Geologia, Geoquímica e Isótopos Sm-Nd das - ppggeo

UNIVERSIDADE FEDERAL DO AMAZONAS
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM
GEOCIÊNCIAS
GEOLOGIA, GEOQUÍMICA E GEOCROOLOGIA Sm-d DE
ROCHAS VULCÂICAS DO GRUPO IRICOUMÉ, SUL DO
ESCUDO DAS GUIAAS, PRESIDETE FIGUEIREDO (AM)
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: GEOLOGIA REGIONAL
SUELE OATA DE SOUZA MARQUES
ORIENTADOR: Prof. Dr. VALMIR DA SILVA SOUZA
MANAUS/AM
2010
UNIVERSIDADE FEDERAL DO AMAZONAS
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
SUELE OATA DE SOUZA MARQUES
GEOLOGIA, GEOQUÍMICA E GEOCROOLOGIA Sm-d DE
ROCHAS VULCÂICAS DO GRUPO IRICOUMÉ, SUL DO
ESCUDO DAS GUIAAS, PRESIDETE FIGUEIREDO (AM)
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: GEOLOGIA REGIONAL
Dissertação de mestrado apresentada como
requisito para obtenção do título de Mestre em
Geociências.
ORIENTADOR: Prof. Dr. Valmir da Silva Souza
BANCA EXAMINADORA:
Dr. Marcelo Esteves De Almeida (Cprm/Sureg-Ma)
Profa. Dra. Rielva Solimairy Campelo do Nascimento (Degeo/UFAM)
MANAUS/AM
2010
2
Ficha Catalográfica (Catalogação realizada pela Biblioteca Central da UFAM)
Marques, Suelen Nonata de Souza Marques
M357g
Geologia, geoquímica e geocronologia SM-Nd de rochas vulcânicas do
grupo Iricoumé, sul do Escudo das Guianas, Presidente Figueiredo (AM) /
Suelen Nonata de Souza Marques. - Manaus: UFAM, 2010
73 f.: il. color; 30 cm
Dissertação (Mestrado em Geociências) –– Universidade Federal do
Amazonas, 2010
Orientador: Prof. Dr. Valmir da Silva Souza
1. Rochas Ígneas – Presidente Figueiredo (AM) 2. Geocronologia 3.
Petrologia – Presidente Figueiredo (AM) I. Souza, Valmir da Silva (Orient.)
II.Universidade Federal do Amazonas III. Título
CDU(1997): 552.3(811.3)(043.3)
3
4
À Ivan Marques Valério.
Que você represente toda a
minha capacidade de me renovar à cada dia.
O Cheiro da vida.
5
AGRADECIMETOS
Esta pesquisa obteve suporte financeiro do projeto de cooperação
DEGEO/UFAM-CG/UFPA: CNPq, projeto CT-Amazônia (Proc. No. 620034/2006-8),
que custeou o trabalho de campo e as análises química e isotópica;
À Universidade Federal do Amazonas (UFAM) e ao Programa de PósGraduação em Geociências (PPGGEO) pelo apoio financeiro em etapas de trabalho de
campo, e por todo o apoio logístico durante a utilização dos laboratórios;
Aos Laboratórios de Geologia Isotópica da Universidade Federal de Brasília –
UnB e Laboratório de Geologia Isotópica Pará-Iso, pela disposição de equipamentos
para as etapas geocronológicas;
à Profa. Dra. Rielva Solimairy Campelo do Nascimento por toda a ajuda
imprescindível durante a elaboração desta pesquisa. À amizade da geóloga Rielva
Solimairy por toda a atenção e ensinamentos pacientes em alguns anos de convivência.
A você, todo o meu respeito.
Ao Prof. Dr. Valmir da Silva Souza por todo o incentivo e paciência destinados
a mim durante a elaboração deste trabalho;
Às amigas de graduação Kássia (Bezerra) e Thennylle Navarro por todos os
momentos verdadeiros de amizade vividos durante o curso. Às amigas reais Kássia
(Ressureição) e “Thê” pela sincera prova de respeito diário;
Aos amigos do Programa de Pós-Graduação Dulcimar Conceição, Francinele
Silva e Jarrier Honorato por tantos incentivos dedicados durante este mestrado;
Ao técnico de laboratório Antônio Marcos Golçalves pela ajuda na fase de
tratamento das amostras;
Ao Prof. Dr. Ivaldo da Trindade pelos ensinamentos profissionais e pela amizade
adquirida em curto tempo de convivência.
Ao geólogo Msc. Cristovão da Silva Valério pela vida única que me ensinou a
ter durante sete anos de convivência. Que sejam eternos.
Aos meus bens maiores, Eliana Marques e Inêz Silva. Certamente eu não
escreveria esta pesquisa se vocês não acreditassem no que me ensinaram. À vocês, todo
o meu amor.
À todos que de alguma forma contribuíram para meu crescimento estudantil e
mesmo profissional. Perdoem minhas falhas.
6
RESUMO
Este trabalho tem como tema central as rochas efusivas e piroclásticas do Grupo
Iricoumé, que afloram na região centro-sul do Município de Presidente Figueiredo, NE
do Amazonas. A região abrange parte do domínio Uatumã-Anauá (DUA), Província
Ventuari-Tapajós (PVT), no centro-sul do Escudo das Guianas. O objetivo principal
deste trabalho é o estudo petrográfico, geoquímico e geocronológico (Sm-Nd) das
rochas vulcânicas, de modo a tentar reconstituir o evento vulcânico ocorrido, bem como
fornecer subsídios para a reconstituição sobre as deposições, tipos de erupções, e
teorizar sobre a ambientação vulcânica resultante. As interpretações de campo,
petrográficas e geoquímicas apontam para termos ácidos, representados por riolitos,
riodacitos, dacitos e traquidacitos, termos intermediários andesíticos e traquiandesíticos,
além de termos piroclásticos ignimbríticos e co-ignimbríticos. A disposição geral destas
rochas remonta à seção esquemática completa de fases eruptivas elaborada por Sparks
& Walker (1976) e Fisher & Schmincke (1994), nos quais as sequências vulcânicas
consistem de camadas basais de surge sobrepostas por ignimbritos e seguidos de coignimbrito, finalizados por uma fase efusiva de fluxo de lava. Geoquimicamente são
rochas subalcalinas de alto-K e fracamente metaluminosas. Estas rochas apresentam
idades Pb-Pb entre 1,88 a 1,89 Ga, apresentadas por Valério et al., (2005) em estudos na
mesma região, e as idades Sm-Nd TDM realizadas nesta pesquisa para
os tipos
intermediários, apontam para 2,44 a 2,13 Ga, com predomínio de rochas mais jovens
nas porções de topografias mais superiores, o que representa possível existência de mais
de um pulso vulcânico ocorrido na região durante o evento Transamazônico (εNd entre
-16,92 a -24,73). O modelo proposto para a reconstituição paleoambiental da área
estudada mostra as principais características texturais relacionadas a ambiente vulcânico
de natureza explosiva com conseqüente formação de caldeira.
7
LISTA DE FIGURAS E TABELAS
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
Figura 1.1. Compartimentação tectônica do Cráton Amazônico,
destacando o segmento crustal no qual está localizada a área de estudo
(modificado por Macambira et al. 2009).
15
Figura 1.2. Distribuição do magmatismo vulcano-plutônico Uatumã na
porção brasileira do Cráton Amazônico (extraído de Pierosan 2009).
16
Figura 1.3. Mapa de localização da área de estudo, inseridas as principais
vias e hidrovias de acesso. A área de estudo está posicionada cerca de 27
km a norte da sede do município de Presidente Figueiredo e a 30 km a
sudeste da reserva indígena Waimiri Atroari.
18
CAPÍTULO 3 – O CRÁTON AMAZÔNICO
Figura. 3.1. Principais propostas de subdivisão do Cráton Amazônico,
destacando a localização da área de estudo. a) Almeida (1977); b) Tassinari
& Macambira (1999) e reorganizada em Tassinari & Macambira (2004); c)
Santos et al. (2000); d) proposta de expansão da Província Tapajós-Parima,
com destaque para seus sub-domínios (Modificado de Santos 2003, com
adaptação proposta por Santos et al. 2006)
20
CAPÍTULO 4 – LITOESTRATIGRAFIA DA ÁREA DE ESTUDO
Figura 4.1. Mapa geológico simplificado do Município de Presidente
Figueiredo, inseridas as principais vias de acesso e ressaltadas as
localizações do Município no Estado do Amazonas e a área de estudo (Este
trabalho).
23
CAPÍTULO 6- GEOLOGIA E PETROGRAFIA
Figura 6.1. Mapa geológico simplificado da área de estudo, apresentando a
distribuição dos perfis elaborados, as principais seções estruturais e
direções de paleo-fluxos (Este trabalho).
29
Figura 6.2. Feições de campo dos tipos intermediários estudados. a)
fenocristais tabulares de feldspatos com tamanhos de até 20 cm
distribuídos em textura porfirítica média; b) fraturas com arranjo estrutural
semelhante a disjunções colunares, desenvolvidos em afloramentos
dispostos sob a forma de lajedos; c) expressiva ocorrência de amígdalas
com tamanhos de até 15cm, preenchidas por material secundário.
28
Figura 6.3. Aspectos microscópicos dos tipos andesíticos. a) visão geral de
seção delgada revelando cristais tabulares de plagioclásio em textura
31
8
glomeroporfirítica; b) cristais de plagioclásio (andesina An32-35) euedrais
com fraturas jigsaw-fit. c) matriz com arranjo textural subtraquítico e com
moderada alteração para sericita. d) amígdalas preenchidas por hornblenda
cloritizada, quartzo, epidoto, tremolita-actinolita, magnetita, ilmenita e
hematita. e) cristais de tremolita-actinolita aciculares dispostas ao centro
das amígdalas. f) detalhe de amígdala com cristais de quartzo em textura
policristalina ao centro e hornblenda e minerais opacos dispostos próximos
às bordas.
Figura 6.4. Feições de campo das rochas vulcânicas ácidas, dispostas sob a
forma de lajedos. a) arranjo textural afanítico a porfirítico fino; b) feições
indicativas de paleofluxos magmáticos que, em geral, apresentam duas
direções principais; c) veios com até 4 cm de espessura e disposição
aproximadamente paralela; d) detalhe de veios preenchidos por quartzo,
minerais sulfetados e subordinados minerais secundários. e) estruturas
amigdaloidais com tamanhos de até 14 cm e preenchimento por minerais
secundários; f) fragmentos líticos de até 8 cm circundados por minerais
secundários.
34
Figura 6.5. Fotomicrografia dos tipos riolíticos. a) constituídos por
fenocristais de feldspatos, hornblenda e opacos. b) fotomicrografia dos
tipos riolíticos intrusivos ressaltados por textura porfirítica média a grossa,
com fenocristais de feldspatos, quartzo e subordinadas biotitas. c)
fragmento lítico imerso em matriz afanítica dos tipos riolíticos efusivos. d)
coroa de óxido de Fe-Ti dissolvida ao redor de cristal de ilmenita nos tipos
riolíticos efusivos.
37
Figura 6.6. Feições de campo dos depósitos ignimbríticos, dispostos sob a
forma de blocos. a,b) estruturas de acamamento que indicam paleofluxo. c)
fragmentos de rochas tamanho bomba de até 12 cm. d) estruturas
vesiculares em porções inferiores do depósito com até 6 cm de diâmetro. e)
estruturas vesiculares em topografia mais elevada do depósito com até 30
cm de diâmetro. f) textura eutaxítica marcada por alinhamento de fiammes.
40
Figura 6.7. Aspectos microscópicos dos tipos ignimbríticos. a) visão geral
da seção delgada apresentando principalmente cristaloclastos de quartzo
(qz), plagioclásio (pl) e opacos, dispersos sem organização e tamanho
definidos; b) detalhe de feldspato sódico (oligoclásio – ol) subedral com
moderadas pertitas em filetes; c) fenocristal de plagioclásio em elevado
estágio de alteração para sericita; d) quartzo com proeminente textura de
engolfamento.
42
Figura 6.8. Detalhamento de minerais de titanita. Em geral são euedrais
(a) ou ocorrem associadas a minerais máficos. b) detalhamento de titanita
euedral fraturada. c) Detalhamento de fiamme. d) cristais púmices em
44
9
seção paralela à direção do tubo de elongação. Notar textura esferulítica
preservada (indicada pela seta).
Figura 6.9. Fotomicrografia dos tipos co-ignimbríticos. (a) aspectos gerais
do litotipo: apresentam-se de forma moderadamente ordenada e são
aproximadamente equigranulares. (b) detalhamento em lupa de 10x.
Mineralogicamente constitui-se por quartzo (qz), plagioclásio (pl),
feldspato potássico (fd) e opacos (opc), em geral subarredondados a
subangulosos, pouco fraturados e com ausência de corrosão.
Figura 6.10. Perfis litoestratigráficos dos litotipos (vulcânicos e
piroclásticos) encontrados na área de estudo, indicando sua localização
espacial com o mapa geológico da área. Confeccionado a partir das
descrições de campo e petrográficas.
46
47
CAPÍTULO 7 – GEOQUÍMICA MULTIELEMENTAR E GEOQUÍMICA
ISOTÓPICA Sm-Nd
Figura 7.1. Diagramas de classificação e caracterização química das
rochas vulcânicas Iricoumé. A) diagrama de correlação SiO2 vs.
Na2O+K2O de Le Maitre (1989) e Índice de alcalinidade de Irvine &
Baragar (1971). B) Diagrama de classificação modificado de Pearce
(1996). C) diagrama de correlação entre K2O versus SiO2 (Peccerillo &
Taylor, 1976). D) Índice de Saturação em Alumina (Shand, 1943,
modificado por Maniar & Picolli 1989).
47
Figura 7.2. Diagrama de classificação de multielementos e ETR para as
rochas intermediárias. A) normalizado segundo Thompsom (1982). B)
normalizado segundo Boyton (1984).
50
Figura 7.3. Diagrama de classificação de multielementos e ETR para as
rochas ácidas. A) normalizado segundo Thompsom (1982). B) normalizado
segundo Boyton (1984).
53
Figura 7.4. Diagramas de classificação tectônica para as rochas estudadas.
A) Diagrama discriminante de correlação Rb x Y+Nb (Pearce et al. 1984),
com o campo de granitos pós-colisionais de Pearce (1996) . B) Diagramas
discriminantes de correlação Zr+Nb+Ce+Y x FeOt/MgO (Whalen et al.
1987). Abreviações: syn-COLG – granitos sin-colisionais; WPG – granitos
intraplaca; VAG: granitos de arco vulcânico; ORG: granitos de cadeia
meso-oceânica; post-COLG: pós-colisional.
54
Figura 7.5. Diagrama de correlação Nd x T (Ga) mostrando a composição
isotópica e a evolução das rochas intermediárias e ácidas Iricoumé nos
perfis geológicos estudados. Gráfico elaborado conforme modelo do manto
56
10
empobrecido (DM) e CHUR (DePaolo, 1981).
Figura 7.6. Perfil litológico da área de estudo, representando os pontos de
coleta para análise Sm-Nd nas rochas intermediárias.
57
CAPÍTULO 8- DISCUSSÕES
Figura 8.1. À esquerda, seção esquemática elaborada por Sparks & Walker
(1976) para depósitos ignimbríticos, onde: camada 1 representativa de
depósitos de surge; camada 2a constitui-se predominantemente por grãos
finos moderadamente selecionados e com leve gradação; camada 2b
predominam clastos heterogêneos mal selecionados sobrepostos por
púmices; camada 3 estabelecida por depósitos de queda. À direita, perfil
litológico estudado, onde: litologia IV relacionada à camada 3; litologia III
semelhante às camadas 2a e 2b; litologia V representativa da zona de
púmices proeminente. P = clastos púmices; L= clastos líticos. Camada 1
não descrita na área de estudo.
59
Figura 8.2. À esquerda, seção esquemática elaborada por Slezin (2003)
para possíveis estruturas resultantes de um conduto vulcânico, onde: (a)
corresponde à separação discreta de gás, que inicia em com magmas
isentos de bolhas (zona 1) e cuja ocorrência aumenta progressivamente
com a velocidade de fluxo magmático (zonas 2 e 3); (b) corresponde ao
regime de dispersão, com o magma inicialmente isento de bolhas (zona1),
que com o aumento de velocidade de fluxo, ocorrem destruição parcial do
conduto (zonas 2 e 3) e conseqüente formação de fluxos piroclásticos com
gases dispersos (zona 4). À direita, perfil litológico estudado, onde:
amostra SVP 4E (litologia III) representa os regimes de fluxo piroclástico
com expressiva ocorrência de estruturas resultantes do alívio de gases.
