caracterizaÇÃo estrutural do domÍnio interno … · figura 9 dobras da fase dn, recumbentes,...
TRANSCRIPT
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO – UFMT
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS DA TERRA– ICET PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIENCIAS
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL DO DOMÍNIO INTERNO DA FAIXA PARAGUAI NA REGIÃO DE CANGAS, PORÇÃO CENTRO-
SUL DO ESTADO DE MATO GROSSO.
Bruno de Siqueira Costa
CUIABÁ
2014
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
Reitora
Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder
Vice-Reitor
Prof. Dr. João Carlos de Souza Maia
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO
Pró-Reitora
Profª. Drª. Leny Caselli Anzai
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
Diretor
Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
Chefe
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Coordenador
Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Vice-Coordenador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
CUIABÁ
2014
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N° 52
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL DO DOMÍNIO INTERNO
DA FAIXA PARAGUAI NA REGIÃO DE CANGAS, PORÇÃO CENTRO-SUL DO ESTADO DE MATO GROSSO.
BRUNO DE SIQUEIRA COSTA
Orientador
Prof.Dr. Carlos Humberto da Silva
Co-Orientadora
Profa.Dra. Ana Claudia Dantas da Costa
Dissertação de mestrado elaborada junto ao
Programa de Pós-Graduação em
Geociências para obtenção do Título de
Mestre em Geociências.
CUIABÁ
2014
Banca Examinadora
Dissertação de Mestrado Aprovada em 28 de Julho de 2014
_____________________________________________ Prof.Dr. Carlos Humberto da Silva
(Orientador)
_____________________________________________ Prof. Dr. Amarildo Salinha Ruiz
(Examinador Interno)
_____________________________________________ Prof. Dr. Carlos José Fernandes
(Examinador Externo)
Dedico... Primeiramente a minha família, tanto a família Siqueira, quanto a
família Sá Costa pelo apoio incondicional nessa etapa tão importante da
minha vida. Em especial meus pais, que apesar de separados, são muito
unidos quando o assunto é o meu futuro e a minha felicidade.
A minha namorada, Kamila por todo companheirismo e paciência de
aguentar meu estresse na reta final deste trabalho, com certeza o resultado
foi gratificante e você é quem mais me deu forças pra eu sempre continuar
tentando.
“Um ano novo idealize, os sonhos não podem esperar.
Os concretize, existe sempre uma forma de alcançar.
Se realize, e olhe o que está ao teu redor.
Se certifique, do perfume da vida tire o melhor.
E acredite, que tudo sempre pode mudar.
Pra cada tombo há sempre uma maneira de levantar.
Um Ano novo Idealize, e não espere o tempo passar,
pra cada pedra no caminho basta apenas pular.
Se realize, e ouça o que diz o seu coração.
Experimente, conheça, desfrute de Tudo que é bom.
E acredite, que a fé é mais que choro e suor.
Siga o caminho da letra para um futuro melhor...
NUNCA DEIXE DE LUTAR” Diholex
Agradecimentos Primeiramente gostaria de agradecer a Deus, por ter me dado, saúde, força de
vontade, paciência, sabedoria, ânimo e disciplina pra poder concluir mais esta etapa de
minha vida, que como todas as outras, não foram fáceis. Muitas horas de sono perdidas,
muitos finais de semana sem diversão, namorada, amigos, cerveja. Essas horas com
certeza foram recompensadas e o resultado, na minha humilde opinião foi muito
gratificante.
Agradeço imensamente ao meu orientador, Prof.Dr. Carlos Humberto da Silva
pelo apoio, companheirismo, paciência e principalmente pelo conhecimento passado
desde a graduação,
Ao Programa de Pós Graduação em Geociências pelo apoio nas viagens de
campo e nos Congressos/Simpósios desses últimos anos, onde foi adquirido muito
conhecimento e foi de extrema importância para a conclusão deste.
A CAPES pela concessão das bolsas ao longo desses dois anos.
