásio. Em raras exposições a xistosidade torna-se incipiente. Veios trondhjemíticos de espessura submilimétrica a centimétrica são concordantes à foliação. Estes trondhjemitos de injeção podem estar anastomosados e associados a corpos tabulares centimétricos de mesmo material (FIGURA 4.3 B). Veios de quartzo pouco expressivos em geral cortam a foliação. 63 A Granodioritos Enclave diorítico B Trondhjemitos C Epidoto Plagioclásio Anfibólio Tonalito Enclave diorítico DCL-06-34 1 mm D E Anfibólio Plagioclásio Plagioclásio Anfibólio 0,5mm 1 mm FIGURA 4.3. A) Bandamento composicional entre granodiorito e enclave diorítico foliado; B) tonalitos com veios trondhjemíticos e enclave máfico foliado. Fotomicrografia com polarizadores cruzados em C) e D) textura ígnea em enclaves dioríticos; E) anfibolito do rio Tartarugalzinho com fina matriz de quartzo + plagioclásio. Notar cristais de biotita e anfibólio paralelos e discordantes da foliação, e anfibólio radial no centro da foto. 64 4.2.1.1 Estruturas microscópicas Enclaves quartzo dioríticos e dioríticos apresentam grãos finos a grossos de anfibólio e plagioclásio e, às vezes quartzo recristalizado cujos novos grãos desenvolvem contato poligonal. A foliação destes enclaves máficos é marcada pela orientação preferencial de anfibólio e biotita, embora a deformação intracristalina seja incipiente. Isto pode sugerir a natureza magmática desta superfície. Arranjos poligonais em junções tríplices entre os grãos poderiam sugerir algum equilíbrio textural em estado sólido (cf. PASSCHIER e TROUW, 1996). Os cristais de plagioclásio são inequigranulares, finos a médios, anédricos e subédricos, seus contatos são levemente curvos a planares. Quando em contato com quartzo, pode desenvolver contato interlobar com tendência à poligonização. O quartzo mostra subgrãos e boa orientação preferencial, principalmente quando há maior domínio de biotita. Os cristais de biotita são subequigranulares, subedrais a anedrais, possuem formas alongadas e orientação preferencial, contudo há cristais com disposição aleatória. Seus contatos são planares com outros cristais de biotita e anfibólio, e levemente serrilhado e curvo com quartzo e plagioclásio. É um forte marcador da xistosidade junto com o anfibólio, onde finos cristais de biotita contornam cristais maiores de plagioclásio. Alguns cristais apresentam extinção ondulante, suave curvatura de maclas e localmente kink bands. Os contatos entre cristais de quartzo podem ser planares, resultando em arranjos poligonais, ou sinuosos. Entre quartzo e plagioclásio, os contatos são interlobados. O quartzo tem extinção ondulante moderada a forte, subgrãos e novos grãos. 4.2.2 Dioritos (Anfibolito) milonítico No rio Tartarugalzinho um destes diques, com largura aproximada de 50 metros (DCL-04) foi localmente afetado por zona de cisalhamento de 20 metros de ângulo de mergulho moderado a forte. A rocha sofreu deformação milonítica 65 traduzida por grãos muito finos de anfibólio e plagioclásio. Há três diferentes níveis de intensidade da deformação para este afloramento. 4.2.2.1 Estruturas macroscópicas Podem ser divididas, de acordo com a intensidade de recristalização, em rochas não foliadas, moderadamente foliadas e rochas fortemente foliadas (ultramiloníticas). As rochas não foliadas apresentam cor cinza médio, textura fanerítica fina, estrutura maciça, sendo possível distinguir cristais finos de plagioclásio e piroxênio (FIGURA 4.4 A). As rochas de foliação moderada apresentam textura fina o que impede a distinção das fases minerais. Contudo, ainda é possível identificar alguns cristais de carbonato finamente recristalizados. Apresenta sutil foliação contínua e paralela com orientação NW-SE, concordante com a estruturação regional. Diabásios fortemente foliados mostram pronunciada foliação ultramilonítica ressaltada na superfície da rocha, onde a granulação muito fina não torna possível a identificação de seus minerais. - Rochas com foliação forte Os cristais de anfibólio são finos a muito finos fraturados e estirados, subédricos a anédricos. Grãos menores estão fortemente condicionados à orientação preferencial, definindo a foliação em associação com finos cristais de biotita, desenvolvendo contatos em geral irregulares, e leve extinção ondulante. Os cristais médios de anfibólio têm contatos irregulares e retilíneos (planar) com grãos de biotita, sempre associados a estes em agregados. Porfiroblastos de anfibólio têm