61
Figura 8.3. Diagrama esquemático de um ambiente de caldeira, mostrando
os principais elementos estruturais e os seus estágios de formação, segundo
Lipman, (1976).
66
Tabela 7.1. Composição química de elementos maiores, menores, traços e
elementos terras raras (ETR) das rochas vulcânicas estudadas. (* Amostras
comparativas estudadas por Valério et al. 2005, na área de estudo).
50
Tabela 7.2. Resultados analíticos Sm-Nd dos tipos vulcânicos andesíticos
e riolíticos.
56
Tabela 8.1. Comparações entre as principais características
composicionais/texturais dos derrames vulcânicos e depósitos piroclásticos
para o vulcanismo Iricoumé na área estudada.
64
11
SUMÁRIO
DEDICATÓRIA
03
AGRADECIMENTOS
04
RESUMO
05
LISTA DE FIGURAS E TABELAS
06
SUMÁRIO
10
CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO
14
CAPÍTULO 2 - OBJETIVOS
17
CAPÍTULO 3 – O CRÁTON AMAZÔNICO
18
CAPÍTULO 4 – LITOESTRATIGRAFIA DA ÁREA DE ESTUDO
21
CAPÍTULO 5 – MÉTODOS DE TRABALHO
25
5.1. Etapa Pré-Campo
25
5.2. Etapa de Campo
26
5.3 Etapa Laboratorial
26
5.4 Etapa de Desenvolvimento
28
CAPÍTULO 6 – GEOLOGIA E PETROGRAFIA DA ÁREA ESTUDADA
28
6.1. Andesitos – Aspectos Geológicos
28
6.2. Andesitos – Aspectos Petrográficos
30
6.3. Riolitos – Aspectos Geológicos
33
6.4. Riolitos – Aspectos Petrográficos
34
6.4.1. Riolitos Efusivos
34
6.4.2. Riolitos Pórfiros
37
6.5 Rochas Piroclásticas
38
6.5.1. Ignimbrito – Aspectos Geológicos
38
12
6.5.2. Ignimbritos – Aspectos Petrográficos
38
6.5.3. Co-Ignimbrito – Aspectos Geológicos
44
6.5.4. Co-Ignimbrito – Aspectos Petrográficos
45
CAPÍTULO 7 – GEOQUÍMICA MULTIELEMENTAR E GEOQUÍMICA
ISOTÓPICA Sm-Nd
48
7.1 Geoquímica Multielementar
49
7.2 Geoquímica Isotópica Sm-Nd
55
CAPÍTULO 8 – DISCUSSÕES
58
8.1 Estruturas
58
8.2 Texturas
60
CAPÍTULO 9 – CONCLUSÕES
69
CAPÍTULO 11- REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
71
13
ITRODUÇÃO
Este trabalho tem como tema central as rochas efusivas e piroclásticas que afloram
na região centro-sul do Município de Presidente Figueiredo, NE do Amazonas. Essa
região está posicionada na porção central do Cráton Amazônico (Figura 1.1), extremo
sul do Escudo das Guianas e abrange unidades geológicas relacionadas a diversos
pulsos tectono-magmáticos cálcico-alcalinos (Água Branca) e tipo A (magmatismo
Uatumã), desenvolvidos durante o Paleoproterozóico (Ramgrab, 1968; Geomineração,
1972; Rodrigues, 1975; Oliveira et al., 1975, Araújo Neto & Moreira, 1976; Veiga Jr. et
al., 1979; Costi et al., 1984). Estudos sobre o sistema vulcano-plutônico Uatumã
ganharam destaque ao longo dos anos na Província Carajás (Dall’Agnol et al., 1994,
1997, 1999, 2005, 2009), Província Aurífera Tapajós (Vasquez et al., 1999 e 2002;
Lamarão et al., 2002 e 2005), Província Estanífera Pitinga (Costi et al., 2000; Lenharo
et al., 2002, Ferron et al., 2006 e 2009, Pierosan 2009), nordeste do Mato Grosso, área
Xingu-Iricoumé (Barros et al., 2005 e 2009) e centro-sul de Município de Presidente
Figueiredo, NE Amazonas (Valério et al., 2005, 2006, 2009,; Marques et al., 2007;
Souza et al., 2007; Freitas et al., 2007) (Figura 1.2). Esses trabalhos permitiram auxiliar
o desenvolvimento de modelos geológico-evolutivos para cada um destes segmentos do
Cráton. No entanto ainda não existe um modelo conclusivo para região NE Amazonas,
onde estão inseridas as rochas vulcânicas avaliadas neste estudo.
Informações detalhadas do magmatismo Uatumã na porção centro-sul do
Município de Presidente Figueiredo ainda são hipotéticas, considerando estudos
restritos, devido às condições precárias de acesso aos afloramentos, forte atuação
intempérica com formação de crosta laterítica e espessos solos, além da proximidade
com a Reserva Indígena Waimiri Atroari e propriedades particulares de difícil acesso.
14
As feições de campo e as características textural e composicional das rochas estudadas
permitiram a identificação e individualização de rochas vulcânicas efusivas ácidas a
intermediárias (riolitos a andesitos) intercaladas a
Figura 1.1. Compartimentação tectônica do Cráton Amazônico, destacando o segmento crustal no qual
está localizada a área de estudo (modificado por Macambira et al. 2009).
depósitos de fluxo piroclástico de faciologia diversificada, os quais segundo o modelo
de Fischer & Schmincke (1984), representam parte das etapas básicas de um evento
vulcânico de natureza explosiva. A interpretação das texturas e identificação de
estruturas vulcânicas pode fornecer subsídios para a explicação da reconstituição sobre
as deposições, tipos de erupção, e teorizar sobre a(s) forma(s) vulcânica(s) resultante(s).
A área de estudo está localizada na parte centro-sul do Município de Presidente
15
Figueiredo (AM), e abrange os Ramais do Canoas, Castanhal (Micad), Rumo Certo e
Novo Rumo e parte do Igarapé Canoas e do Lago de Balbina, os quais compõem
divisões da drenagem regional. O aspecto topográfico geral é formado por moderadas
elevações, e os afloramentos mais expressivos caracterizam-se por morfologia de
morros. As rochas vulcânicas estudadas ocorrem nessa região. A principal via de acesso
à região é a rodovia federal BR-174 (Manaus – Boa Vista), a qual se interliga aos
ramais e vicinais da região (Figura 1.3).
Fig. 1.2. Distribuição do magmatismo vulcano-plutônico Uatumã na porção brasileira do Cráton
Amazônico (copiado de Pierosan 2009).
16
2. OBJETIVOS
Esta pesquisa compõe uma atualização geológica, petrográfica, geoquímica e
isotópica de rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé, a fim de estabelecer a natureza do
evento vulcânico ocorrido na região de estudo. Para isto, analisamos alguns aspectos
mais pertinentes ao estudo:
1. Identificar e correlacionar as diferentes faciologias dos vulcanitos Iricoumé para
a confecção do mapa geológico, a partir de caracterização petrográfica e
química;
2. Caracterizar a idade (isótopos de Sm–Nd) dessas faciologias, a fim de
estabelecer uma possível cronologia nos intervalos dos pulsos vulcânicos
ocorridos.
3. Sugerir os processos envolvidos na evolução geoquímica dos líquidos estudados,
além de sua provável fonte, com base na geoquímica multielementar e
investigação dos isótopos de Nd.
17
Figura 1.3. Mapa de localização da área de estudo, inseridas as principais vias e hidrovias de acesso. A
área de estudo está posicionada cerca de 27 km a norte da sede do município de Presidente Figueiredo e a
30 km a sudeste da reserva indígena Waimiri Atroari.
3. O CRÁTO AMAZÔICO
A compartimentação do Cráton Amazonas segue propostas estruturais,
geofísicas e principalmente geocronológicas. Os primeiros estudos são atribuídos a
18
Amaral (1974) e Almeida (1978), que configuraram ao Cráton dois grandes domínios
geológicos: Escudos das Guianas e Brasil Central. Esta classificação foi revisada por
Costa & Hasui (1997), baseada em dados geofísicos e estruturais, que definiram o
Cráton Amazônico como um bloco dividido em doze paleoplacas geradas por colisões
continentais do arqueano ao paleoproterozóico.
Os principais estudos de compartimentação são referidos à geocronologia, e as
primeiras pesquisas foram realizadas por Amaral (1974), que baseado em dados K–Ar e
Rb– Sr inicialmente dividiu o Cráton em três províncias geocronológicas distintas, as
quais foram modificadas por diversos autores e são continuamente discutidas a partir do
uso de novos dados isotópicos (Sm–Nd e U–Pb) (Cordani et al. 1979, Teixeira et al.,
1989, Tassinari 1996, Tassinari & Macambira 1999) (Figura 3.1).
Tassinari & Macambira (1999) consideram a divisão do Cráton em seis
províncias distintas, com idades entre >2,3 a 1,0 Ga e origens relacionadas ao acréscimo
de faixas móveis proterozóicas ao redor de um núcleo arqueano (Província Amazônia
Central, >2,5 Ga). Santos et al., (2000 e 2002), acrescentaram a Província Carajás,
considerando-a a mais antiga (idade 3,1 a 2,5 Ga), e excluíram a Província MaroniItacaiúnas, agora chamada Província Transamazonas, além de sugerirem novos nomes e
limites para as demais províncias, geradas por reciclagem da crosta continental. Santos
et al., (2006) aumentaram os limites da Província Transamazonas (2,2 a 2,0 Ga) para o
norte da Província Carajás (3,1 a 2,5 Ga), desconsiderando terrenos antes datados como
arqueanos (domínio Bacajá), além de expandirem a Província Tapajós-Parima (2,3 a 1,8
Ga) para o leste da Província Amazônia Central, e reconsideraram a existência da Faixa
Colisional K’MudKu (1,4 a 1,1 Ga) em parte
19
Fig. 3.1. Principais propostas de subdivisão do Cráton Amazônico, destacando a localização da área de
estudo. a) Almeida (1977); b) Tassinari & Macambira (1999) e reorganizada em Tassinari & Macambira
(2004); c) Santos et al. (2000); d) proposta de expansão da Província Tapajós-Parima, com destaque para
seus sub-domínios (Modificado de Santos 2003, com adaptação proposta por Santos et al. 2006)
das Províncias Transamazonas, Tapajós-Parima e Rio Negro. Por outro lado,
Macambira et. al., (2009) excluíram a Província Carajás, inserindo-a na Província
20
Amazônia Central, onde reconsideram suas idades para 2,9 a 3,2 Ga, estendendo seus
limites e mantendo os nomes e idades das províncias de acordo com Tassinari (1996) e
Tassinari & Macambira (1999).
A porção central da Província Ventuari-Tapajós, onde está localizada a área de
estudo deste trabalho, engloba dois domínios geológicos com similaridades litológicas:
a norte, composta por granitos gnáissicos e anfibolitos de idade 1,82 a 1,85 Ga
associadas a granitóides do embasamento; e a sul, com migmatitos, tonalitos e gabros,
distribuídos em embasamento metamórfico nas fácies anfibolito a granulito, de idade
1,98 a 2,00 Ga (Vasquez et al., 1999; Gaudette & Olszewski, 1981; Tassinari &
Macambira 1999, Tassinari et al., 2000). Santos et al., (2000, 2003) desconsideram o
domínio Ventuari (a norte) como pertencente à província, pois a partir de novos dados
isotópicos U-Pb mostraram a idade de 1,84 a 1,79 para este domínio, inserindo-o na
Província Rio Negro. Assim, renomearam a província para Tapajós-Parima, gerada
entre 2,10 a 1,87 Ga por acresção crustal, e a dividiram em quatro domínios geológicos
similares separados por bacias sedimentares e pela faixa colisional K’Mudku. Esses
domínios são representados por rochas metassedimentares e associações vulcanoplutônicas pós-orogênicas a anorogênicas relacionadas ao magmatismo Uatumã. A
Província Tapajós-Parima foi dividida em seis domínios tectono-estruturais,
representados por terrenos vulcano-plutônicos cálcico-alcalinos similares.
4. LITOESTRAGRAFIA DA ÁREA DE ESTUDO
As
unidades
litológicas
deste
domínio
incluem
rochas
proterozóicas
representadas por vulcânicas do Grupo Iricoumé, granitos das Suítes Água Branca,
21
Mapuera e Madeira, metamórficas do Complexo Jauaperi, além de rochas sedimentares
representantes das Formações Urupi e Prosperança e rochas máficas das Formações
Seringa e Quarenta Ilhas (Figura 4.1).
A unidade Água Branca foi elevada à categoria de Suíte por Oliveira et al.,
(1996), em resposta aos novos levantamentos acerca de Veiga Jr. et al., (1979) e Araújo
Neto & Moreira (1976). Esta unidade ocorre no sudeste de Roraima, nordeste do
Amazonas e noroeste do Pará, com área-tipo distribuída ao longo do Igarapé Água
Branca, afluente esquerdo do Rio Uatumã. É constituída por granitóides localmente
foliados de idade entre 1,890 a 1,898 Ma e característica geoquímica apontando para
série cálcio-alcalina tipo I Cordilheirano (CPRM 2003; Valério 2006). A formação
dessas rochas indica ambiente de arco magmático com participação crustal, o que
sugere correspondência com os granitos Tropas-Parauari do Domínio Tapajós.
O Grupo Iricoumé foi inicialmente definido por Oliveira et al., (1975) e elevado
à categoria de Grupo por Veiga Jr. et al., (1979). Esta unidade apresenta sua área-tipo
na Serra Iricoumé, alto curso do Rio Mapuera e delineia afloramentos no nordeste do
Amazonas, sudeste de Roraima e noroeste do Pará. É constituída por riolitos, riodacitos,
dacitos, traquidacitos, andesitos, traquiandesitos e andesitos basálticos, de idade entre
1,89 a 1,86 Ga (CPRM 2003; Costi et al., 2000; Valério et al., 2005). Costi et al.,
(2000) e Valério et al., (2005 e 2009) apontaram características geoquímicas
subalcalinas de alto- a ultra-K, com afinidade alcalina e magmatismo do tipo-A. Esses
dados contrariam os resultados encontrados por Haddad et al. (2000) que apontam uma
assinatura de subducção com contribuição crustal parcial, o que sugere correlação com
granitóides da Suíte Água Branca e Suíte Intrusiva Tropas-Parauari (Província Tapajós).
22
Faria et al., (2003) inicialmente denominaram a Suíte Metamórfica Jauaperi, que
foi renomeada para Complexo Jauaperi pela CPRM (2006). São representadas por
granitos, metagranitos, ortognaisses, migmatitos, diques de anfibolito e bolsões
charnockitóides (CPRM 2006). A assinatura química revela caráter metaluminoso e
associação cálcico-alcalina de alto-K, de idade 1,88–1,86 Ga para esta unidade (Faria &
Luzardo, 2000; Santos et al. 2002; CPRM 2003).
Figura 4.1. Mapa geológico simplificado do Município de Presidente Figueiredo, inseridas as principais
vias de acesso e ressaltadas as localizações do Município no Estado do Amazonas e a área de estudo (Este
trabalho).
A denominação Mapuera foi dada pela Geomineração (1972), e Veiga Jr. et al.
(1979) elevaram esta unidade à categoria de Suíte. A área-tipo ocorre no Rio Mapuera,
23
entre o Amazonas, Roraima e Pará. É representada por monzogranitos, sienogranitos,
quartzo sienitos, monzonitos e granófiros, com intervalo de idade entre 1,89 a 1,86 Ga
(Santos et al., 2002; CPRM 2003; Ferron et al., 2006; Valério et al.,
2006).Quimicamente são classificados como granitos tipo-A (CPRM 2000, 2003 e
2006, Valério et al., 2006), com séries metaluminosas a peraluminosas compatíveis com
ambientes anorogênicos, gerados por fusão da crosta com prévia assinatura de
subducção (Haddad & Faria 2000), o que sugere correlação com vulcânicas do Grupo
Iricoumé e granitos das Suítes Maloquinha (Domínio Tapajós) e Velho Guilherme
(Domínio Carajás).