Aos Professores, Amarildo Salina Ruiz, Ronaldo Pierosan, Carlos José de
Fernandes, Márcia Barros pelo apoio nesses anos, correções de trabalhos, dicas, além
dos artigos que ajudaram na elaboração deste e conversas de corredor ou simples
palavras de apoio.
Aos meus colegas de mestrado: Jonas Rambo, Flávia Santos, Ohana França.
Barbara Bécker, Ana Paula Montezuma pelo convívio e principalmente pelo apoio e
companheirismo nesses dois anos.
Aos Geólogos Bruno Vasconcelos, Fernando Lisboa e Pedro Kanaan pelo apoio
nas etapas de campo, pelo conhecimento passado nas mesmas, pelas caronas. Também
aos graduandos Thiago Onório e Antonio Fornarolli pelo apoio nas etapas pré–campo e
pelas conversas e pescarias durante o período de descanso no Garimpo do Jonas
Aos senhores Jonas Gimenez Rodrigues, Dolores Gimenez Rodrigues, Eduardo
Henrique Gimenez Mello (Duda) pela hospedagem e alimentação nos dias de campo.
Aos meus amigos Candido Ribeiro, Jonas Rambo, Wagner Ávila, Marcelo
Ribeiro, Luke Bezerra que estão comigo há tantos anos e me apoiam
incondicionalmente. Obrigado pelos momentos que passamos, pelas cervejadas e festas
que sempre fizemos. Que Deus nos abençoe a faça nossa amizade durar para sempre!
EXISTEM AMIGOS QUE VALEM MAIS QUE IRMÃOS!
RESUMO
O presente trabalho tem como objetivo a caracterização estrutural do Grupo Cuiabá na
região de Cangas. Os levantamentos de campo permitiram o reconhecimento de
estruturas primárias e de três fases de deformação. As estruturas primárias representadas
principalmente pelo acamamento sedimentar estão bem preservadas, podendo ser
facilmente observados por variações principalmente de coloração. A principal estrutura
relacionada à primeira fase de deformação é a foliação Sn, que se dispõe paralelamente
ao acamamento sedimentar (S0), sendo mais penetrativa nas rochas filossilicáticas e tem
orientação preferencial 120/27. As dobras relacionadas à primeira fase de deformação
são recumbentes sendo desenhadas pelo S0, apresentam Sn em posição plano axial. A
segunda fase de deformação é representada por clivagem de fratura (Sn+1) com
orientação 110/68, mais penetrativa nas rochas competentes. Esta estrutura ocorre no
plano axial de dobras normais, abertas a suaves e assimétricas. A terceira fase de
deformação atuou na área de pesquisa como um conjunto de fraturas e falhas, de porte
centimétrico a decamétrico, que corta todas as estruturas anteriores e possui orientação
35/82. Foram observadas duas famílias de veios de quartzo, a primeira (V1), ocorre
paralela a S0 e Sn sendo em sua maioria deformados e não são portadores de
mineralizações. A segunda família (V2) ocorre preenchendo as fraturas Sn+2 e podem
ou não serem portadores de mineralizações auríferas.
Palavras chave: Faixa Paraguai, Grupo Cuiabá, Cangas
ABSTRACT
The present work aims the structural characterization of Cuiabá Group in the region of
Cangas, including descriptions of the quartz veins, which may or may not carry gold
mineralization. The geological mapping of a gold mine in the region, allowed the
identification of primary structures and three (3) phases of deformation. The primary
structures, represented by the sedimentary layering are well preserved and can be easily
observed primarily by variations in coloring. The main structure related to the first
deformation phase is Sn foliation, which is parallel to the sedimentary layering (S0),
being more penetrative in filossilicatic rocks with preferential orientation 120/27.. Folds
related to the first phase of deformation are recumbent, being drawn by sedimentary
layering and having Sn as axial plane. The second phase of deformation is represented
by cleavage fracture (Sn +1) oriented 110/68, more penetrative in competent rock. This
structure occurs in the axial plane of normal folds open to gentle and asymmetrical. The
third phase of deformation acted in research as a set of fractures and faults in the
centimetric-decametric sized, which cuts all previous structures and has preferential
orientation 35/82. Two families of quartz veins were observed, the first (V1) occurs
parallel to S0 and Sn being in its most deformed and are not carriers of mineralization.