arranjo radial, formas alongadas ripformes desenvolvendo forte extinção ondulante e sem orientação preferencial. Alguns dos cristais grossos seguem a orientação preferencial da foliação, ao passo que outros são discordantes a este plano. Os raros porfiroclastos de anfibólio estão rotacionados e contornados 66 pela foliação, (FIGURA 4.3 E). Grãos finos de biotita formam finos níveis descontínuos e orientados ao longo da foliação. A biotita geralmente se associa ao anfibólio formando agregados. Porfiroclastos de biotita mostram certa rotação resultando em disposição obliqua ao plano (C) da foliação milonítica e definindo a superfície (S). Grãos finos de plagioclásio que compõem a fina matriz possuem contatos irregulares a retilíneos, extinção ondulante moderada, subgrãos e novos grãos. Os anfibolitos miloníticos podem hospedar microveios de quartzo, cujos cristais mostram forte extinção ondulante, contatos interlobados, subgrãos e novos grãos. A) B FIGURA 4.4 A. Diabásio não deformado com estrutura isotrópica; B) Anfibolito ultramilonítico com foliação de alto ângulo. - Rochas moderadamente foliadas São rochas ricas em anfibólio fino a médio, com finos cristais de plagioclásio e compondo textura granonematoblástica. Plagioclásio e quartzo constituem fina matriz com características de recristalização dinâmica. O quartzo exibe extinção ondulante moderada, subgrãos e novos grãos. O anfibólio apresenta grãos anédricos finos e médios, alongados e fragmentados mostrando extinção ondulante, desenvolvendo contatos irregulares com os demais, os quais estão orientados definindo fraca foliação de caráter irregular, algo sinuoso que eventualmente contorna porfiroclastos de anfibólio e 67 plagioclásio (FIGURA 4.5). Os cristais de biotita são finos e estão sempre associados à clorita secundária e ao anfibólio sendo produto de desestabilização deste. Os cristais de opacos são finos e alongados, ou aciculares e definem a foliação juntamente com os demais minerais. plagioclásio Anfibólio plagioclásio FIGURA 4.5 Fotomicrografia com polarizadores cruzados de anfibolito provavelmente pertencente ao Grupo Tartarugalzinho. O detalhe mostra porfiroclasto de plagioclásio imerso em matriz de plagioclásio e quartzo envolvido por foliação de anfibólio. - Rochas pouco deformadas São gabros/diabásios associados a rochas deformadas, constituídos por plagioclásio e clinopiroxênio de textura intergranular. Os cristais de plagioclásio são ripiformes, sem orientação preferencial, ora como cristais tabulares com limites retilíneos e irregulares com o plagioclásio, clinopiroxênio e opacos. Por vezes, cristais de plagioclásio mostram crescimento radial ou arranjo em cruz. Textura granofírica pode ser observada em domínios intersticiais. O clinopiroxênio é inequigranular variando de fino a médio e subédrico. Pode mostrar contato planar mútuo com plagioclásio e opacos e, irregulares em menor número. Apresentam extinção ondulante moderada e raras fraturas. 68 4.3 GRANITOIDES Estão amplamente distribuídos na área e em termos de deformação podem ser separados em não foliados, moderadamente foliados e intensamente foliados. São raros os afloramentos em que deformação dúctil está ausente. Na medida em que se aproximam do limite com o domínio de rochas arqueanas, rochas encaixantes registram melhor esta deformação, o que é comum nas margens dos corpos graníticos. Granitos foliados passam lateralmente para granitos milonitizados com porfiroclastos imersos em fina matriz recristalizada o que, às vezes, confere- lhes aspecto gnáissico. 4.3.1 Granitoides não foliados Este grupo se restringe a apenas uma ocorrência na região de Tartarugal Grande, imediações da vila de Governador Janary, neste trabalho nomeado como Granitoide Janary. Rocha isotrópica, fanerítica fina e homogênea, (FIGURA 4.6). FIGURA 4.6 Quartzo monzonito Janary não foliado. Ocorrência restrita na porção SW da área de estudo. 