A Formação Urupi compreende rochas sedimentares descritas nos Rios Pitinga,
Jatapu e Capu-Capu, Estado do Amazonas, e exposições isoladas nos Estados de
Roraima e Pará (Mandetta et al., 1974, Araújo Neto & Moreira 1976, Veiga Jr. et al.,
1979 e Costi et al., 1984). A litologia consiste de arenitos arcoseanos, quartzo arenitos,
conglomerados, argilitos e siltitos, com 810 m de espessura distribuídos em estruturas
sedimentares com estratificações plano-paralelas, cruzadas acanaladas e marcas
ondulares, depositados em torno de 1788 Ma, idade referência mínima para o sill
Quarenta Ilhas (Veiga Jr. et al., 1979; Santos et al., 2000b). Cunha (2001) sugere
depósitos sedimentares relacionados à ambientes deltaico dominado por maré e marinho
raso, enquanto Cunha et al., (2006) aponta características deposicionais eólicas nos
estratos inferiores (CPRM, 2006).
A Formação Prosperança ocorre no limite da borda norte da Bacia do Amazonas,
distribuída em uma faixa estreita e descontínua, porém há registro dessa unidade dentro
do terreno granítico-vulcânico paleoproterozóico, depositados em um graben orientado
na direção WNW-ESE. Esses sítios deposicionais possuem limites laterais marcados por
24
falhas normais sindeposicionais e zonas de cisalhamento, testemunhos da ação de uma
tectônica transtensiva pós Brasiliano (Wanderley Filho 1991, Cunha et al. 1994, Silva et
al. 2003, Souza & Nogueira 2009). Essa unidade mostra-se constituída por níveis
conglomeráticos, pacotes de arenitos feldspáticos finos a grossos e siltitos, contendo
laminação plano-paralela, estratificação cruzada de baixo ângulo, marcas de ondas e
paleocanais, produtos de ambiente fluvio-deltaico durante o Neoproterozóico (Caputo et
al. 1972, Cunha et al. 1994, Nogueira & Soares, 1996, Nogueira, 1999).
Eventos máficos foram registrados na região, representados por soleiras e diques
máficos das Formações Quarenta Ilhas e Seringa. Veiga Jr. et al. (1979) inicialmente
definiu para estas rochas de ocorrência no médio curso do rio Pitinga, de Formação
Quarenta Ilhas, representadas por diabásios, gabros e basaltos, com direções NE, NW e
N-S, de caráter subalcalino toleítico (Milliotti & Faria, 2000). Idades U-Pb em
badelleyita acusaram 1788±4 Ma, registrada como forte correspondência com os
magmatismos Avanavero e Crepori do Cráton Amazônico. A Formação Seringa,
definida por Veiga Jr. et al., (1979), representa derrames de basaltos, diques de diabásio
e gabros ao longo do rio Jatapu e igarapé Seringa, com direções NE-SW e mergulhos
para SE e características químicas sugerindo afinidade calcialcalina (Araújo Neto &
Moreira, 1976; Reis et al. 2000).
5. MÉTODOS DE TRABALHO
Esta dissertação foi desenvolvida segundo quatro etapas básicas: pré-campo,
campo, laboratório e desenvolvimento.
5.1. Etapa pré-campo: Esta etapa foi dividida em duas partes, a primeira delas
estendeu-se por todo o desenvolvimento deste trabalho, e consistiu do levantamento
25
bibliográfico concernente às informações geológicas pré-existentes, o que permitiu a
atualização de alguns dados conhecidos a respeito das rochas vulcânicas Iricoumé. A
segunda parte foi destinada à interpretação dos produtos de sensores remotos, o que
auxiliou na elaboração do mapa geológico da área estudada.
5.2. Etapa de campo: esta etapa foi realizada em três fases, com duração de cerca de 06
dias cada, na qual foram feitas a coleta, fragmentação e identificação de amostras de 08
litotipos diferentes para o tratamento laboratorial e a prévia elaboração dos perfis
estratigráficos. Estas amostras foram extraídas de escassos afloramentos distribuídos
nas Comunidades do Canoas, Castanhal, Rumo Certo e Novo Rumo, além de
propriedades particulares ao longo da BR-174 e pontos seletos na porção noroeste do
Lago de Balbina. Em sua maioria, as coletas só foram possíveis por meio de
caminhadas em picadas na mata, buscando obter, sempre que possível, seu
georreferenciamento. Nesta etapa, procurou-se reconhecer as relações de contato entre
derrames vulcânicos e fluxos piroclásticos, caracterizando suas variações texturais,
estruturais, composicionais e volumétricas.
5.3. Etapa laboratorial. Dividida em duas fases, esta etapa consistiu da preparação
inicial das amostras coletadas no campo e posteriormente o tratamento para análises
diversas.
- A preparação foi feita inicialmente no Laboratório de Laminação do Departamento de
Geociências (DEGEO) da Universidade Federal do Amazonas – UFAM, onde parte das
amostras devidamente selecionadas foi serrada em tabletes (em disco de serra
diamantado) para confecção de lâminas delgadas para análises petrográficas. Parte do
material restante foi britado em britador de mandíbula, quarteado, triturado e
26
pulverizado (pulverizador de porcelana), visando a preparação de alíquotas para as
análises geoquímicas. Parte do material pulverizado foi separado para as análises
isotópicas (Sm-Nd), e então encaminhado ao Laboratório de Sedimentologia do
DEGEO para o peneiramento em peneiras vibratórias Produtest, e separado para compor
alíquotas de 5 g de amostras para as análises isotópicas (Sm-Nd).
- O tratamento consiste de análises petrográficas, geoquímicas e isotópicas (Sm-Nd).
Para as análises petrográficas, as lâminas confeccionadas na fase de preparação foram
encaminhadas ao Laboratório de Microscopia do DEGEO para serem descritas
detalhadamente em microscópio óptico, de modo a correlacionar os litotipos segundo a
classificação modal para descrição de rochas vulcânicas, observando-se seus minerais
constituintes, arranjo textural e composicional e a relação de contato entre os grãos, o
que auxiliou na interpretação evolutiva das rochas vulcânicas.
Para as análises químicas (rocha total), foram selecionadas 05 amostras, e
encaminhadas ao laboratório comercial ACME Analytical Laboratories Ltd.,
Vancouver, Canadá.
Os elementos maiores foram determinados por Inductively
Coupled Plasma Atomic Emission Spectrometry (ICP-AES) e os traços, juntamente com
os terras-raras (ETR), foram determinados por Inductively Coupled Plasma Atomic
Mass Spectrometry (ICP-AMS).
Para análises isotópicas Sm-Nd em rocha total, foram selecionadas um total de
05 amostras e encaminhadas para o laboratório de Geologia Isotópica da Universidade
de Brasília, aplicando-se a procedimento analítico descrito por Gioia & Pimentel
(2000).
27
5.4 Etapa de Desenvolvimento. Esta etapa envolveu a compilação das informações
levantadas e a análise dos resultados obtidos, que foram traduzidos neste trabalho e que
serão reunidos para confecção de material para publicação.
6. GEOLOGIA E PETROGRAFIA DA ÁREA ESTUDADA
Além de granitóides e, secundariamente, metagranitóides, a área de estudo é
formada por rochas vulcânicas efusivas e explosivas ácidas a intermediárias (Figura
6.1). Os tipos petrográficos, produtos de fluxo de lava identificados são: riolitos,
riodacitos, andesitos e traquiandesitos, enquanto os fluxos piroclásticos são formados
por ignimbritos eutaxíticos, ignimbritos e co-ignimbritos associados. Na porção sul
predominam fluxos piroclásticos, intercalados a derrames ácidos e termos
intermediários, e na porção centro-norte predominam derrames ácidos seguidos de
depósitos piroclásticos.
6.1 Andesitos – Aspectos Geológicos.
Os andesitos ocorrem pontualmente sob a forma de lajedos. Apresentam cor
cinza e textura porfirítica média, formada por fenocristais tabulares de feldspatos de até
02 cm (Figura 6.2A). A espessura deste depósito é de aproximadamente 30 metros. É
comum nas porções mais superiores do depósito a ocorrência de fraturas com arranjo
tetragonal que se assemelham a disjunções colunares (Figura 6.2B). Este litotipo contém
elevada ocorrência de amígdalas com tamanhos que variam de 2 cm a 15 cm, e que são
28
Figura 6.1. Mapa geológico simplificado da área de estudo, apresentando a distribuição dos perfis
elaborados, as principais seções estruturais e direções de paleo-fluxos (Este trabalho).
29
Figura 6.2. Feições de campo dos tipos intermediários estudados. a) fenocristais tabulares de feldspatos
com tamanhos de até 20 cm distribuídos em textura porfirítica média; b) fraturas com arranjo estrutural
semelhante a disjunções colunares, desenvolvidos em afloramentos dispostos sob a forma de lajedos; c)
expressiva ocorrência de amígdalas com tamanhos de até 15cm, preenchidas por material secundário.
6.2 Andesitos - Aspectos Petrográficos.
Os andesitos da área estudada exibem arranjo textural glomeroporfirítico médio
representado por fenocristais tabulares de plagioclásio (andesina An32–35) (Figura 6.3 A)
e expressiva ocorrência de amígdalas. A andesina é euedral com tamanho entre 1 a 15
mm em sua elongação máxima, em geral apresenta estágio de alteração para sericita e
planos de geminação albita-carlsbad. Localmente ocorrem fraturas do tipo jigsaw-fit
(Figura 6.3 B), onde os espaços formados entre os fragmentos são normalmente
separados por fina camada da matriz, e em parte, por quartzo secundário. As faces
internas às fraturas apresentam-se irregulares. Contém raras inclusões de zircão.
Apresenta moderado grau de descalcificação, formando principalmente sericita e finos
30
cristais de epitodo. O contato com outros cristais é suturado, e alguns cristais
apresentam-se com bordas irregulares.
Figura 6.3. Aspectos microscópicos dos tipos andesíticos. a) visão geral de seção delgada revelando
cristais tabulares de plagioclásio em textura glomeroporfirítica; b) cristais de plagioclásio (andesina An3235) euedrais com fraturas jigsaw-fit. c) matriz com arranjo textural subtraquítico e com moderada alteração
para sericita. d) amígdalas preenchidas por hornblenda cloritizada, quartzo, epidoto, tremolita-actinolita,
magnetita, ilmenita e hematita. e) cristais de tremolita-actinolita aciculares dispostas ao centro das
amígdalas. f) detalhe de amígdala com cristais de quartzo em textura policristalina ao centro e hornblenda
e minerais opacos dispostos próximos às bordas.
31
A matriz apresenta arranjo textural sub-traquítico, composta por feldspatos e
subordinados quartzo, anfibólio, minerais opacos e os acessórios epidoto, biotita,
titanita, além de clorita e raros carbonatos associados à percolação de fluidos pósmagmáticos. São aproximadamente equigranulares, levemente orientados segundo o
fluxo magmático e geralmente encontram-se circundados por sericita (Figura 6.3 C).
As amígdalas são preenchidas por hornblenda cloritizada, quartzo, epidoto,
tremolita-actinolita, magnetita, ilmenita e hematita (Figura 6.3 D). As bordas são
preenchidas por ‘cordões’ de cristais de quartzo, que mantém contato irregular com a
matriz. A tremolita-actinolita ocorre em hábito acicular e dispõe-se em geral da borda
para o centro das amígdalas, juntamente com cristais de quartzo (Figura 6.3 E), em
contato suturado a irregular com estes últimos. O quartzo apresenta-se sob trê formas: o
quartzo-1 em cristais anedrais subarredondados com extinção fortemente ondulante e
em contato suturado outros cristais de quartzo e tremolita-actinolita; quartzo-2
distribuídos em textura policristalina, em contato irregular com cristais de tremolitaactinolita e opacos; e quartzo-3 raros, com inclusões fluidas em contato suturado com os
minerais opacos. A hornblenda cloritizada é anedral, geralmente está associada com
minerais opacos e dispõe-se mais próxima das bordas das amígdalas, juntamente com o
epidoto e os minerais opacos (Figura 6.3 F). O epidoto é anedral e ocorre disperso nas
bordas da amígdala. Os minerais opacos são anedrais subarredondados, ocorrem
próximos às bordas e estão associados a hornblenda cloritizada e em contato com
cristais de quartzo do tipo-3.
32
6.3 Riolitos – Aspectos Geológicos.
Os tipos riolíticos da área estudada apresentam cor vermelha acinzentada a
vermelha e textura porfirítica fina em matriz fortemente afanítica (Figura 6.4 A).
As medidas de paleofluxo magmático, em geral, indicam duas direções de fluxos
que foram geradas, uma na direção 35-45Az (NE-SW) e outra 75-85Az (NEE-SWW),
que constituíram um total de 12 medidas (Figura 6.4 B).
Veios são frequentes e apresentam espessura que varia de poucos milímetros a 4
cm e são geralmente preenchidos por quartzo e minerais sulfetados (Figura 6.4 C,D).
A ocorrência de amígdalas é moderada, com tamanhos que variam de 3,2 cm a
14 cm e geralmente são preenchidas por minerais secundários (Figura 6.4 E).
Fragmentos líticos são de ocorrência moderada, apresentam tamanhos entre 3 cm
a 7,4 cm. Alguns deles são bordejados por minerais secundários e ‘cordões’ de cristais
de quartzo (Figura 6.4 F), constituindo halos de alteração.
Um segundo tipo de riolito identificado localmente na área de estudo apresentase caracteristicamente com textura porfirítica, o que nos permitiu classificá-lo como
riolito pórfiro. Estes pórfiros são intrusivos nas rochas intermediárias com espessura
aproximada de 3 metros. A textura porfirítica é ressaltada por fenocristais de feldspatos
de até 5 cm dispersos em matriz afanítica média a grossa. Em amostras de mão essas
rochas são de cor vermelho acinzentado.
33
Figura 6.4. Feições de campo das rochas vulcânicas ácidas, dispostas sob a forma de lajedos. a) arranjo
textural afanítico a porfirítico fino; b) feições indicativas de paleofluxos magmáticos que, em geral,
apresentam duas direções principais; c) veios com até 4 cm de espessura e disposição aproximadamente
paralela; d) detalhe de veios preenchidos por quartzo, minerais sulfetados e subordinados minerais
secundários. e) estruturas amigdaloidais com tamanhos de até 14 cm e preenchimento por minerais
secundários; f) fragmentos líticos de até 8 cm circundados por minerais secundários.
6.4 Riolitos - Aspectos Petrográficos.
6.4.1 Riolitos Efusivos. Apresentam fenocristais de feldspatos, quartzo, hornblenda e
subordinados opacos dispersos em matriz microcristalina fina de composição quartzo34
feldspática e hornblenda (Figura 6.5 A). O zircão e a apatita são os minerais acessórios
mais frequentes. Os representantes hidrotermais são a clorita e o epidoto.
O quartzo é anedral, subarredondado a subangular, varia em tamanho de 2 a
5mm, exibe extinção fortemente ondulante e apresenta bordas corroídas, provavelmente
indicando a atuação de fluidos magmáticos. Alguns cristais contêm bordas com texturas
de engolfamento, o que indica processos de reabsorção. Raros cristais ocorrem em
textura policristalina associados a outros fenocristais de quartzo. Variações anedrais
menores que 2mm são dispersos na matriz, e apresentam bordas intensamente corroídas,
com moderada extinção ondulante.
O plagioclásio é subedral a euedral, varia, em comprimento, de 1 e 2 mm e tem
composição oligoclásio (An29). Apresenta geminações lei da Albita e Albita-Carlsbad.
Contém muscovita, sericita e argilominerais em seus núcleos. Apresentam bordas
levemente corroídas e raros contatos com cristais de quartzo e opacos.
O fenocristal de álcalifeldspato tem comprimento entre 1 e 2 mm, é subedral e
contém inclusões de plagioclásio. Alguns cristais apresentam-se moderadamente
pertitizados e com maclamento albita-periclina. Entre alguns cristais de álcalifeldspato
formaram-se agregados de quartzo-feldspato de tamanho intermediário entre a matriz e
os fenocristais.
O fenocristal de hornblenda é subedral, ocorre comumente associado aos opacos,
além de incidir sob a forma de agregados de cristais menores que formam um arranjo
radial disseminados na matriz. Contêm inclusões de opacos e o contato com a matriz é
gradual.
35
Os fragmentos líticos são acessórios, variam entre 4mm a 9mm, são subedrais a
euedrais, subarredondados e em contato gradual com a matriz. Em geral, apresentam
bordas corroídas ou com coroas de reação, onde cristais intercrescidos de quartzo
compõem as fases recristalizadas, provavelmente produtos da interação cristal/fluido
(Figura 6.5 C).