69 4.3.1.1 Escala microscópica Localmente foi observada sutil orientação preferencial de minerais lamelares, contudo foi descrita como de intensidade incipiente. Apresenta textura granular interlobada anedral fina estabelecida principalmente pelos cristais anédricos de feldspato potássico, plagioclásio e quartzo, (FIGURA 4.7). Os cristais de quartzo são finos, anédricos, sem orientação preferencial, apresenta extinção ondulante moderada a forte. Agregados de subgrãos são comuns. Desenvolve contatos essencialmente irregulares serrilhados e interlobados. O feldspato potássico não tem orientação preferencial, raramente apresenta extinção ondulante. Quando em contato com quartzo e plagioclásio, mostra limites serrilhados e algo sinuosos e retos com a biotita. Vários grãos de feldspato potássico mostram recristalização de borda com núcleos preservados. Os cristais de plagioclásio não mostram orientação preferencial e, localmente, apresentam fraca extinção ondulante. Os cristais de anfibólio são grossos, subédricos, indeformados e podem possuir inclusões ovais de feldspato potássico e inclusões prismáticas de plagioclásio. A disposição da biotita é aleatória e sua relação de contato com os outros minerais é marcada por limites irregulares. Anfibólio plagioclásio Biotita Contato Feldspato sinuoso potássico Feldspato potássico Kink bands ? recristalizado Biotita Subgrão Quartzo Quartzo FIGURA 4.7 Fotomicrográfia com polarizadores cruzados do quartzo monzonito Janary. A) Textura granular subedral isotrópica; B) Sutil orientação preferencial de cristais de biotita (linha tracejada). 70 4.3.2 Granitoides moderamente foliados De ampla ocorrência na área, as rochas moderadamente deformadas se distinguem pela presença de foliação homogênea, bem definida e desenhada pela orientação preferencial de cristais de biotita e feldspato potássico, pelo achatamento de cristais de quartzo e por vezes feldspatos cisalhados. Nas rochas porfiríticas, os fenocristais podem ser contornados pela foliação, o que confere à foliação aspecto anastomosado. Nos pontos DCL-12 e DCL-19 há porfiroclastos de feldspato com evidências de rotação e estiramento, descrevendo sigmoides de movimentação dextral o que sugere, além da componente por fluxo magmático, a atuação de componente cisalhante obliqua e transcorrente, (FIGURA 4.8). A B Porfiroclasto FIGURA 4.8. A) porfiroclasto simétrico de feldspato; B) Rods de quartzo definindo superfície S-C. Localmente esse alinhamento de fenocristais mostra bruscas ondulações em suas trajetórias devido à provável perturbação do fluxo magmático. As foliações do domínio norte são subverticais e sobre esta superfície foi tomada atitude de lineação de estiramento 25º/125º Az, de modo semelhante ao observado no domínio sul, a despeito de possuírem mergulhos entre 50° e 70°. Diques micrograníticos ou aplíticos são comuns nos afloramentos de granitoides (Ponto DCL - 21) e em média atingem vinte centímetros de espessura de orientação 30º Az e 100º Az e contínua extensão pelo afloramento e podem ser algo numerosos. Internamente um destes diques mostra acamamento ou foliação de fluxo de aspecto levemente ondulado. 71 A foliação regional NW-SE impressa nos granitoides também afeta este estágio magmático tardio sem refração dessa estrutura no contato dos litotipos. Não foi possível coletar amostras para estudo em escala micro dos diques félsicos. 4.3.2.1 Escala microscópica Os cristais de quartzo em geral definem agregados de subgrãos e novos grãos. Em alguns casos os neoblastos de quartzo podem mostrar contatos retilíneos, em arranjo poligonal, e em outros casos podem ter contatos curvos, interlobados e serrilhados. Os contatos entre cristais de quartzo e biotita são geralmente retilíneos podendo mostrar aspecto poligonal. A feição microestrutural mais comum é a extinção ondulante moderada a forte, a qual pode passar a domínios de subgrãos e novos grãos, (FIGURA 4.9). O plagioclásio desenvolve contatos irregulares e curvos com quartzo e feldspato potássico, e contatos irregulares com a biotita. Alguns cristais raramente apresentam extinção ondulante moderada e tendem a se orientar preferencialmente, porém este comportamento não é persistente podendo haver cristais com disposição aleatória ou perpendicular à foliação. Outra feição comum destes grãos são maclas de deformação. Raros kink bands também foram descritos, (FIGURA 4.9). Contato Biotita A Plagioclásio Sinuosos e B Irregular Kink bands Maclas de Plagioclásio deformação Contatos Plagioclásio poligonais microfratura Q FIGURA 4.9 Fotomicrografia com polarizadores cruzados de trondhjemito da Suíte Intrusiva Flexal com foliação fraca (DCL - 40). A) Arranjo de grãos de quartzo com formas poligonais, B) Plagioclásio exibindo maclas de deformação e kink bands. 72 O feldspato potássico em contato com o quartzo e plagioclásio geralmente desenvolve contatos sinuosos e interlobados. Também é comum recristalização de borda em cristais maiores de feldspato potássico. Algumas feições deformacionais comuns são a ocorrência de pertitas em chama. Ainda ocorrem intercrescimentos mimerquíticos e kink bands, (FIGURA 4.10). A biotita pode definir foliação fraca a moderada dependendo de sua menor ou maior orientação preferencial. Os contatos são de natureza irregular, podendo ocorrer contatos retilíneos com o quartzo, plagioclásio, feldspato potássico, opacos e epidoto. Plagioclásio A B Quartzo Feldspato Potássico recristalizado Plagioclásio Feldspato FIGURA 4.10 Fotomicrografia com polarizadores cruzados. A) quartzo com extinção ondulante, subgrãos e contatos serrilhados. O feldspato potássico mostra bordas recristalizadas e kink bands. Plagioclásio com extinção ondulante; B) feldspato potássico com bordas recristalizadas, novos grãos de quartzo. Por vezes, os cristais de biotita estão dispostos aleatoriamente e/ou contornando grãos tabulares de modo intersticial sendo substituído por mica branca. Entre as estruturas deformacionais destacam-se kink bands, contatos retilíneos (dissolução por pressão) e extinção ondulante. 4.3.3 Granitoides Fortemente Foliados No leito do Rio Itaubal afloram granitoides intensamente deformados em regime dúctil por zona de cisalhamento de alto ângulo e espessura decamétrica. A rocha possui pronunciada foliação milonítica N60°W/85°SW algo anastomosada. 73 Esta foliação é definida pelos níveis ricos em finos grãos recristalizados que bordejam finos porfiroclastos de feldspato potássico, (FIGURA 4.11). A B FIGURA 4.11 A) Fina foliação milonítica marcada por fitas de recristalização de quartzo de tons escuros no sentido vertical; B) juntas de clivagem desenvolvida em granito milonítico. 4.3.3.1 Estruturas microscópicas Os cristais de quartzo compõem agregados policristalinos de novos grãos, os quais constituem níveis preferenciais que contornam porfiroclastos de feldspatos, definindo a foliação milonítica. Porfiroclastos de quartzo passam a ser raros e núcleos preservados estão bordejados por finos cristais recristalizados do próprio material definindo textura manto-núcleo, (FIGURA 4.12). Fitas de quatzo (quartzo ribbons) tem ocorrência restrita. Os porfiroclastos de quartzo apresentam forte extinção ondulante e abundantes subgrãos. Os novos grãos mostram discreta mudança de orientação com relação à direção da foliação, originando uma foliação oblíqua. Localmente o quartzo ocorre sob a forma de agregados de finos grãos em posições de sombras de deformação ao redor de porfiroclastos de feldspato, com extinção ondulante forte. Os cristais de feldspato potássico apresentam-se como porfiroclastos fraturados ou estirados e bordejados por agregados recristalizados de quartzo. São comuns as feições de rotação e pertitas em chama. Apresentam microfalhas sintéticas e entelhamento, (FIGURA 4.12). 74 O plagioclásio é porfiroclástico, por vezes rotacionados, podem mostrar fraturas e microfalhas. A biotita foi intensamente deformada e condicionada à forte orientação preferencial ao longo da foliação milonítica. A D C B E FIGURA 4.13 Fotomicrografia com polarizadores cruzados. A) Entelhamento de grãos fraturados de feldspato potássico; B) porfiroclasto de plagioclásio; C) sombra de pressão preenchida por quartzo com forte extinção ondulante; D) Quartzo policristalino formado por recristalização dinâmica, microestrutura do tipo manto-núcleo e ribbons; E) Matriz fina formada por novos grãos. 4.4 DISCUSSÃO E CONCLUSÕES A distribuição da deformação entre diferentes unidades, quanto internamente em cada é bastante heterogênea, implicando em diferentes níveis de deformação. Esta distribuição ganhou um recente significado na literatura conhecido como partição da deformação. Este fenômeno tem sido relacionado a limites tectônicos, em regimes contracionais ou de encurtamento crustal (FILHO; FONSECA, 2001). A partição ocorre usualmente através de movimentos direcionais paralelos ao eixo do orógeno, associados a falhas reversas de vergência ortogonal ao mesmo. O mais aceito é que tal fenômeno se deva a convergência obliqua, com deformação transpressional, e transporte paralelo ao seu eixo em razão da colisão obliqua. Na observação macroscópica foram identificados três níveis de deformação nos granitoides os quais foram mais bem caracterizados no estudo microtectônico 75 seguindo as recomendações de vários autores (WILSON, 1980; VIDAL et al., 1980; VERNON et al., 1983; BURG et al., 1984; HACKSPACHER; LEGRAND 1989; PASCHIER; TROUW, 1996; TROUW et al., 2010). Os diferentes tipos texturais das fases minerais implicam em deformações específicas faixas de temperaturas. 