A matriz apresenta arranjo textural microcristalino (<0,5mm), caracterizada por
um mosaico equigranular quartzo-feldspático, com contribuições de micrólitos de
biotita e minerais acessórios titanita, zircão, apatita, pirita, ilmenita, além de clorita,
carbonato e epidoto representantes da paragênese hidrotermal. Raramente é possível
observar discreta direção de fluxo magmático, o qual se sobressai no contorno dos
fenocristais. Destaca-se ainda, minerais de ilmenita, que desenvolvem uma coroa de
óxidos de Ti (Figura 6.5 D), produtos da exsolução do excesso de Fe-Ti da sua estrutura
durante a diminuição da temperatura (Haggerty, 1991; Harlov, 2000).
36
Figura 6.5. Fotomicrografia dos tipos riolíticos. a) constituídos por fenocristais de feldspatos, hornblenda
e opacos. b) fotomicrografia dos tipos riolíticos intrusivos ressaltados por textura porfirítica média a
grossa, com fenocristais de feldspatos, quartzo e subordinadas biotitas. c) fragmento lítico imerso em
matriz afanítica dos tipos riolíticos efusivos. d) coroa de óxido de Fe-Ti dissolvida ao redor de cristal de
ilmenita nos tipos riolíticos efusivos.
6.4.2. Riolitos pórfiros. Os pórfiros apresentam textura porfirítica média a grossa
ressaltada por fenocristais de feldspatos de até 2cm, quartzo e subordinadas biotitas,
imersos em matriz microcristalina média a grossa (Figura 6.5 B).
O fenocristal de álcalifeldspato tem comprimento entre 1 e 2 mm, é subedral,
apresenta-se muito pertitizado, sericitizado, internamente fraturado e com bordas
corroídas. As faces internas às fraturas encontram-se com superfícies corroídas.
Apresentam importante extinção ondulante, chegando a formar lamelas de deformação,
provavelmente resultante de esforços tectônicos após o alojamento.
37
O plagioclásio é subedral a euedral, varia entre 1 e 2 mm e tem composição
oligoclásio (An29). Apresenta geminações lei da Albita e Albita-Carlsbad. Seu núcleo
forma muscovita, além de sericita e argilominerais.
Os fenocristais de quartzo são anedrais, variam de 0,7 a 1,5 mm, exibem forte
extinção ondulante e bordas corroídas. Ocorrem como fenocristais ou em fases anedrais
dispersas na matriz com bordas em textura de engolfamento.
A matriz exibe arranjo textural microcristalino médio, composta por um mosaico
equigranular de quartzo e feldspatos, além de minerais acessórios epidoto, titanita,
minerais opacos e apatita, todos anedrais e em contato suturado a pontual com a matriz.
6.5 Rochas piroclásticas
Essas rochas afloram principalmente na porção sudoeste e nordeste da área de
estudo. Esse litotipo foi classificado em duas fácies, identificadas segundo a
classificação modal para depósitos piroclásticos de Sparks & Walker (1976). Adotamos
aqui o termo fácies para descrever diferentes morfologias, superposição relativa,
geometria, composição e tamanho dos grãos, que possivelmente descrevem rochas
oriundas de diferentes regimes deposicionais (Wilson & Walker 1982, McArthur & Cas
1998).
6.5.1. Ignimbrito – Aspectos Geológicos.
Esta fácies é constituída pela maior proporção de cristaloclastos em relação à
matriz, púmices, vidro e litoclastos, dispostos em arranjo caótico, pobremente
selecionada e com tamanhos variáveis. A espessura total do depósito é de
aproximadamente 42 metros. Apresenta estruturas de acamamento (Figura 6.6 A,B) e
38
fragmentos de rochas de tamanho de bombas, medindo aproximadamente 12 cm.
(Figura 6.6 C).
A ocorrência de estruturas vesiculares é variável, de moderada (Figura 6.6D) a
alta em topografia mais elevada do depósito, com tamanhos que chegam até 30 cm
(Figura 6.6 E). Por vezes é possível observar discreta orientação dos cristaloclastos
constituintes, segundo a direção de paleofluxo magmático.
Essa fácies apresenta marcante textura eutaxítica, disposta na base, porções
intermediárias e no topo dos depósitos ignimbríticos (Figura 6.6 F). Caracteriza-se pelo
alinhamento paralelo de cristais púmices achatados (fiammes) e fortemente soldados. Os
fiammes são de cor preta, variam de tamanho milimétrico até 18 cm de comprimento,
além de raramente ter preservadas estruturas vesiculares, as quais são preenchidas por
cristais de quartzo e feldspato. Esse depósito apresenta espessura total estimada de 8
metros, onde os fragmentos de rochas são raros ou ausentes.
39
Figura 6.6. Feições de campo dos depósitos ignimbríticos, dispostos sob a forma de blocos. a,b)
estruturas de acamamento que indicam paleofluxo. c) fragmentos de rochas tamanho bomba de até 12 cm.
d) estruturas vesiculares em porções inferiores do depósito com até 6 cm de diâmetro. e) estruturas
vesiculares em topografia mais elevada do depósito com até 30 cm de diâmetro. f) textura eutaxítica
marcada por alinhamento de fiammes.
6.5.2 Ignimbritos - Aspectos Petrográficos.
Os ignimbritos são representados pela abundante ocorrência de cristaloclastos de
quartzo, feldspatos, epidoto, minerais opacos, titanita, biotita, anfibólio, expressivos
fragmentos púmices e raros fragmentos líticos imersos em matriz cinza fina a vítrea
com alto grau de soldagem (Figura 6.7 A).
40
O álcalifeldspato (oligoclásio An16–24) é subedral, e apresenta geminação
simples. O tamanho varia de 2 mm a 6 mm e ocorrem moderadas pertitas em filetes
(Figura 6.7 B). Fragmentos menores euedrais apresentam faces com superfície irregular
preservada, e alguns cristais apresentam fraturas internas preenchidas pela matriz.
Expressivos fragmentos anedrais ocorrem como agregados dispersos na matriz.
O plagioclásio varia de 3 mm a 6 mm, é subedral e com planos de geminação
albita-carlsbad. Apresenta elevado grau de alteração para sericita. Quantidades
moderadas de fragmentos de cristais subedrais preservaram superfícies irregulares.
Comumente contém bordas muito corroídas, o que define o hábito anedral. Alguns
cristais apresentam corrosão interna preenchida por quartzo secundário. É comum a
associação e inclusão com minerais opacos. Apresenta moderada alteração para epidoto
e sericita-muscovita (Figura 6.7 C).
O quartzo varia de 3 mm a 9 mm, é subangular a subarredondado. Cristais
anedrais são associados a bordas corroídas. Os cristais subedrais são muito fraturados e
corroídos. Contém expressiva textura de engolfamento (Figura 6.8 D), elevada extinção
ondulante e moderadas inclusões fluidas. Apresenta comumente fraturas conchoidas
com margens convexas. Apresenta fraturas e corrosões internas preenchidas pela matriz.
Alguns cristais fraturados sugerem rotação, o que pode indicar movimentação por
fluidos posteriores.
Os minerais opacos ocorrem como raros cristais anedrais subarredondados
imersos na matriz e como produtos de alteração nos cristais púmices. Estão fraturados e
são principalmente associados a cristais de titanita. Geralmente ocorrem inclusos em
minerais de plagioclásio.
41
O epidoto ocorre principalmente como mineral secundário em cristais de
plagioclásio e preenchendo as vesículas de cristais púmices, e os raros cristais primários
anedrais subarredondados estão dispersos na matriz.
Figura 6.7. Aspectos microscópicos dos tipos ignimbríticos. a) visão geral da seção delgada apresentando
principalmente cristaloclastos de quartzo (qz), plagioclásio (pl) e opacos, dispersos sem organização e
tamanho definidos; b) detalhe de feldspato sódico (oligoclásio – ol) subedral com moderadas pertitas em
filetes; c) fenocristal de plagioclásio em elevado estágio de alteração para sericita; d) quartzo com
proeminente textura de engolfamento.
A titanita é euedral, subangular de tamanho entre 0,8 mm a 2,7 mm e raramente
está fraturada (Figura 6.8 A,B). Localmente ocorre associada a minerais máficos, em
contato pontual com cristais de plagioclásio e quartzo. Hábitos anédricos
subarredondados ocorrem principalmente associados às bordas de minerais opacos.
42
Os cristais púmices são geralmente recristalizados para biotita, quartzo, sericita e
epidoto. Apresentam forma angular e variam de 3,5 mm a 07 mm. São comumente
dispostos paralelamente à direção do tubo de elongação. Contém inclusões de minerais
opacos e raramente preservam texturas esferulíticas (Figura 6.8 C). Geralmente ocorrem
contornando cristais de quartzo, feldspato e titanita. Raramente preservam estruturas
internas vesiculares em estado de alteração para biotita. É expressiva a ocorrência de
fiammes, que variam de 4 mm a 13 mm, apresentam cor marrom escura a preta, são
fibrosos e encurvados (Figura 6.8 D), fortemente soldados, principalmente próximo às
bordas de cristais, parcialmente desvitrificados e em estado de alteração para minerais
máficos. Alguns apresentam esparsas vesículas internas preservadas e preenchidas por
quartzo, epidoto e contém inclusões de minerais opacos.
A matriz é de cor cinza escura, apresenta tamanho cinza fina com alto grau de
soldagem e elevado estágio de desvitrificação.
43
Figura 6.8. Detalhamento de minerais de titanita. Em geral são euedrais (a) ou ocorrem associadas a
minerais máficos. b) detalhamento de titanita euedral fraturada. c) Detalhamento de fiamme. d) cristais
púmices em seção paralela à direção do tubo de elongação. Notar textura esferulítica preservada (indicada
pela seta).
6.5.3 Co-ignimbrito – Aspectos Geológicos.
Essa fácies apresenta cor cinza e foi observada em um único afloramento na área
de estudo. Caracteriza-se pela moderada equivalência entre cristaloclastos, matriz,
fragmentos de rocha, púmices e vidro, este último com menor frequência. A espessura
do depósito é de cerca de 3 metros. Os cristaloclastos dispõem-se de maneira
moderadamente ordenada, o que falseia uma discreta orientação. Este litotipo encontrase disposto próximo ao topo dos depósitos ignimbríticos. Amídalas e fragmentos de
rochas são ausentes.
44
6.5.4 Co-ignimbrito – Aspectos Petrográficos.
São representados por cristaloclastos de quartzo, feldspatos e minerais opacos
imersos em matriz cinza fina a vítrea com alto grau de soldagem. São dispostos de
forma moderadamente ordenada, o que indica possível orientação segundo a direção de
fluxo (Figura 6.9 A). Fragmentos líticos e cristais púmices são raros ou ausentes.
Os cristais de quartzo são subarredondados a subangulosos, anedrais a subedrais,
variam de 3 mm a 6 mm, mantém relações de contato pontual a suturado com cristais de
feldspatos e minerais opacos. Apresentam extinção levemente ondulante, contém raras
inclusões de minerais opacos e raramente são fraturados (Figura 6.9 B).
O álcalifeldspato é subedral a anedral, subarredondado, apresenta geminação lei
da albita e varia de 1 mm a 4mm. Apresenta-se moderadamente fraturado e com bordas
geralmente corroídas (Figura 6.9 B).
O plagioclásio (oligoclásio An16–24) é subedral, subarredondado, varia de 2 mm a
3 mm e apresenta relações de contato suturado a pontual com cristais de quartzo e
opacos. É parcialmente corroído nas bordas e centro, e apresenta planos de geminação
albita-carlsbad. Geralmente ocorrem fraturas preenchidas pela matriz. Comumente está
alterado para sericita e contém inclusões de minerais opacos. (Figura 6.9 B).
Os minerais opacos ocorrem como inclusões nos minerais de plagioclásio e
como minerais subedrais a euedrais com tamanho entre 0,7 mm a 3,7 mm. Comumente
mantém relações de contato com cristais de quartzo e plagioclásio. Variações anédricas
são associadas a aglomerados de cristais fragmentados de quartzo. Localmente ocorrem
fraturas preenchidas por quartzo (Figura 6.9 B).
45
Figura 6.9. Fotomicrografia dos tipos co-ignimbríticos. (a) aspectos gerais do litotipo: apresentam-se de
forma moderadamente ordenada e são aproximadamente equigranulares. (b) detalhamento em lupa de
10x. Mineralogicamente constitui-se por quartzo (qz), plagioclásio (pl), feldspato potássico (fd) e opacos
(opc), em geral subarredondados a subangulosos, pouco fraturados e com ausência de corrosão.
A
partir
das
descrições
de
campo
foi
possível
confeccionar
4
perfis estratigráficos (Figura 6.10), P1 a P4, representativos dos litotipos encontrados na
área de estudo, elaborados segundo o modelo geral para ambientes vulcânicos de
Fischer & Schmincke (1984), e segundo a disposição para depósitos piroclásticos de
Sparks & Walker (1973).
As rochas da área de estudo foram analisadas segundo a distribuição vertical por
falta de continuidade lateral.
46
Figura 6.10. Perfis litoestratigráficos dos litotipos (vulcânicos e piroclásticos) encontrados na área de
estudo, indicando sua localização espacial com o mapa geológico da área. Confeccionado a partir das
descrições de campo e petrográficas.
47
7. GEOQUÍMICA MULTIELEMETAR E GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Sm-d
Neste capítulo são apresentados os resultados analíticos de geoquímica de rocha e
geoquímica isotópica Sm-Nd em rocha total.
Para a geoquímica de rochas 16 amostras foram analisadas, dentre as quais sete
estão localizadas nos perfis confeccionados (figura 6.10), assim distribuídas: três
amostras do perfil 3 (SVP 3C1; SVP 3A; SVP 3B), três amostras do perfil 2 (SVP 2E;
SVP 2E2; SVP 2F) e uma amostra do perfil 4 (SVP 4A). As demais amostras localizamse em pontos específicos que compõem o mapa da área de estudo (Figura 6.1), assim
denominadas: GC 3-7-15; GC 3-7-17; GC 3-7-35; GC 3-7-53; SVP 36 e SVP 20. Não
foram realizados estudos no perfil #1 devido à sua natureza essencialmente piroclástica.
Quanto à geoquímica isotópica Sm-Nd foram coletadas amostras de derrames
vulcânicos intermediários e ácidos com localização apenas nos perfis elaborados (Figura
6.10): SVP 2E, SVP 3A, SVP 3B, SVP3C1, SVP4A.
7.1. Geoquímca Multielementar
Os resultados analíticos apontam claramente a natureza das rochas vulcânicas
para termos intermediários e ácidos, identificados no diagrama de correlação
Na2O+K2O vs. SiO2 (TAS, total de álcalis vs. sílica). Os termos intermediários
apresentam composição andesítica a traqui-andesítica, enquanto os termos ácidos
posicionam-se preferencialmente no campo de composição riolítica (Figura 7.1 A), com
eventual migração para o campo traquítico a traqui-dacítico. Entretanto, ao aplicar o
diagrama Nb/Y vs. Zr/Ti todas as amostras de rochas intermediárias foram posicionadas
no campo dos andesitos. Apesar de bons indicadores, o Na e K (diagrama TAS)
apresentam maior mobilidade em relação a líquidos hidrotermais com relação ao Nb e
48
Y, o que nos permite excluir o termo traquítico observado no diagrama TAS (Figura 7.1
B).
Figura 7.1. Diagramas de classificação e caracterização química das rochas vulcânicas Iricoumé. A)
diagrama de correlação SiO2 vs. Na2O+K2O de Le Maitre (1989) e Índice de alcalinidade de Irvine &
Baragar (1971). B) Diagrama de classificação modificado de Pearce (1996). C) diagrama de correlação
entre K2O versus SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976). D) Índice de Saturação em Alumina (Shand, 1943,
modificado por Maniar & Picolli 1989).