4.1.4.1 Granitoides sin a pós – tectônicos: Suíte Intrusiva Rio Ariramba Esta unidade envolve granitoides pouco a moderadamente foliados onde escassos grãos de biotita e fenocristais de feldspato potássico marcam esta estrutura, com estes últimos mostrando comportamento suborientados a algo aleatório quando vistos em planta. Foram identificadas duas atitudes de foliação, a primeira representa a penetrativa foliação regional de comportamento regional NW–SE e atitude N55°W/54°NE. A segunda foi definida localmente em hololeuco monzogranito tem baixo ângulo de mergulho (N81°E/12°NW), porém exerce influência sobre o comportamento da orientação de certos fenocristais e enclaves dioríticos (FIGURA 3.12 B, C, D). Bandas de cisalhamento em disposição de pares conjugados são raras têm atitude N62°E/90°. A presença de bandas de cisalhamento, às vezes disposta em pares conjugados, segundo Gapais (1989) traduz o aumento da deformação em condições de temperaturas decrescentes. Esta estrutura também pode atestar uma natureza sintectônica para o corpo granítico. Em afloramentos com cortes verticais no rio Tartarugal Grande foi identificada a branda foliação de baixo ângulo com fenocristais de feldspato concordantes a esta, marcando certa penetratividade, e a presença de duas direções de foliação sem paralelismo entre estas, formando ângulo de aproximadamente 60º entre os pólos, porém ambas controlam o comportamento dos fenocristais. A estrutura de baixo ângulo parece estar afetada pela foliação regional NW - SE de alto ângulo, levando a pressupor uma cronologia algo mais antiga relacionada a expansão do corpo intrusivo, ou ainda a um estágio anterior da deformação regional, segunda outra posição do elipsóide de esforço, no qual ambas marcariam distintos estágio da consolidação do pluton felsico, sobre um 76 comportamento reológico plástico com a rocha não totalmente consolidada favorecendo o alinhamento dos fenocristais sem que estes fossem mecanicamente deformados. No modelo de evolução geodinâmica proposto para o Escudo das Guianas, Delor et al. (2003) mostram que a foliação regional NW – SE resulta de uma tectônica sinistral transpressiva, durante o Neorriaciano (2110 a 2080 Ma), segundo colisão NE – SW resultando na colocação de Suítes granitoides sin a tardi transpessivas. O transporte tectônico, segundo atitudes de lineações tomadas na área, mostra vergência para 10°/115°Az, obtida em foliação vertical (N65°W/90°). A idade obtida para a Suíte Intrusiva Rio Ariramba, neste trabalho, de 2081 ± 7,5 a 2087 ± 4 para sua cristalização, associam esta Suíte aos momentos finais deste estágio evolutivo, embora se adimita uma evolução um pouco distinta para o Amapá. Este fato reforça a influencia da tectônica regional sobre a estruturação e formas de corpos, de intrusões tardi – tectônicas. Na evolução microestrutural das rochas ácidas pouco a moderadamente deformadas (Suíte Intrusiva Rio Ariramba), foram identificados distintos estágios de temperatura evidenciados por microestruturas características em grãos de quartzo, plagioclásio e feldspato potássico. As texturas precoces de alta temperatura gradam para as de média a baixas temperaturas segundo um aumento da deformação, seguido por um posterior reaquecimento já no estado sólido. Grãos de quartzo mostram com freqüência contatos do tipo interlobar (FIGURA 4.7 A, B) entre grãos de quartzo como resultado de um mecanismo de deformação do tipo migração de limite de grão (grain boundary migration- GBM) a temperaturas estimadas entre (500 – 700 ºC) (PASSCHIER; TROUW, 1996), compondo domínios de agregados equigranular interlobados (textura granoblastica) a inequigranular interlabado. Também foram descritos subgrãos de quartzo desenvolvendo extinção ondulante fraca a forte, e domínios onde se observa texturas de recristalização estática (redução de limite de grão) definindo contatos poligonais tríplices entre grãos de quartzo. Deformações a baixa temperatura (300 – 400 ºC) são marcadas por deformação intracristalina do tipo migração de deslocamento gerando lamelas de deformação e extinção ondulante de baixa a alta intensidade em grãos de quartzo, feição que ocorre largamente em todas as rochas analisadas. Ainda sobre as mesmas condições deformacionais outras feições microtectônica de temperatura 77 entre 400 a 500 ºC foram identificadas em grãos de