- Andesitos. Apresentam teores de Si2O entre 53,4 (% em peso) a 57,7%, Al2O3 entre
15,9% e 16,7%, MgO entre 0,9% e 4,4%, CaO entre 5,6% e 7,2%, Na2O entre 2,6% e
3,8%, K2O entre 2,6% e 4,3%, e razões K2O/Na2O entre 0,67 e 1,03 e FeOt/FeOt+MgO
entre 0,60 e 0,89 (Tabela 7.1). Em relação ao índice de alcalinidade, essas rochas
49
Andesito
SVP 3A
Perfil
55,91
1,20
16,35
10,64
0,22
1,32
7,01
2,69
2,78
0,19
1,30
99,61
986,00
79,90
257,10
42,90
271,70
12,60
0,80
Tipo de rocha
Amostra
Localização
SiO2 (% peso)
TiO2
Al2O3
Fe2O3t
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
H2O+
Subtotal
Ba (ppm)
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Ta
0,80
11,50
266,10
48,80
251,90
80,60
914,60
99,80
1,20
0,19
2,84
2,76
7,21
1,29
0,16
10,42
16,34
1,27
56,12
Perfil
SVP 3A
Andesito
0,80
11,90
221,20
26,10
344,40
116,90
718,00
99,65
2,40
0,16
2,65
2,98
6,27
4,47
0,11
7,30
16,44
0,67
56,20
Perfil
SVP 4A
Andesito
0,70
11,90
265,60
40,00
278,50
88,70
893,00
99,59
0,80
0,17
2,92
2,96
5,88
2,07
0,19
10,43
16,66
1,14
56,37
Perfil
SVP 36
Andesito
0,80
10,90
207,50
27,90
362,20
88,20
703,30
99,93
2,00
0,18
2,62
2,80
6,79
4,47
0,10
7,36
16,31
0,71
56,58
Perfil
SVP 2E
Andesito
1,00
12,40
257,50
40,00
274,40
129,00
833,30
99,80
1,50
0,20
3,27
3,27
5,68
2,99
0,13
9,23
15,85
0,92
56,76
Perfil
SVP 2E2
Traqui-andesito
1,10
10,80
214,50
28,20
352,70
97,80
701,10
99,83
1,90
0,17
2,74
2,88
6,71
4,23
0,10
7,00
16,52
0,68
57,00
Perfil
SVP 2F
Andesito
0,80
10,80
251,90
45,50
283,30
84,20
718,80
99,83
0,80
0,19
2,92
3,01
6,22
1,86
0,15
9,73
16,42
1,21
57,32
Perfil
SVP 3B
Andesito
0,70
12,00
248,20
42,10
170,50
82,00
965,40
99,71
0,80
0,20
2,23
3,34
6,35
1,13
0,18
10,43
16,16
1,20
57,69
Perfil
C6204*
Andesito
1,30
16,40
335,70
33,00
238,20
152,50
1240,00
99,63
1,10
0,15
4,31
3,88
2,59
0,97
0,08
4,07
14,81
0,60
67,04
Perfil
SVP 20
Traqui-dacito
1,40
17,20
368,50
42,80
185,60
137,20
536,50
99,88
0,80
0,14
4,01
3,83
2,14
0,89
0,07
3,58
13,63
0,43
70,36
Perfil
SVP 3c1
Riolito pórfiro
1,40
21,80
476,70
54,80
95,10
216,60
790,00
99,58
0,50
0,03
5,57
3,66
1,23
0,18
0,11
4,04
13,63
0,26
70,37
Rumo Certo
GC 3-7-53
Riolito
1,20
15,20
329,80
40,30
192,60
130,90
531,40
99,26
0,50
0,12
4,08
3,67
1,45
0,88
0,07
3,37
14,16
0,39
70,57
Perfil
C6604*
Riolito pórfiro
1,50
22,20
447,70
58,60
95,20
189,40
600,00
99,62
0,50
0,03
5,58
3,81
0,79
0,18
0,07
4,05
13,35
0,26
71,00
Rumo Certo
GC 3-7-35
Riolito
1,50
22,60
472,80
55,30
77,70
230,00
801,00
99,55
0,40
0,03
6,04
3,25
0,81
0,29
0,10
4,01
13,24
0,26
71,12
Rumo Certo
GC 3-7-17
Riolito
1,30
21,40
430,00
49,30
73,50
194,60
681,00
99,62
0,80
0,04
5,21
3,81
0,60
0,14
0,09
3,56
12,94
0,24
72,19
Rumo Certo
GC 3-7-15
Riolito
21,40
7,00
8,50
2,80
29,70
69,00
40,30
89,60
10,10
41,40
7,72
1,85
7,40
1,30
7,49
1,55
4,39
0,69
4,31
0,63
Ga
Hf
Th
U
Cu
Zn
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
0,73
4,17
0,77
4,68
1,67
8,10
1,34
7,38
1,98
8,10
42,60
10,89
93,00
44,40
80,00
41,40
2,70
10,30
7,50
21,30
54,70
0,39
2,68
0,40
2,73
0,89
4,23
0,74
4,53
1,01
4,92
31,20
7,81
73,00
32,70
47,00
94,90
3,80
10,10
5,20
16,60
43,20
0,63
4,33
0,64
4,48
1,47
7,38
1,28
7,33
1,90
7,50
41,20
9,63
88,60
37,50
58,00
8,50
2,60
8,50
6,90
20,80
30,70
0,45
2,39
0,45
2,71
0,90
4,26
0,93
4,25
0,97
5,50
29,40
8,17
74,50
34,00
49,00
125,50
3,50
12,30
6,30
16,81
37,10
0,54
3,44
0,58
4,16
1,31
6,65
1,05
6,14
1,49
7,00
37,80
10,25
94,90
45,00
90,00
140,80
3,30
12,60
7,50
18,50
44,20
0,45
2,39
0,45
2,71
0,90
4,26
0,93
4,25
0,97
5,50
29,40
8,17
74,50
34,00
55,00
126,60
3,70
11,70
5,50
18,10
41,50
0,65
4,23
0,69
4,09
1,52
7,27
1,35
7,37
1,83
7,70
38,90
10,20
88,60
40,20
46,00
7,10
2,60
7,60
7,40
21,10
46,80
0,63
4,26
0,64
4,38
1,47
7,49
1,34
7,73
1,86
7,90
39,10
9,47
82,30
38,50
90,00
5,00
2,10
9,90
6,90
22,10
25,60
0,57
3,77
0,56
3,49
1,11
5,69
0,96
5,79
1,27
6,74
42,10
11,17
108,10
49,30
51,00
5,50
5,60
17,10
9,20
16,20
127,30
0,67
4,18
0,66
4,30
1,37
6,65
1,31
6,39
0,95
8,90
55,40
15,93
150,70
74,50
92,00
11,40
5,10
19,80
9,40
19,60
46,00
0,88
5,68
0,89
5,53
1,80
8,63
1,57
9,31
1,34
10,34
63,10
16,80
150,10
69,30
77,00
7,20
7,30
23,70
13,40
18,80
3,40
0,68
4,17
0,65
3,95
1,41
6,87
1,21
6,96
1,05
8,90
56,30
15,16
136,90
69,00
75,00
5,80
4,90
18,80
9,40
20,00
5,70
0,93
5,84
0,92
5,79
1,88
8,85
1,59
9,33
1,29
10,94
65,80
17,31
154,40
71,70
27,00
4,20
6,40
25,40
12,60
17,80
4,10
0,88
5,75
0,88
5,73
1,86
8,77
1,57
9,11
1,25
10,41
62,40
16,77
150,20
70,30
63,00
6,10
9,20
25,50
13,10
18,70
3,80
0,79
5,17
0,78
5,26
1,67
8,06
1,43
8,15
1,20
9,46
58,40
15,43
138,20
65,40
66,00
20,60
3,10
22,40
11,80
18,10
4,60
51
Tabela7.1. Composição química de elementos maiores, menores, traços e elementos terras raras (ETR) das rochas vulcânicas estudadas. (*Amostras comparativas estudadas
por Valério et al. 2005, na área de estudo).
46,90
Co
posicionam-se todas no campo subalcalino de alto K (Figuras 8.1 A,C). Em relação ao
índice de saturação em alumina [ISA = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)molar], as rochas
intermediárias avaliadas são moderadamente metaluminosas (Figura 7.1 D). Foram
observadas diferenças sutis em termos de elementos maiores nos andesitos dos perfis 02
e 03, para teores similares de sílica (56,12% a 57,32%). No perfil 02 há valores maiores
em MgO (2,99% a 4,23%) e menores em Fe2O3(t) (7% a 9,23%) e TiO2 (0,68% a 0,92%)
em relação ao perfil 03 (MgO = 1,29% a 1,86%, Fe2O3(t) = 9,73% a 10,42%, TiO2 =
1,21% a 1,27%).
A distribuição no diagrama de multielementos para os andesitos mostra
anomalia negativa em Ba, Nb, Sr e Ti e P, e anomalia positiva em U, La, Nd, Zr, Tb e
Pb (Figura 7.2 A). O padrão de distribuição dos ETR dessas rochas é bastante
homogêneo (Figura 7.2 B), mostrando moderado enriquecimento dos ETR leves em
relação aos pesados, com razão (La/Yb)N entre 6,04 e 9,51, anomalia negativa de Eu
(Eu/Eu* = 0,62 a 0,79), fracionamento dos leves da razão (La/Sm)N entre 3,01 e 4,51 e
10
100
Sample/ REE chondrite
100
10
1
Sample/ Chondrites
1000
1000
padrão próximo ao horizontalizado dos ETR pesados (Gd/YbN = 1,22 a 1,45).
Ba
Rb
Th
K
Nb
Ta
La
Ce
Sr
Nd
P
Sm
Zr
Hf
Ti
Tb
Y
Tm
Yb
La
Ce
Pr
Nd
Pm
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Figura 7.2. A) Diagrama de classificação de multielementos e ETR para as rochas intermediárias. A)
normalizado segundo Thompsom (1982). B) normalizado segundo Boyton (1984).
- Riolitos e Traqui-dacitos. Apresentam teores de SiO2 entre 67,04% e 72,19%, Al2O3
entre 12,94% e 14,81%, CaO entre 0,6% a 2,59%, e razões K2O/Na2O entre 1,05 e 1,86
e FeOt/FeOt+MgO entre 0,78 a 0,96. São rochas subalcalinas de alto–ultra K, e
fracamente metaluminosas.
Em relação aos elementos traços dos riolitos e traqui-dacito, o padrão
multielementos exibe anomalias positivas em Rb, La, Ce, Nd, Sm, Zr, Hf, Y, Tm e Yb e
valores anômalos negativos em Nb, Ta, Sr, P, e Ti (Figura 7.3 A). O padrão dos ETR
apresenta um leve aumento no fracionamento dos ETR leves em relação aos pesados
quando comparados aos dos andesitos [(La/Yb)N entre 8,16 e 11,06] e anomalia
negativa em Eu mais acentuada (Eu/Eu* = 0,39 a 0,42), o que evidencia claramente os
padrões de fracionamento na gênese dessas rochas. Os ETR leves também mostram
elevado fracionamento, da ordem de (La/Sm)N = 4,04 a 5,16, enquanto os ETR pesados
são também muito próximo ao padrão horizontalizado, mas com valores mais elevados,
da ordem de (Gd/Yb)N = 1,22 a 1,33 (Figura 7.3 B).
Figura 7.3. A) Diagrama de classificação de multielementos e ETR para as rochas ácidas. A)
normalizado segundo Thompsom (1982). B) normalizado segundo Boyton (1984).
53
Diagramas discriminantes de ambiente tectônico que correlacionam Nb x Y,
revelaram para as rochas estudadas o posicionamento no campo das rochas de ambiente
pós-colisional a intraplaca, e o enriquecimento dos elementos Zr, Nb, Y, Ce, definem
compatibilidade com os campos para granitos tipo-A, quando confrontados com
diagramas discriminantes versus (K2O+Na2O)/CaO (Figura 7.4 B). Este resultado
confere com os padrões elevados em Y, Rb, Zr, Nb, empobrecimento em Ba e Sr, MgO
e CaO dos diagramas de correlação, que segundo Pearce (1996) são padrões
encontrados em ambiente pós-colisional a intraplaca com contaminação mantélica.
Figura 7.4. Diagramas de classificação tectônica para as rochas estudadas. A) Diagrama discriminante de
correlação Rb x Y+Nb (Pearce et al. 1984), com o campo de granitos pós-colisionais de Pearce (1996) .
B) Diagramas discriminantes de correlação Zr+Nb+Ce+Y x FeOt/MgO (Whalen et al. 1987).
Abreviações: syn-COLG – granitos sin-colisionais; WPG – granitos intraplaca; VAG: granitos de arco
vulcânico; ORG: granitos de cadeia meso-oceânica; post-COLG: pós-colisional.
54
7.2 Geoquímica Isotópica Sm-d
Os resultados analíticos obtidos demonstram que as rochas vulcânicas
intermediárias e ácidas representadas nos perfis geológicos estudados apresentam idades
modelo TDM entre 2,44 e 2,13 Ga e ɛ Nd entre -12,54 a -24,73 (Tabela 7.2).
considerando que nos perfis geológicos estudados há um amplo predomínio de derrames
intermediários (andesíticos), observa-se que nos derrames mais basais (amostra SVP
4A) as idades modelo são mais antigas, ou seja, TDM=2,44 Ga, enquanto em direção ao
topo de derrames as idades modelo tornam-se mais jovens (amostras SVP 3A e 3B),
variando de 2,3 Ga a 2,13 Ga (Figura 7.6). Tal característica é interpretada como
reflexo dos subseqüentes pulsos magmáticos ocorridos ao longo da história evolutiva do
vulcanismo Iricoumé na região estudada.
Idades modelo Sm-Nd são utilizadas frequentemente na análise de evolução de
terrenos. Normalmente essas idades são consideradas como a idade de formação de
crosta, uma vez que elas são obtidas calculando o tempo em que a amostra apresentava
uma composição isotópica idêntica à do manto empobrecido e considerando que
eventos geológicos posteriores não seriam capazes de modificar a razão Sm-Nd da
amostra. De acordo com as idades obtidas pode-se dizer que os andesitos e riolitos
estudados foram originados a partir da fusão de uma crosta continental (valores ε Nd
entre -16,92 a -24,73) formada durante o evento orogenético transamazônico (entre 2,44
Ga e 2,13 Ga), com possível existência de mais de um pulso magmático (mínimo 4).
55
Tabela 7.2. Resultados analíticos Sm-Nd dos tipos vulcânicos andesíticos e riolíticos.
Os resultados também apontam que tais rochas vulcânicas são de derivação
crustal (valores ɛNd(0) entre -16,92 a 24,73), provavelmente produtos da fusão de uma
crosta continental formada durante o evento orogenético Transamazônico (entre 2,44 e
2,13 Ga) (Figura 7.5).
Figura 7.5. de correlação Nd x T (Ga) mostrando a composição isotópica e a evolução das rochas
intermediárias e ácidas Iricoumé nos perfis geológicos estudados. Gráfico elaborado conforme modelo do
manto empobrecido (DM) e CHUR (DePaolo, 1981).
56
Figura 7.6. Perfil litológico da área de estudo, representando os pontos de coleta para análise Sm-Nd nas
rochas intermediárias.
57
8 DISCUSSÕES
8.1 Estruturas
As rochas vulcânicas da região centro-sul do município de Presidente Figueiredo
consistem de sequências de riolitos e andesitos intercalados a depósitos de fluxo
piroclástico (ignimbritos e co-ignimbritos).
A disposição geral dos andesitos, riolitos e ignimbritos da área de estudo
remonta à seção esquemática completa de fases eruptivas elaborada por Sparks &
Walker (1976), Fisher & Schimncke, (1994). A sequência vulcânica de Sparks &
Walker (1976) consiste de uma camada com depósitos de surge, seguida de camadas de
depósitos ignimbríticos com vasta ocorrência de púmice em porções superiores e
sobrepostos por depósitos de queda (ou co-ignimrito, Wright & Walker, 1997),
finalizada por uma fase efusiva de fluxo de lava. O perfil elaborado exibe todas as fases
descritas, à exceção do depósito de surge, não encontrado na área de estudo, mas que
fora descrito por Ferron (2006), Ferron et al., (2006) na Província Estanífera do Pitinga,
localizada a cerca de 90 km ao norte da área estudada.
Os depósitos ignimbríticos apresentam características similares àquelas descritas
por Sparks & Walker (1976). São constituídos por cristaloclastos, púmices e litoclastos,
dispostos sob forte soldagem. Isso sugere magmas com elevada taxa de cristalização. Os
autores sugerem que ignimbritos com granulação heterogênea podem registrar pulsos
vulcânicos diferentes. A variedade estrutural e granulométrica dos depósitos
piroclásticos da área estudada aponta para pelo menos dois pulsos vulcânicos (Figura
8.1)
58
Figura 8.1. À esquerda, seção esquemática elaborada por Sparks & Walker (1976) para depósitos
ignimbríticos, onde: camada 1 representativa de depósitos de surge; camada 2a constitui-se
predominantemente por grãos finos moderadamente selecionados e com leve gradação; camada 2b
predominam clastos heterogêneos mal selecionados sobrepostos por púmices; camada 3 estabelecida por
depósitos de queda. À direita, perfil litológico estudado, onde: litologia IV relacionada à camada 3;
litologia III semelhante às camadas 2a e 2b; litologia V representativa da zona de púmices proeminente. P
= clastos púmices; L= clastos líticos. Camada 1 não descrita na área de estudo.
Os co-ignimbritos descritos (Wright & Walker, 1997; Wilson & Walker, 1982)
sustentam os depósitos ignimbríticos, com pouca ou nenhuma ocorrência de púmices.
São extremamente ricos em cristais, apresentam granulação inferior à de ignimbritos, e
moderadas estratificações com gradação normal de cristais dos depósitos de ignimbritos
para esses depósitos. Tais estratificações podem indicar acumulação de colunas
eruptivas em eventos vulcânicos contínuos. As características das rochas avaliadas na
área de estudo conferem com as descritas por Sparks & Walker (1976), à exceção da
gradação que não foi possível ser visualizada, o que nos permite inferir em rápida
acumulação de cristais a partir de colunas eruptivas geradas por pulsos vulcânicos
59
diferentes. Não foi possível confirmar a estrutura estratificada, pois os depósitos coignimbríticos ocorrem em local restrito e coberto por vasta vegetação. Por outro lado,
(McPhie et al., 1993) afirmam que a presença dos termos co-ignimbríticos em depósitos
piroclásticos sugere origem de depósitos piroclásticos por erupção freatomagmática e
colapso de domos de lava, além de intensa participação de processos de elutriação,
responsáveis pela extração das frações menos densas e das frações finas (Cas & Wright,
1987).
O padrão de fraturas tetragonais encontradas na superfície dos derrames de
andesito assemelha-se a disjunções colunares. McPhie et al., (1993) sugerem que tais
estruturas podem ocorrer em arranjos poligonais variados, desenvolvidos em resposta à
contração durante o resfriamento.
8.2 Texturas
Allen & McPhie (2003) discutiram a ocorrência de fragmentos de cristais
presentes na maioria dos depósitos efusivos e piroclásticos conhecidos. Os autores
sugerem que isto não remete necessariamente à cristalização primária dos cristais, e que
foram derivados da desintegração de fenocristais primários. Em depósitos ignimbríticos,
os fragmentos seriam atribuídos à rápida descompressão durante a ascensão magmática
ou ao impacto durante erupção e transporte no fluxo piroclástico. Os tipos ignimbríticos
da área geralmente preservam fragmentos de cristais com faces euédricas irregulares,
característica que se assemelha às descritas por Allen & McPhie (2003). Porém, os
fragmentos podem ser associados a cristais que apresentam inclusões, o que segundo os
autores reflete a presença de inclusões ao aparecimento de zonas de fraqueza, devido ao
aumento da tensão local do fenocristal durante a ascensão magmática. Por outro lado,
McPhie et al. (1993) afirmaram que a fragmentação e rotação de cristais podem ser
60
resposta da movimentação durante o fluxo. A textura jigsaw-fit descrita nos ignimbritos
e andesitos estudados pode ser resultado de deformação no estado subsolidus, o que nos
permite inferir que o quartzo recristalizado nessas fraturas pode ser resultado de
alterações por fluidos posteriores. A elevada taxa de cristais de quartzo altamente
fraturados pode ser oriunda da interconexão de embaiamentos (McPhie et al., 1993,
Allen & McPhie, 2005).
A ocorrência expressiva de amígdalas na maioria dos tipos litológicos estudados,
pode indicar fase altamente explosiva, sugerindo a formação de depósitos piroclásticos
por quebra de parte do conduto vulcânico (correspondente à zona de fragmentação,
Slezin, 2003) ou por fases magmáticas líquidas com considerável proporção de voláteis
(que também são coerentes com a zona de discreta separação de gases, Slezin, 2003)
(Figura 8.2).
Figura 8.2. À esquerda, seção esquemática elaborada por Slezin (2003) para possíveis estruturas
resultantes de um conduto vulcânico, onde: (a) corresponde à separação discreta de gás, que inicia em
com magmas isentos de bolhas (zona 1) e cuja ocorrência aumenta progressivamente com a velocidade de
fluxo magmático (zonas 2 e 3); (b) corresponde ao regime de dispersão, com o magma inicialmente isento
61
de bolhas (zona1), que com o aumento de velocidade de fluxo, ocorrem destruição parcial do conduto
(zonas 2 e 3) e conseqüente formação de fluxos piroclásticos com gases dispersos (zona 4). À direita,
perfil litológico estudado, onde: amostra SVP 4E (litologia III) representa os regimes de fluxo piroclástico
com expressiva ocorrência de estruturas resultantes do alívio de gases.
Sparks (1978b) sugere que ignimbritos ricos em amígdalas podem ser oriundos
de degassing de componentes juvenis durante atrição, resfriamento ou cristalização das
partes superiores de fluxos piroclásticos durante o alojamento. Estas amígdalas são
definidas por estruturas circulares a anelares preenchidas por minerais secundários
(McArthur et al., 1998). A mineralogia das amígdalas estudadas apresenta relativa
semelhança à descrita por McArthur et al., (1998), onde minerais de altas temperaturas
precipitam-se às margens das amígdalas, geralmente circundadas por quartzo, e os
minerais de mais baixa temperatura precipitam-se nas porções mais interiores das
amígdalas. Porém, McPhie et al., (1993) afirmaram que amígdalas que compõem essa
mineralogia mostram o efeito de alta deformação durante a soldagem por compactação
incipiente.
As texturas de corrosão identificadas nos cristais de quartzo provavelmente
originaram-se com o aumento da sílica e diminuição da pressão durante o
extravasamento do magma, com consequente reabsorção dos cristais de quartzo,
inicialmente em equilíbrio no líquido (McPhie et al., 1993, Allen & McPhie, 2003). A
expressiva concentração de cristaloclastos na maioria dos litotipos estudados indica
origem a partir de magmas com altas taxas de cristalização (Slezin, 2003) ou transporte
superficial turbulento (Allen & McPhie, 2003). A textura microcristalina da matriz dos
tipos ácidos extrusivos e subvulcânicos, fortemente equigranular e com moderada
extição ondulante preservada, pode ser originada por recristalização de esferulitos,
promovido pela alta temperatura de fluxo magmático durante o alojamento e relativas
atividades da fase-vapor (McArthur et al., 1998).
62
A desvitrificação é decorrente da ação de água, álcalis e aquecimento secundário
a baixas temperaturas, associada a milhões de anos seguidos a cristalização (Logfren,
1970; McPhie et al., 1993; Murphy & Marsh, 1993; McArthur & Cas, 1998). Gimeno
(2003) afirmou que a desvitrificação em magmas muito viscosos pode resistir a uma
série de modificações texturais relacionadas à alta temperatura de cristalização. O
estágio inicial de desvitrificação seria relacionado ao surgimento de texturas
microcristalinas, e a fase principal de alteração é referida à textura de desvitrificação
esferulítica. Isto reflete o padrão microcristalino proeminente na matriz dos riolitos da
área de estudo deste trabalho e a discreta ocorrência de esferulitos nos cristais púmices
dos ignimbritos. A ausência de evidências de desvitrificação nos depósitos andesíticos
intrudidos por riolitos pórfiros nos permite sugerir que essa textura é resultante do
alojamento destes últimos. McPhie et al., (1993) afirma que esferulitos são agregados
radiais de cristais aciculares desenvolvidos em rápido resfriamento, em líquidos com
alta viscosidade e não são necessariamente produtos de desvitrificação.
Isto pode
explicar a rara ou ausente textura esferulítica nas rochas estudadas (mesmo nos riolitos),
a qual somente foi discretamente encontrada em esparsos tubos de vesículas
preservados.
A textura eutaxítica fortemente presente nos ignimbritos é marcada por
apresentar elevada concentração de cristais púmices achatados e estirados (fiammes) em
relação aos demais constituintes (McBirney, 1968; Sparks & Wright, 1979; Wilson &
Walker, 1982; Fisher & Schmincke, 1984; McPhie et al., 1993; Gifkins et al., 2005;
Bull & McPhie, 2007) e podem definir depósitos piroclásticos primários soldados. A
correta descrição de depósitos piroclásticos soldados pode influenciar a interpretação do
ambiente deposicional e estilo de erupção. Gifkins et al., (2005) e Bull & McPhie
63
(2007) estudaram comparativamente sucessões vulcânicas com texturas de soldagem
aparente e sucessões com texturas de soldagem, e concluíram que texturas aparentes de
soldagem são originadas da alteração, dissolução e compactação de clastos púmices
durante a diagênese, e orientação paralela crenulada dos fiammes constituintes. Em
contrapartida, texturas originadas por soldagem apresentam shards plasticamente
deformados e achatados, porosidade interna de clastos púmices raros ou ausentes com
cores marrons a negras, e fiammes com comprimento tipicamente planar. Os depósitos
ignimbríticos da área de estudo apresentam claramente características compatíveis de
texturas originadas por soldagem por compactação.
A reunião das informações de campo e petrográficas das faciologias da área de
estudo, somadas das principais evidências de caracterização para ambientação
vulcânica, nos permitem afirmar que o paleoambiente da área de estudo associa-se a
ambientes de caldeira. Esta afirmação pode ser auxiliada a partir de comparações
petrológicas/texturais com estudos feitos na região da Mina do Pitinga (Ferron, 2006;
Pierosan, 2009), onde os autores sugerem a mesma ambientação (Tabela 8.1).
Tabela 8.1. Comparações entre as principais características composicionais/texturais dos derrames
vulcânicos e depósitos piroclásticos para o vulcanismo Iricoumé no Domínio Uatumã.
Predomínio
composicional/textu
ral
Este trabalho
Ferron (2006)
Pierosan (2009)
Ignimbrito
Quartzo, feldspatos
alcalinos,
plagioclásios/Textura
de
corrosão,
engolfamento,
pertíticas, fiammes,
soldagem em alto
grau,
esferulitos,
intercrescimento
granular,
extinção
ondulante,
cristais
Quartzo, feldspatos
alcalinos/Texturas
pertíticas, fiammes,
soldagem em alto
grau,
textura
micropoikilítica,
engolfamento.
Feldspatos
alcalinos/cristais
fragmentários,
fraturas jigsaw-fit,
engolfamento.
64
fragmentários.
Co-ignimbrito
Quartzo, feldspatos
alcalinos,
plagioclásio/
Texturas de corrosão,
extinção ondulante.
Surge
--------------------------
Quartzo, feldspatos
alcalinos/nenhuma
Quartzo, feldspatos
alcalinos/Texturas
de corrosão.
textura incipiente.
Quartzo, feldspatos
alcalinos,
plagioclásio/
nenhuma
Quartzo, feldspatos
alcalinos,
plagioclásio/Textura
de corrosão, cristais
fragmentários.
textura incipiente.
Derrames Ácidos
Quarzto
e
hornblenda/ Texturas
de
corrosão,
engolfamento,
intercrescimento
granular,
extinção
ondulante, pertíticas.
Intermediárias
Plagioclásio/
Glomeropórfiros,
fraturas
jigsaw-fit,
corrosão,
cristais
fragmentários.
Quartzo, feldspatos
alcalinos,
hornblenda/Texturas
de corrosão, extinção
ondulante.
Feldspatos alcalinos,
plagioclásio,
quartzo/Textura
pertítica,
glomeropórfiros,
cristais
fragmentários,
engolfamento.
--------------------
------------------------
MODELO GEOLÓGICO PROPOSTO PARA O VULCANISMO IRICOUMÉ
O modelo proposto para a reconstituição paleoambiental da área estudada segue
o diagrama elaborado por Lipman (1976), onde mostra as principais estruturas mais
próximas relacionadas à ambiente de caldeira. Cole et al., (2005) descreveram os
principais estágios de desenvolvimento de caldeiras, segundo Lipman (1984, 2000b):
65
estágio 1: vulcanismo pré-colapso, onde ocorre a tumescência de parte da câmara
magmática e conseqüente formação dos domos de lava pré-caldeira; estágio 2:
subsidência de caldeira, onde o colapso está associado com erupção magmática; estágio
3: magmatismo pós-colapso e ressurgência, onde o magma pode eruptir após a
formação da caldeira ou localizar-se ao longo de falhas ou trends estruturais regionais;
estágio 4: atividade hidrotermal e mineralização, que pode ocorrer ao longo de toda a
vida da caldeira.
As rochas vulcânicas da área estudada não apresentam todas as características
estruturais com os estágios descritos pelos autores, pois tratam-se de rochas
paleoproterozóicas localizadas em região de clima tropical, submetidas a fortes
exposições aos agentes intempéricos, o que torna difícil a preservação de estruturas
vulcânicas primárias. Porém, os estudos de comparação petrográfica de rochas
vulcânicas em ambientação de caldeira somados aos resultados obtidos nesta pesquisa,
nos permitem comparar e inferir uma proposta de modelo geológico para o evento
vulcânico Iricoumé (Figura 8.3).
Figura 8.3. Diagrama esquemático de um ambiente de caldeira, mostrando os principais elementos
estruturais e os seus estágios de formação, segundo Lipman, (1976).
66
Neste contexto, o vulcanismo paleoproterozóico Iricoumé estaria representado
na fase 1 do diagrama por termos ácidos, os quais seriam os representantes da
tumescência da câmara magmática com formação da estrutura dômica, aliada à
manifestação de falhamentos estruturais. Nesta fase, ocorrem as primeiras erupções com
consequente formação de fluxos piroclásticos, representados na área de estudo pelos
termos ignimbríticos soldados, com alta proporção de cristais fragmentários, textura
jigsaw-fit e cristais púmices (fase Pliniana) (Sparks, 1976b; Slezin, 2003), além da
ocorrência expressiva de estruturas amidaloidais (Allen & McPhie, 2003, McArthur et
al., 1998), relacionadas às zonas de fragmentação de Slezin.
Em conseqüência disto, parte da estrutura dômica (ou câmara magmática?) é
colapsada por alívio de tensão, o que resulta no rebaixamento e subsidência da
superfície vulcânica, originando a ambientação de caldeira - estágio 2. A fase 3
relacionada à ressurgência não está bem definida na área de estudo, mas poderia ser
representada pelo alojamento dos termos graníticos Mapuera (?), onde os espaços
ocasionados por pré-falhamentos seriam preenchidos (?). Estes seriam os responsáveis
pela formação da textura porfirítica dos termos ácidos ou esta textura se deve ao
alojamento primário do magma ácido durante o estágio 1 (?) O estágio 4 seria
representado pela atividade hidrotermal posterior, fase claramente identificada na área
de estudo pela expressiva ocorrência de estruturas venulares em todos os tipos de rochas
estudados, além da textura microcristalina da matriz ou de ocorrência de esferulitos
recristalizados nos cristais púmices dos tipos ignimbríticos (McArthur et al., 1998 Allen
& McPhie, 2003 Logfren, 1970; McPhie et al., 1993).
Sugerimos inserir os termos andesíticos no estágio de pré-caldeira (estágio 1?)
identificados como representantes vulcânicos de diques de dioritos encontrados na
67
porção norte da área de estudo (Valério et al., 2009). Isto poderia explicar a disposição
intercalada desse litotipo aos depósitos ignimbríticos como resultado do colapso da
caldeira e consequente exposição deste litotipo a ambientes subaéreos, além da
expressiva ocorrência de estruturas amigdaloidais nas porções de topografia mais
elevada desses depósitos.
68
9 COCLUSÕES
Esta dissertação apresentou dados analíticos geoquímicos, petrográficos e
isotópicos Sm-Nd entre as rochas vulcânicas de derrame e fluxos piroclásticos
paleoproterozóicas do Domínio Uatumã-Anauá, centro-sul do Município de Presidente
Figueiredo.
Os resultados apontam para evento vulcânico de natureza explosiva, em
ambiente de caldeira, onde as rochas vulcânicas de derrame são representadas por
riolitos, traqui-dacitos, traqui-andesitos e andesitos, e os depósitos de fluxo piroclástico
constituem ignimbritos e co-ignimbritos. Petrograficamente, os termos ácidos exibem
fenocristais de quartzo e feldspatos anedrais, subarredondados, moderafortemente
corroídos, seguidos de subordinados minerais de hornblenda, biotita e opacos, além de
clorita e epidoto como representantes da interação com processos hidrotermais
posteriores ao alojamento. Os termos intermediários apresentam composição feldspática
predominante, exibindo pórfiros subedrais em alteração para sericita. São distribuídos
em textura glomeroporfirítica, imersos em matriz subtraquítica quartzo-feldspática,
moderadamente pertitizados, além de esparsos pórfiros com fraturas jigsaw-fit, que
também são indicativos de interação cristal/fluidos.