quartzo como rotação de subgrãos (subgrain rotation-SGR). Há de ser considerada a atuação do evento metamórfico de alto grau (fácies granulito) na região. Dados isotópicos obtidos por Oliveira et al. (2008) indicam que temperaturas acima de 700 °C foram alcançadas pelos granulitos de Tartarugal Grande entre 2040 – 1980 Ma, comprovando uma idade tardi-Transamazônica para o evento de alto grau metamórfico, na região nordeste do Bloco Arqueano Amapá. Rosa Costa et al. (2012) também identificaram este evento termal nas proximidades da érea deste estudo, definindo os gnaisses charnoquitóides do Complexo Tartarugal Grande com idades entre 2125 ± 4 Ma a 2065 ± 5 Ma para o evento, o qual provavelmente afetou os granitoides da Suíte Intrusiva Rio Ariramba já no estado sólido. Segundo Oliveira et al. (2008) o arcabouço estrutural final resulta de estiramento crustal e boudinage em escala continental, envolvendo upwelling mantélico e formação de faixas granulíticas (2,08 - 2,02 Ga), inclusive de ultra alta temperatura - UAT no Suriname (DE ROEVER et al., 2003, DELOR et al., 2003 ). A separação cronológica das microestruturas registradas no primeiro evento termal e as resposta texturais ao aquecimento regional de alta temperatura entre (2080 a 2020 Ma) não é uma tarefa fácil. Associado a este evento termal deve ter haviado algum componente tectônico resultante do estiramento crustal mencionado por Oliveira et al. (2008). O registro textural observado nos granitoides do segundo evento termal mostra-se mais bem registrado em grãos de plagioclásio segundo homogeneização da composição dos grãos, originando grãos relativamente límpidos com presença de palhetas subédricas de mica branca (muscovita ?) secundária. A evolução microtectônica com base em grãos de feldspato potássico indicam feições de alta abaixas temperaturas. Relações texturais do tipo manto- núcleo ocorrem com certa frequência nos grãos de feldspato potássico (FIGURA 4.10 B), além de rotação de subgrão, fato que traz mais um critério para uma deformação em condições de alto grau, acima de 600 ºC, condizentes com o observado em nos grãos de quartzo (VIDAL et al., 1980; GATES; GLOVER, 1989; TULLIS; YUND, 1991; PASSCHIER; TROUW, 1996). Condições de médio a alto grau (450 – 600 ºC) seriam controladas pelo mecanismo do tipo dislocation climb evidenciados por recristalização de borda de grãos de feldspato, denotado pela presença de novos grãos finos bordejando um núcleo preservado. Feições do tipo 78 extinção ondulante e kink bands e pertita em chama apontam para deformação em condições de 400 – 500 ºC. As observações em diferentes níveis de detalhe indicam elementos que reforçam uma origem primária para as foliações das rochas de baixo e médio grau de deformação, sendo originadas por fluxo magmático. Por outro lado os granitoides intensamente deformados teriam foliação ligada à cisalhamento transpressivo, que produziu foliação milonítica de alto ângulo e direção NW - SE, concordante à estruturação regional. Contrariando outros autores (WISE et al., 1984; MAYER, 1986; SNOKE; TULLIS; TODD, 1998), Trouw et al. (2010) consideram que “milonitos são rochas associadas a zonas de cisalhamento dúctil”, não tão somente rochas de zonas de cisalhamento, mas que apresentem estruturas indicativas de forte deformação dúctil. Estas estruturas podem ser exemplificadas por porfiroclastos hospedados em fina matriz (características em milonitos de baixo grau) e estruturas assimétricas tipo S/C, C’, foliação obliqua etc. Porém nem todas as rochas nestas zonas são milonitos. Isto se deve ao fato de que milonitos podem perder suas características miloníticas por um processo de recristalização e crescimento de grãos se a temperatura sobe durante e/ou após a milonitização. Paterson et al. (1988) discute vários critérios de identificação quanto a gênese de foliações em granitoides. Segundo os autores um dos principais critérios a favor de uma origem magmática (por fluxo magmático) seria a presença de fenocristais euédricos de feldspato preferencialmente orientados a foliação sem presença de deformação plástica ou recristalização, uma vez que cristais de feldspato não crescem com formas euédricas em rochas metamórficas. A origem ígnea é favorecida quando feldspatos apresentem arranjos em synneusis. Outro critério útil na identificação de foliações de origem magmática seria o alinhamento preferencial de enclaves microdioritos alongados a esta foliação, uma vez que indicam o fluxo magmático se estes não mostram evidências de deformação plástica ou a recristalização (VERNON, 1983; MARRE, 1986; VERNON et al., 1988). Os granitoides da região de Tartarugalzinho suportam as características supracitadas. Os fenocristais de feldspato são abundantes nestas rochas, onde os mesmo estão dispostos segundo a foliação regional (Sn) e a foliação de baixo ângulo de mergulho (Sn-1) devido a provável expansão magmática do corpo granitico. 