As rochas piroclásticas exibem predominantes depósitos de ignimbritos com
composição mineralógica representada por cristais de quartzo, feldspatos, titanita,
fragmentos púmices, e moderados litoclastos, dispostos sem organização em matriz
cinza fina com elevado grau de soldagem. Cristais fragmentários são abundantes, o que
indica magmas com elevada taxa de cristalização. Os tipos co-ignimbríticos apresentam
cristais aproximadamente equigranulares e com moderada organização, o que reflete
eventos vulcânicos explosivos com processos de elutriação na deposição de fluxos.
69
A composição química dessas rochas revela característica subalcalina de alto a
ultra-k, moderadamente metaluminosa, e com leves diferenças em relação aos
elementos maiores dos tipos andesíticos, o que pode sugerir remobilização de alguns
destes elementos por processos hidrotermais posteriores. Mostram-se enriquecidas em
La, Nd, Zr, Ce e Rb, com moderado fracionamento dos ETR leves em relação aos
pesados, e moderada a forte anomalia negativa de Eu. Comparações feitas entre os
termos ácidos estudados por para rochas da porção norte da região de Presidente
Figueiredo mostram similaridades químicas com granitóides da Suíte Intrusiva
Mapuera, apontando para uma associação co-magmática entre essas rochas. Os
resultados químicos apresentam valores similares com as rochas vulcânicas da
Formação Moraes Almeida da Província Tapajós. Os diagramas de distribuição de
ambiente tectônico que correlacionam elementos traços com óxidos de Fe e Mg
apontam para associações com granitos tipo-A pós-colisional a intraplaca com
importante contribuição mantélica. Estes resultados apontam para uma correlação
vulcano-plutônica do magmatismo Iricoumé-Mapuera com o vulcano-plutonismo IririMaloquinha (Província Tapajós), delimitando um processo contínuo de geração de
magma em ambiente tectônico compressivo que afetou o Cráton Amazônico durante o
Paleoproterozóico (~2,0Ga). Este regime compressivo ocasionou a ascensão de material
mantélico e fusão de parte da crosta continental, o que resultou no magmatismo
explosivo que compõe o sistema Iricoumé-Mapuera, em ambientação de caldeira
(~1,8Ga).
70
11 REFERÊCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Albuquerque, O. R. 1922. Reconhecimento no vale do Amazonas. Boletim do Serviço
Geológico e Mineral. Rio de Janeiro (3):1-84.
Allen, S. R.; McPhie, J. 2003. Phenocryst fragments in rhyolitic lavas and lava domes.
Journal of Volcanology and Geothermal Research. 126, 263-283.
Almeida. F. F. M.; Hasui, Y.; Brito Neves, B. B.; Fuck, R. A. 1977. Províncias
estruturais brasileiras. In: Atas do Simpósio de Geologia do Nordeste, Campina Grande,
p.363-391.
Almeida, F. F. 1978. A evolução dos Crátons Amazônico e de São Francisco comparada
com a de seus homólogos do Hemisfério Norte. In: SBG, Congr. Bras. Geol., 30,
Recife, Anais, 6: 2393-2407.
Almeida M. E. 2006. Evolução geológica da porção centro-sul do Escudo das Guianas
com base no estudo geoquímico, geocronológico e isotópico dos granitóides
paleoproterozóicos do sudeste de Roraima, Brasil. Tese de Doutorado, Centro de
Geociências, Universidade Federal do Pará, 227p.
Almeida, M. E.; Macambira, M. J. B., 2007. Geology and petrography of the
paleoproterozoic granitoid rocks from Uatumã-Anauá domain, central region of Guyana
Shield, southeastern Roraima, Brazil. Rev. Bras. Geol. 37 (1), 2–21.
Alves D. B.; Mizusaki A. M. P.; Wanderley Filho J. R. 2002. Soleira de diabásio da
Bacia do Solimões. In: SBG/NO, Simp. Vulcan. Amb. Assoc., 2, Belém, Boletim de
resumos,p.52.
Amaral, G. 1974. Geologia Pré-Cambriana da região Amazônica. IG-USP. São Paulo,
Tese de Livre Docência, 212p.
Araújo Neto, H.; Moreira, H. L. 1976. Projeto Estanho de Abonari. ME/DNPM/CPRM.
Brasília, Vol. 1, 232p.
Barros, M. A. S.; Chemale Jr, F.; Nardi, L. V. S.; Lima, E. F. 2009. Paleoproterozoic
bimodal post-collisional magmatism in the southwestern Amazonian Craton, Mato
Grosso, Brazil. Geochemistry and isotopic evidence. Journal of South American Earth
Sciences. 27: 11-23.
Barros, M. A. S.; Padilha, R. A.; Rubert, R. R.; Silva, G. D.; Pimentel, M. M. 2005.
Grupo Iriri e Granito Rio Dourado, magmatismo paleoproterozóico do sul da área
Xingu-Iricoumé – Nordeste do Estado do Mato Grosso. In: SBG/RJ-ES. Simp. Vulc.
Amb. Assoc., vol 2. Boletim, Belém, PA, p. 177.
71
Boyton, W. V. 1984. Cosmogeochemistry of the rare earth elements: meteorite studies.
In: Henderson, P. (Ed.), Rare Element Geochemistry. Elsevier, pp.63-114.
Bull, K. F.; McPhie, J. 2007. Fiamme textures in volcanic sucessions: flaming issues of
definition and interpretation. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 164.
205-216.
Bunh, B.; Pimentel, M. M.; Matteini, M. and Dantas, E. L. 2009. High spatial resolution
analysis of Pb and U isotopes for geochronology by laser ablation multi-collector
inductively coupled plasma mass spectrometry (LA-IC-ICPMS). An Acad. Bras. Cienc.
81: 99-114.
Caputo, M. V. 1984. Stratigraphy, tectonics, paleoclimatology, and paleogeography of
northern basins of Brazil. Tese de doutorado. Universidade da Califórnia, 586p.
Caputo, M. V.; Rodriguez R.; Vasconcelos, D. N. N. 1972. Nomenclatura Estratigráfica
da Bacia do Amazonas: histórico e atualização. In: SBG, Congr. Brasil. Geol.,
26º,Belém, Anais, 3:35-46.
Cas, R. A. F.; Wright, J. V. 1987. Volcanic sucessions: modern and ancient: a
geological approach to processes, products and sucessions. Allen and Unwin, London,
487 pp.
Cole, J. W., Milner, D. M., Spinks, K. D. 2005. Calderas and caldera structures: a
review. Earth Science Reviews 69 (2005) 1-26.
Cordani, U. G.; Tassinari, C. C. G.; Teixeira, M. A. S.; Kawashita, K. 1979. Evolução
tectônica da Amazônia com base em dados geocronológicos. 2º Congresso de Geologia
Chileno, Arica, Actas: 137-148.
Costa, J. B. S., Hasui, Y. 1997. Evolução geológica da Amazônia. In: M.L. Costa e R.S.
Angélica (Coord.). Contribuições à Geologia da Amazônia. FINEP/SBG-NO, Belém,
p.15-90.
Costa, M. L. & Moraes, E. L. 1998. Mineralogy, geochemistry and genesis of kaolins
from the Amazon region. Mineral. Dep., 33:283-297.
Costi H.T.; Borges, R. M. K.; Dall´Agnol, R. 2005. Depósito de estanho da mina
Pitinga, Estado do Amazonas. In:O.J.Marini, E.T. Queiroz, B.W. Ramos (Editores).
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia. DNPM/CTMineral/FINEP/ADIMB, Brasília (DF), cap.VII, p. 391-475.
72
Costi, H. T.; Dall’agnol, R.; Moura, C. A. V. 2000. Geology and Pb-Pb geochronology
of Paleoproterozoic volcanic and granitic rocks of the Pitinga Province, northern Brazil.
International Geological Review, 42:832-849.
Costi, H. T., Santiago , A. F.; Pinheiro, S. S. 1984. Projeto Uatumã-Jatapu, Relatório
Final. Manaus: CPRM - SUREG-MA. 133p.
CPRM. 2000. Programa Levantamentos Básicos Geológicos do Brasil. Caracaraí,
Folhas NA.20-Z-B e NA.20-Z-D inteiras e parte das folhas NA.20-Z-A, NA.20-Z-C,
NA.20-Y-C e NA.21-Y-A. Estado de Roraima. Escala: 1:500.000.Brasília, CD-ROM.
CPRM. 2002. Geologia e recursos minerais da Amazônia brasileira, região cratônica.
SIG-Brasil, Mapa escala 1:750.000, CD-ROM.
CPRM. 2003. Geologia e Recursos Minerais da Amazônia Brasileira, Região Cratônica,
Sistema de Informações Geográficas - SIG. Mapa na escala de 1:1.750.000. 2002. CDROM.
CPRM. 2006. Geologia e Recursos Minerais do Estado do Amazonas. Programa
Integração, Atualização e Difusão dos Dados da Geologia. CPRM, Manaus. Esc:
1:1000.000. 180p.
Cunha, P. R. C.; Gonzaga , F. G.; Coutinho, L. F. C.; Feijó, F. J. 1994. Bacia do
Amazonas. In: Boletim de Geociências, PETROBRAS. 8(1):47-55.
Cunha, E. F. S., Nogueira, A. C. R., Paz, J. D. S., Ferron, J. M., Prado, M. 2006.
Depósitos eólicos da Fomação Urupi, Paleoproterozóico do Escudo das Guianas, Mina
do Pitinga, AM. In: SBG – Núcleo Norte, Simp. Geol. Amaz., vol. 9. Belém, CD-ROM.
Daemon, R. F. 1975. Contribuição à datação da Formação Alter do Chão, Bacia do
Amazonas. Rev. Bras. Geoc.,17:382-403.
Dall’Agnol, R.; Lafon, J. M.; Macambira, M. J. B. 1994. Proterozoic anorogenic
magmatism in the Central Amazonian Province, Amazonian Craton: geochronological,
petrological and geochemical aspects. Min. and Petr 50(1/3):113-138.
Dall’Agnol, R.; Ramo, O. T.; Magalhães, M. S.; Macambira, M. J. B. 1999. Rapakivi
granites from Brazil and adjacents áreas. Precambrian Research, 95: 9-39.
Dall’Agnol, R.; Souza, Z. S.; Althoff, F. J.; Barros, C. E. M.; Leite, A. A. S., Jorge
João, X. S. 1997. General aspects of the granitogenesis of the Carajás metellogenic
province. Internacional. Symposium on Granites and Associated Mineralizations, 2.
Salvador.Excursions Guide. Salvador: Superintendência de Geologia e Recursos
Minerais – SGRM. p. 135-161.
73
Dall’Agnol, R.; Teixeira, N. P.; Ramo, O. T.; Moura, C. A. V.; Macambira, M. J. B.;
Oliveira, D. C. 2005. Petrogenesis of the Paleoproterozoic rapakivi A-type granites of
the Archean Carajás metallogenic province, Brazil. Lithos, 80: 101-129.
Daoud, W. E. K. e Antonietto Jr. A. 1985. A geologia do granito estanífero Água Boa,
Pitinga. In: Simpósio de Geollogia da Amazônia, II, SBG-NO, Belém, p.17-33.
Dino, R.; Silva, O. B.; Abrahão, D. 1999. Caracterização palinológica e estratigráfica de
estratos cretáceos da Formação Alter do Chão, Bacia do Amazonas. In: SBG-SE, Simp.
Cret. Bras., 5, Rio Claro, Atas, p.557-565.
Faria, M. S. G. & Luzardo, R. 2000. Complexo Metamórfico Anauá. Programa de
Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil, Folha Caracaraí (RR), 1:500.000.
Manaus,CPRM-AM, 3:57-82.
Faria, M. S. G.; Almeida. M. E.; Santos, J. O. S.; Chemale Jr. F. 2003. Evolução
geológica da região do alto Rio Anauá – Roraima. In: SBG – Núcleo Norte, Simp. Geol.
Amaz, vol.8. Manaus, AM, CD-ROM.
Ferron, J. M. T. M.; Bastos Neto, A. C.; Lima, E. F.; Costi, H. T.; Moura, C. A. V.;
Prado, M.; Pierosan , R.; Galarza, M. A. 2006. Geologia e geocronologia Pb-Pb de
rochas graníticas e vulcânicas ácidas a intermediárias Paleoproterozóicas da Província
Pitinga, Cráton Amazônico. Revista Brasileira de Geociências, 36(3):499-512.
Ferron, J. M. T.M.; Bastos Neto, A.C.; Lim, E. F.; Nardi, L. V. S.; Costi, H. T.;
Pierosan, R., Prado M. 2010. Petrology, geochemistry, and geochronology of
Paleoproterozoic volcanic and granitic rocks (1.89–1.88 Ga) of the Pitinga Province,
Amazonian Craton, Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 29:483-497.
Ferron, J. M. T. M. 2006. Geologia regional, geoquímica e geocronologia Pb-Pb de
rochas graníticas e vulcânicas paleoproterozóicas da Província Pitinga, Cráton
Amazônico. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio
Grande do Sul, Porto Alegre, 331p.
Ferron, J. M. T. M., Bastos Neto, A. C., Lima, E. F., Nardi, L. V. S., Costi, H. T.,
Pierosan, R., Prado, M. 2009. Petrology, geochemistry and geochronology of
Paleoproterozoic volcanic and granitic rocks (1.89 to 1.87 Ga) of the Pitinga Province,
Amazonian Craton, Brazil. Journal of South American Earth Science. Accepted paper.
Doi: 10.1016/j. jsames.2009.05.001.
Fischer, R. V.; Schmincke, H. U. 1984. Pyroclastic Rocks. Springerverlag, New York,
472 pp.
74
Freitas, M. E.; Chagas, A. N. B., Araújo, F. M., Mejia, N. I. M. 2007. Interpretação das
texturas das rochas vulcânicas do Grupo iricoumé na região de presidente Figueiredo –
AM. In: SBG-NO, Simp. Geol. Amaz., 10, Porto Velho,p.121-124, CD-Rom.
Gaudette, H. E.,; Olszewski Jr, W. J. 1981. Geochronology of the basement rocks,
Amazonas Territory, Venezuela. In: Symposium Amazonico, Puerto Auyacucho.
Resumenes. p. 24-25.
GEOMINERAÇÃO LTDA. 1972. Projeto Mapuera: Reconhecimento geológico e
geoquímico. 1972. S.1./ICOMI. 101p.
Gibbs, A. K.; Barron, C. N. 1983. The Guiana shield reviewed. Episodes, 2:17-24
Gifkins, C. C.; Rodney, L. A.; McPhie, J. 2005. Apparent welding textures in altered
pumice-rich rocks. Journal of volcanology and Geothermal Research. 142. 29-47.
Gimeno, D. 2003. Devitrification of natural rhyolitic obsidian glasses: petrographic and
microestrutural study (SEM+EDS) of recent (Lipari island) and ancient (Sarrabus, SE
Sardinia) samples. Journal of non-crystalline solids. 232, 84-90.
Gioia, S. M. C. L. and Pimentel, M. M. 2000. The Sm-Nd isotopic method in the
Geochronology Laboratory of the University of Brasília. An Acad. Bras. Cienc. 72:
219-245.
Gioia, S. M. C. L. and Pimentel, M.M. 2000. The Sm-Nd isotopic method in the
geochronology laboratory of the University of Brasília. Anais da Academia Brasileira
de Ciências, 72(2):219-245.
Grahn, C. Y. & Paris, F. 1992. Age and correlation of the Trombetas Group, Amazonas
Basin, Brazil. Rev. Micropaléont.,35:197-209.
Hasui, Y.; Haralyi, N. L. E.; SCHOBBENHAUS, C. 1984. Elementos geofísicos e
geológicos da região Amazônica: subsídios para o modelo geotectônico. In: Anais do 2o
Symposium Amazônico, DNPM/CNPq, Manaus, p.129-141.
Horbe, A. M. C.,; Nogueir, A. C. R.; Horbe, M. A.; Costa ,M. L.; Suguio, K. 2001. A
lateritização da gênese das superfícies de aplainamento da região de Presidente
Figueiredo Balbina, nordeste do Amazonas. In: Reis N.J. & MonteiroM.A.S (coord.).
Contribuições à Geologia da Amazônia.Manaus, SBG-NO, vol. 2, p.145-176.
Horbe, M. A.; Horbe, A. M. C.; Teixeira, J. T.; Costi, H. T. 1985. Granito Madeira:
petrologia, petroquímica e mineralizações. In: Simpósio de Geollogia da Amazônia, II,
SBG-NO, Belém, p.284-320.