79 Feições de recristalização em grãos de feldspato foram identificadas em grãos finos a médios, nos fenocristais estas características não se fazem presentes. Uma característica muito comum dos fenocristais presente nos granitoides da Suíte Intrusiva Rio Ariramba, é o zoneamento oscilatório. 4.1.4.2 Granitos sin-tectônicos: Suíte Intrusiva Cigana Na Suíte Intrusiva Cigana há rochas miloníticas intensamente deformadas por zonas de cisalhamento de alto ângulo, paralelas à estruturação regional NW–SE. A evolução microestrutural foi algo distinta das outras rochas analisadas, porém mostram feições de alta a baixa temperatura em regime de temperaturas decrescentes, com estruturas relacionadas à deformação em estado em avançado esta de consolidação. Segundo os critérios de Trouw et al. (2010); Tullis e Yund, (1991), a ausência de feldspato recristalizado e com comportamento rúptil sugerem deformações em baixo grau para este milonito, com temperaturas em torno de 400 – 500º C, sendo classificado como milonito de baixa temperatura. Os grãos de quartzo mostram intensa recristalização dinâmica com forte rotação de subgrão definindo a foliação milonítica e foliação secundária que indica uma componente de esforço não coaxial, os quais compõem agregados de cristais neoformados. Há forte extinção ondulante em subgrãos e novos grãos. Ribbons de quartzo estão presentes, assim como textura manto-núcleo. O feldspato potássico mostra-se feições rúpteis, a exemplo de entelhamento por rotação rígida dos cristais e local cominuição. Corpos com caracteristicas sin-tectônicas são atribuídos à Suíte Intrusiva Cigana. Embora não constem dados geocronológicos na literatura para esta unidade estima-se que esteja relacionada ao início das manifestações magmáticas neorriacianas (~2010 Ma) por considerações estruturais, cartográficas e aerogeofísicas, identificada segundo corpo elípticos interpretados por mapas aerogeofisicos e imagens de radar. O paralelismo entre foliações de estágios mais avançados de consolidação dos magmas e de zonas miloníticas representa um critério para a caracterização da natureza sintectônica dos granitos (PATERSON et 80 al., 1998). Outra evidencia para granitos sintectônicos segundo Paterson et al. (1989) é o paralelismo entre foliação em estado sólido com a foliação regional, 4.1.4.3 Granitoides pré–tectônicos: Suíte Intrusiva Flexal Os granitoides da Suíte Intrusiva Flexal apresentam características estruturais que os diferem das demais suítes. Foram cartografados corpos intrusivos com formato elíptico hospedados em seguimentos de maior expressão desta unidade ainda pouco conhecida (Anexo I). Também hospeda corpos intrusivos da Suíte Intrusiva Rio Ariramba. Granodioritos e tonalitos da Suíte Intrusiva Flexal apresentam marcante foliação penetrativa nas escalas regional e mesoscópica, a qual não se comporta de forma homogênea quanto sua trajetória e mergulho, com discreta mudança de direção do strike variando WNW–ESE a E-W e a ENE–WSW, com fortes valores de mergulho. A foliação é marcada por numerosos enclaves dioríticos paralelizados e achatados também teria relação sinmagmática com a rocha hospedeira. Rosa Costa et al. (2012) definiram esta unidade como representante de ambiente de arco vulcânico relacionada a magmatismo em estágio pré–colisional com idades entre 2180 a 2194 Ma, o qual mais tarde foi tectonicamente acrescido ao Bloco Amapá A foliação regional segue os grandes lineamentos NW–SE que marcam os contatos entre unidades litoestratigráficas. Em diferentes escalas de observação a trajetória da foliação mostra suave inflexão nos granitoides da Suíte Intrusiva Flexal. Em escala regional os trend s NW – SE são coincidentes com a orientação dos limites norte e sul do Bloco Amapá. Quanto sua origem a foliação é de difícil caracterização visto que este magmatismo corresponde ao estágio acrescionário pré-colisional, em ambiente de arco vulcânico. As intrusões hospedadas em crosta oceânica pretérita de arcos de ilhas teriam estruturas obliteradas. Estruturas superimpostas da fase colisional (Neorriaciano) teriam ligação transpressão sinistral. A provável origem metamórfica da foliação de fácies anfibolito teria componente tectônico e termal em resposta à tectônica sinistral neorriaciana. As feições microtectônicas seriam relacionadas aos 81 magmas ácidos da Suíte Intrusiva Rio Ariramba ou como reflexo do evento tectono- termal granulítico. Em grãos de quartzo foram observadas variedades texturais representando feições de alta à baixa temperatura. Entre as altas ocorrem migração de limite de grão gerando contatos interlobados, recristalização estática formando limites planares e junções tríplices (provável participação de água nos limites dos grãos), geração de sub e novos grãos e intensidades altas e baixas de extinção ondulante. Nos grãos de plagioclásio foram observadas características semelhantes como migração de limite, poligonização de grãos, maclas de deformação e extinção ondulante. 4.1.4.4 Ultramilonitos anfibolíticos (alta temperatura): Grupo Tartarugalzinho Zonas miloníticas com ângulo de mergulho moderado a alto são paralelas à estruturação regional. A formação de ultramilonitos em rochas básicas é marcada por anfibólio finamente recristalizado e dispostos em níveis finos da foliação milonítica. Há porfiroclastos de anfibólio em meio a neoblastos de anfibólio e plagioclásio. Esta zona ultramilonítica é paralela a zona milonítica que afeta a Suíte Intrusiva Cigana, ambas provavelmente de mesma idade. A recristalização quase completa do anfibólio gerando novos grãos finos (cf. PASCCHIER; TROUW, 1996) se dá em temperaturas de 650 a 700 ºC. Uma terceira geração de anfibólio discordante da foliação tem arranjo radial (FIGURA 4.3 E) e estaria relacionada à granulitização nas imediações de Tartarugalzinho. 4.1.4.5 Granitoide pós – tectônico: Granitoide Janary As características deformacionais desta rocha condizem com baixa participação de componente tectônico. A foliação é incipiente e localizada e a recristalização feldspato potássico e migração de limite em quartzo indicam altas temperaturas (~650 °C). 82 5 PETROGRAFIA O capítulo apresenta as características petrográficas e os dados modais (TABELAS 5.1 a 5.4) dos granitoides estudados, cuja classificação segue Le Maitre (2004). O estudo envolveu a descrição de 45 seções delgadas, sendo quatorze da Suíte Intrusiva Flexal, vinte da Suíte Intrusiva rio Ariramba, uma do Granitoide Janary e 10 de outras unidades. 5.1 SUÍTE INTRUSIVA FLEXAL Os granitoides da Suíte Intrusiva Flexal apresentam considerável heterogeneidade em termos modais, texturais e microestruturais. Há variedades de tonalítos ricos em anfibólio e biotita (M >20%). Epidoto, allanita e opacos são os acessórios (TABELA 5.1 e FIGURA 5.1). Rochas com conteúdo máficos subordinado (M < 10 %) também ocorrem. A distribuição das fácies petrográficas desta Suíte é algo errática e nem sempre mapeável, podendo ser verificada também na escala de afloramento. No mapa geológico da região (Anexo I) tenta-se mostrar a distribuição de fácies. TABELA 5.1. Análise modal de amostras representativas da suíte intrusiva flexal FÁCIES LITOTIPO ESTAÇÃO qz kf pg hbl bt ms tt all ep Zi ap op px cl eps EPIDOTO-BIOTITA GRANO DCL-33 29 20 39 10 TR TR TR 2 TR TR TR - - GRANODIORITO DIORITO TONALITO DCL-35 20 TR 30 30 20 TR TR TR TR TR TONALITO DCL-36 A 33 48 2 15 2 TR TONALITO DCL-38 20 TR 45 30 5 TR TR TR TR TR TR EPIDOTO-BIOTITA- TONALITO DCL-41 30 50 5 12 2 TR 1 ANFIBÓLIO TONALITO DCL-40 B 20 40 36 1 2 2 - TONALITO TONALITO DCL-42 12 70 4 12 TR TR TR TR 1 TRONDHJE DCL-40 50 45 4 1 MITO DIORITO DCL-36 B 50 32 13 TR TR 5 TR TR TR BIOTITA-QUARTZO DIORITO DCL-37 TR 35 40 18 TR TR TR TR TR DIORITO (enclaves) DIORITO DCL-34 TR 45 45 5 3 TR TR 2 DIORITO RIACHO QUARTZO DCL-26 6 50 40 1 1 1 1 QDUIOARITO DOCE TZO DCL-53 5 40 50 4 TR TR 1 TR TR DIORITO GABRO GABRO DCL-39 70 5 25 Abreviaturas: qz. Quartzo; kf. Feldspato potássico; pg. Plagioclásio; hbl.anfibólio; bt. Biotita; ms. Muscovita; tt. Titanita; all. Alanita; ep. Epidoto; zi. Zircão; ap. Apatita; op. Opacos; cpx.Clinopiroxênio; cl. Clorita; ttsec. Titanita secundária; epsec. Epidoto secundário; tr. traços (< 1). Valores expressos em percentagem. 83 FIGURA 5.1 Diagrama de classificação modal (QAP) (cf. LE MAITRE, 2004) e (Q-(A+P)-M) com dados da Suíte Intrusiva Flexal. 5.1.1 Fácies epidoto-biotita-anfibólio tonalito São litotipos leuco a mesocráticos (10%