75
Irvine, T. N.; Baragar, W. R. A. 1971. A guide to chemichal classification of the
commom volcanic rocks. Can. J. Earth Csi. 8, 523-548
Lamarão, C. N., Dall’Agnol, R., Lafon, J. M. & Lima, E. F. 2002. Geology,
geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of
Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil. Precambrian
Research, 119(1): 189-223.
Lamarão, C. N.; Dall’Agnol, R., Pimentel, M. M. 2005. Nd isotopic composition of
Paleoproterozoic volcanic and granitoid rocks of Vila Riozinho: implications for the
crustal evolution of the Tapajós Gold Province, Amazon Craton. Journal of South
American Earth Sciences. 18: 227-292.
Le Maitre, R. W.; Bateman, P.; Dudek, A.; Keller, J.; Lemeyre, J.; le Bassabine, P. A.;
Schimid, R.; Sorensen, H.; Streckeisen, A.; Wooley, A. R.; Zanettin, B. 1989. A
classification of igneous rocks and glossary terms. Blackwell, Oxford. P. 193.
Lenharo, S. L. 1998. Evolução magmática e modelo metalogenético dos granitos
mineralizados da região de Pitinga, Amazonas, Brasil. Tese de Doutorado, Escola
Politécnica, Universidade de são Paulo, São Paulo, 290p.
Lenharo, R., Moura, M. A., Botelho, N. F. 2002. Petrogenetic and mineralization
processes in Paleo – to mesoproterozoic rapakivi granites: examples from Pitinga and
Goias, Brazil. Precambrian Research, Holanda. 119: 277-299.
Lipman, P. W. 1984. The roots of ash-flow calderas in North American: windows into
the tops of granitic batholiths. J. Geophys. Res. 89, 8801-8841.
Lipman, P. W. 1976. Caldera-collapse breccias in the western San Juan Mountains,
Colorado. U. S. Geologycal Survey, Hawaii volcano observatory, Hawaii National Park,
Hawaii.
Mandetta, P., Veiga Jr., J. P., Oliveira, J. R. 1974. Reconhecimento geológico ao longo
do rio Pitinga, afluente do rio Uatumã. CPRM/Manaus, p. 31.
Maniar, P. D.; Piccolli, P. M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geol. Soc.
Amb. Bull. 10, 635-643.
Marques, S. N. S., Nascimento, R. S. C., Souza V.S., Dantas E.L. 2007. Características
geoquímicas das rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé, em perfis estratigráficos, na
região de Presidente Figueiredo – AM. In: SBG-NO, Simp. Geol. Amaz., 10, Porto
Velho, Atas, p.221-224, CD-Rom.
76
McArthur, A. N.; Cas, R. A. F.; Orton, G. J. 1998. Distribuition and significance of
crystalline, perlitic and vesicular textures in the Ordovician Garth Tuff (Wales). Bull.
Volc. 60: 260-285.
McPhie, J.; Doyle, M.; Allen, R. L. 1993. Volcanic Textures: a guide to the
interpretation of textures in volcanic rocks. CODES. University of Tasmania, Hobart,
198 pp.
Monteiro E.A., Nava D.B., Correia M.C. 1998. Programa de Integração Mineral em
Municípios da Amazônia – PRIMAZ. MME/CPRM, Manaus, CD-ROM.
Nogueira, A. C. R. & Soares ,E. A. A. 1996. Fácies sedimentares da Formação
Prosperança, proterozóico Superior da Bacia do Amazonas, ao norte da cidade de
Manaus – AM. In: SBG-NO, Simp. Geol. Amaz., 5, Belém, Atas, p.214-216, CD-Rom.
Nogueir,a A. C. R. 1999. Depósitos costeiros neoproterozóicos da Formação
Prosperança, Município de presidente Figueiredo, Estado do Amazonas. In: SBG-NO,
Simp.Geol. Amaz., 6, Manaus, Atas, p.412-415.
Nogueira, A. C. R., Truckenbrodt, W., Soares, E. A. A. 1999. O icnogênero
Arthrophyvus de depósitos sublitorâneos da Formação Nhamundá (Siluriano inferior) da
bacia do Amazonas, região de Presidente Figueiredo. Rev. Bras.Geoc., 29(2):135-140.
Nogueira A.R., Soares E.A.A., Souza V., Trunckenbrodt W., Caputo M.V. 1997a.
Estruturas glaciotectônicas na Formação Nhamundá, Siluriano da Bacia do Amazonas.
In: SBG, Simp. de Est. Tect., 5, Pirinópolis, Atas, p.153-155.
Nogueira, A. R., Souza, V., Soares, E. A. A. 1997b. Contribuição à tectônica cenozóica
da região de Presidente Figueiredo, norte de Manaus - AM. In: SBG, Simp. Est. Tect.,
5,Pirinópolis, Atas, p. 123-125.
Oliveira, M. J. R., Almeida, M. E., Luzardo , R., Faria, M. S. G.1996. Litogeoquímica
da Suíte Intrusiva água Branca –SE de Roraima. In: SBG, Congr. Brasil. Geol.,
Anais,39, 2:213-216.
Oliveira, A. S., Fernandes, C. A. C., Issler, R. S., Montalvão, R. M. G., Teixeira, W.
1975. Geologia da Folha NA.21-Tumucumaque e parte da Folha NB.21. BRASIL,
Departamento Nacional de Produção Mineral. Projeto RADAMBRASIL. Folha NA.21Tucumaque e parte da Folha NB.21. Levantamento de Recursos Minerais, Rio de
Janeiro. v. 9. p. 21-118.
Pearce, J.A. 1996. Sources and settings of granitics rocks. Episodes. V.19. n. 4, p. 120133
77
Peixoto, S. F. & Horbe ,A. M. C. 2008. Bauxitas do nordeste doAmazonas. Rev. Bras.
Geoc., 38(2):406-422.
Pierosan, R. 2009. Geologia, litogeoquímica e química mineral do Grupo Iricoumé e da
Formação Quarenta Ilhas no Distrito Mineiro de Pitinga –AM – Brasil. Tese de
Doutoramento, Univeridade Federal do Rio Grande do Sul, Instituto de Geociências,
Porto Alegre, 205p.
Prado, M. 2006. O granito Europa e o Grupo Iricoumé na parte leste do Distrito Mineiro
de Pitinga (Amazonas). Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências,
Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, 96p.
Ramgrab, G. E. 1968. Reconhecimento geológico do rio Uatumã. Relatório Preliminar.
DNPM, Manaus - AM. 13p.
Ramos, M. I. F., Silv,a M. B., Bosetti, E., Soares, E. A. A. 2001. Registro inédito de
macrofósseis paleozóicos na Formação Manacapuru, Região de Presidente Figueiredo,
Bacia do Amazonas. In: Congr. Brasil. de Paleontol., 16,Rio Branco, Anais, p. 183.
Reis, N. J., Almeida, M .E., Riker, S. L., Ferreira, A. L. 2006. Geologia e recursos
minerais do Estado do Amazonas. MME/CPRM/CIAMA, Programa de Geologia do
Brasil (mapas geológicos estaduais, escala 1:1.000.000), Manaus, 125p.
Reis, N. J., Faria, M. S. G., Fraga, L. M. B., Haddad, R. C. 2000. Orosirian calc-alkaline
volcanism and Orocaima event in the northern Amazonian Craton, eastern Roraima
states, Brazil. Rev. Bras. Geoch. 30 (3), 380-383.
Rodrigues, J. B. 1875. Exploração dos rios Urubu e Jatabu. Relatório. Rio de Janeiro.
129p.
Santos, J. O. S. 2003. Geotectônica dos Escudos das Guianas e Brasil-Central. In: Bizzi
LA.
Schobbenhaus, C., Vidotti, R. M., Gonçalves, J. H. (eds.) Geologia, Tectônica e
Recusrsos Minerais do Brasil (texto, mapas & SIG). Brasília, Serviço Geológico do
Brasil – CPRM/MME, p.169-226.
Santos, J. O. S., Groves D. J., Hartmann, L. A., Moura, M. A., McNaughton N.J. 2001.
Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Taajós-Parima orogenic belt,
Amazon Craton, Brazil. Mineral. Depos., 36:278-299.
Santos J.O.S., Hartmann L.A., Faria M.S.G., Riker S.R., Souza M.M., Almeida M.E.,
McNaughton N.J. 2006. A compartimentação do Cráton Amazonas em províncias:
avanços ocorridos no período 2000-2006. In: SBG-NO,Simp. Geol. Amaz., 9, Belém,
CD-Rom
78
Santos J.O.S., Hartmann L.A., Gaudette H.E., Groves D.I., McNaughton N.J., Fletcher
I.R. 2000. A New understand of the provinces of the Amazon Craton based on
integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geochronology.Gondw. Res.,
3(4):453-488.
Santos J. O. S., Reis, N. J., Hartmann, L. A., Mcnaughton, N. J. 2000b. Age of Roraima
Group and Roraima-like sequences in the northern Amazon Craton. In: Int. Geol. Cong.,
vol. 31. Rio de Janeiro, Expanded Abstract.
Santos, J. O. S., Faria, M. S. G., Hartmann, L. A., McNaughton, N. J. 2002. Significant
presence of the Tapajós-Parima Orogenetic Belt in the Roraima Region, Amazon
Craton, based on SHRIMP U-Pb zircon geochronology. In: SBG, Cong. Bras. Geol.
Vol. 41, João Pessoa (PB), Anais, p. 336.
Santos, J. O. S., Moreira, A.S., Pessoa, M.R., Oliveira, J.R., Malouf, R.F., Veiga Jr.,
J.P., Nascimento, J.O. 1974. Projeto Norte da Amazônia, domínio Baixo Rio Negro.
Relatório Final Intergrado, DNPM/CPRM, Manaus, v. 4.
Silva, A. J. P., Lopes R. C., Vasconcelos A. M., Bahia R.B.C.2003. Bacias sedimentares
paleozóicas e meso-cenozóicas interiores. In: Bizzi L.A., Schobbenhaus C., Vidotti
R.M., Gonçalves J.H. (eds.) Geologia, Tectônica e Recusrsos Minerais do Brasil (texto,
mapas & SIG).Brasília, Serviço Geológico do Brasil – CPRM/MME,p.55-85.
Slezin, Yu B. 2003. The mechanism of volcanic eruptions (a steady state approach).
Journal of volcanology and Geothermal Research. 122. 7-50.
Soares, E. A. A. 1998. Fácies litorâneas e feições glaciais daFormação Nhamundá
(Siluriano Inferior) na região dePresidente Figueiredo – AM, Bacia do Amazonas.
Dissertaçãode Mestrado, Centro de Geociências, Universidade Federal do Pará, 98p.
Soares, E. A. A., Truckenbrodt , W., Nogueira, A. C. R. 2005.Fácies litorâneas e
subglaciais da Formação Nhamundá (Siluriano inferior), região de Presidente
Figueiredo, Bacia do Amazonas. Bol. Mus. Para. Emílio Goeldi.,2:105-132.
Soare,s J. L. & Nogueira, A. C. R. 2006. Traços-fósseis silurodevonianos do Grupo
Trombetas da Bacia do Amazonas na Região de Presidente Figueiredo-AM. In:
SBG/NO,Simp. Geol. Amaz., 9, Belém, CD-Rom.
Souza, V. S. & Nogueira, A. C. R. 2009. Seção geológica Manaus – Presidente
Figueiredo, borda norte da Bacia do Amazonas: um guia para excursão de campo.
Revista Brasileira de Geociências, 39(1):16-29.
Souza, V.S., Marques, S. N. S., Nascimento, R. S. C., Valério, C. S. 2007. Texturas e
estruturas em rochas piroclásticas e vulcânicas paleoproterozóicas do Grupo iricoumé,
79
sudeste do Município de Presidente Figueiredo. In: SBGNO, Simp. Geol. Amaz., 10,
Proto Velho, Atas, p.61-64,CD-Rom.
Sparks, R. S. J.; Self, S.; Walker, G. L. P. 1976. Products os Ignimbrite Eruptions.
Geology Department, Imperial College, London, England.
Tassinari, C. C. G., Bettencourt J.S., Geraldes M. C., Macambira M. J. B., Lafon J.M.
2000. The Amazonian Craton. In U.G. Cordani, E.J. Milani, A. Thomaz Filho, D.A.
Campos (Edit.). Tectonic Evolution of South America. 31st. International Geological
Congress, Rio de Janeiro, Brazil, p.41-95.
Tassinari C. C. G., Macambira M. J. B. 1999. Geochronological provinces of the
Amazonian Craton. Episodes, 22(3):174-182.
Tassinari C. C. G., Macambira M. J .B. 2004. A evolução tectônica do cráton
Amazônico. In: V. Mantesso-Neto, A. Bartorelli, C. Dal Ré Carneiro, B.B. Brito-Neves.
Geologia do Continente Sul-Americano: Evolução da obra de Fernando Flávio Marques
de Almeida. Beca, São Paulo, 2004. p.471-485.
Tassinari, C. C. G. 1996. O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil:
Revisão dos dados isotópicos. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo,
Tese de Livre Docência, 139 p.
Teixeira W., Tassinari C. C. G., Cordani U. G., Kawashita K. 1989. A review of
geochronology of the Amazonian Craton: Tectonic implications. Precambrian Research
(42): 213-227.
Thompson, R. N. 1982. British Tertiary volcanic province. Scott. J. geol. 18: 49-107.
Valério C.S. 2006. Magmatismo Paleoproterozóico do estremo sul do Escudo das
Guianas, município de Presidente Figueiredo (AM): geologia, geoquímica e
geocronologia Pb-Pb em zircão. Dissertação de Mestrado, Departamento de
Geociências, UFAM, Manaus, 112p.
Valério C.S., Souza V.S. Macambira M.J.B. 2009. The 1.90–1.88 Ga magmatism in the
southernmost Guyana Shield, Amazonas, Brazil: Geology, geochemistry, zircon
geochronology, and tectonic implications. Journal of South American Earth Sciences,
28:304-320.
Valério C.S., Souza V.S., Macamabira M.J.B., Galarza M.A. 2006. Geoquímica e
geocronologia Pb-Pb em zircão da Suíte Intrusiva Água Branca, Município de
Presidente Figueiredo (AM): evidencias de colisão no Paleoproterozóico da Amazônia
Ocidental. Revista Brasileira de Geociências, 36(3):1-13.
80
Valério, C. S.; Souza, V. S.; Macambira, M. J. B.; Milliotti, C. A.; Carvalho, A. S.
2005. Geoquímica e idade Pb-Pb de zircão do Grupo Iricoumé na região da borda norte
da Bacia do Amazonas, Município de Presidente Figueiredo (AM). In: SBG, Simp.
Vulc. Amb. Assoc., vol 3. Anais. pp, 47-52.
Vasquez, A. R., Sanchez, M. Q., Van Alstine, D. R., Butterworth, J. E., Poquioma, W.
1997. Paleomagnetic orientation of fractures and in situ stress in Cogollo (Apon) cores
from western Lake Maracaibo, Venezuela. Venezuelan Geological Congress.
Vasquez, M. L., Klein, E. L., Quadros, M. L. E. S., Bahia, R. B. C., Santos, A., Ricci, P.
S .F., Sachett, C. R., Silva, C. M. G., Macambira, M. J. B. 1999. Magmatismo Uatumã
na Província Tapajós: Novos dados geocronológicos. In: SBG, 6º Simp. Geol. Amaz.,
boletim de resumos, p.471-474.
Vasquez, M. L.; Ricci, P. F. S.; Klein, E. L. 2002. Granitóides pós-colisionais da porção
leste da Província Tapajós. Contribuições à Geologia da Amazônia. Sociedade
Brasileira de Geologia, Belém, Brasil. 3, 67-83.
Veiga JR. J.P., Nunes A.C.B., Souza E.C., Santos J.O.S., Amaral J.E., Pessoa M.R.,
SOUZA S.A.S. 1979. Projeto Sulfetos do Uatumã. Manaus, DNPM/CPRM. Relatório
final, vol. 6.
Wanderley Filho J.R. 1991. Evolução estrutural da Bacia do Amazonas e sua relação
com o embasamento. Dissertação de Mestrado, Centro de Geociências,
UniversidadeFederal do Pará, 125p.
Whalen, J. B.; Currie, K. L.; Chappel, B. W. 1987. A-type granites: geochemical
characteristics, discrimination and petrogenesis. Contribuitions to Mineralogy an
Petrology, 95: 407-419.
Wright, J. V.; Walker, G. P. L. 1977. The ignimbrite source problem: significance of a
co-ignimbrite lag-fall deposit. Geology, v. 5, p. 729-732.
81