The second family (V2) occurs filling the Sn+2 fractures and may or may not be
carrying gold mineralization.
Keywords: Paraguai Belt, Cuiabá Group, Cangas.
Sumário
1. INTRODUÇÃO ......................................................................................... 17
1.1. Apresentação do trabalho ................................................................... 17
1.2. Objetivos .............................................................................................. 17
1.3. Localização e Vias de Acesso .............................................................. 17
Figura 1. Mapa de localização e vias de acesso para área de pesquisa
(Garimpo do Jonas) .................................................................................................. 18
1.4. Aspectos Fisiográficos ......................................................................... 18
1.4.1. Clima .............................................................................................. 18
1.4.2. Hidrografia ..................................................................................... 19
1.4.3. Vegetação ....................................................................................... 19
1.4.4.Pedologia ........................................................................................ 19
1.4.5. Geomorfologia ................................................................................ 20
1.5. Método de Trabalho ............................................................................ 20
1.5.1. Etapa Preliminar ............................................................................ 20
1.5.2. Etapa de Aquisição de Dados .......................................................... 20
1.5.3. Etapa de Tratamento de Dados ....................................................... 21
1.5.4. Etapa de Apresentação de Dados .................................................... 21
2. GEOLOGIA REGIONAL ......................................................................... 22
2.1. Contexto Geotectônico ........................................................................ 22
2.2. Estratigrafia........................................................................................ 23
2.2.1. Formação Campina de Pedras ........................................................ 24
2.2.2. Formação Acorizal ......................................................................... 25
2.2.3. Formação Coxipó ........................................................................... 25
2.3. Geologia Estrutural ............................................................................. 25
2.3.1. Fases Deformacionais ..................................................................... 27
2.3.1.1. Fase D1/Dn.................................................................................. 27
2.3.1.2. Fase D2/Dn+1 ............................................................................. 27
2.3.1.3. Fase D3/Dn+2 ............................................................................. 28
2.3.1.4. Fase D4/Dn+3 ............................................................................. 28
2.4. Metamorfismo ..................................................................................... 29
2.5. Magmatismo ........................................................................................ 29
2.6. Idades ................................................................................................... 30
3. ARTIGO SUBMETIDO À BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY ... 31
3.1 INTRODUÇÃO ....................................................................................... 32
3.2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ............................................. 32
3.2.1 Estratigrafia ....................................................................................... 33
3.2.2 Geologia Estrutural ........................................................................... 35
3.2.2.1Fase Dn ......................................................................................... 35
3.2.2.2Fase Dn+1 ..................................................................................... 35
3.2.2.3Fase Dn+2 ..................................................................................... 36
3.2.2.4Fase DN+3 .................................................................................... 36
3.2.3Metamorfismo .................................................................................... 36
3.2.4 Idades ................................................................................................. 37
3.3 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE PESQUISA ................................ 38
3.3.1 Litologias ........................................................................................... 38
3.3.2 Aspectos estruturais .......................................................................... 39
3.3.2.1 Estruturas primárias ..................................................................... 40
3.3.2.2 Primeira fase de deformação (Dn) ................................................ 40
3.3.2.3 Segunda fase de deformação (DN+1) ............................................ 41
3.3.2.4 Terceira fase de deformação (DN+2) ............................................ 41
3.3.2.5 Veios de quartzo............................................................................ 41
3.3.2.5.1 Veios de quartzo (V1) ................................................................. 42
3.3.2.5.2 Veios de quartzo (V2) ................................................................. 44
3.4 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ........................................................... 46
3.5 AGRADECIMENTOS............................................................................. 52
3.6 REFERÊNCIAS ....................................................................................... 53
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1. Mapa de localização e vias de acesso para área de pesquisa (Garimpo do Jonas) ...... 18
Figura 2. Mapa Geológico esquemático da Faixa de Dobramentos Paraguai (modificado de
Alvarenga e Trompette 1993), incluindo a localização da área de estudos. .............................. 23
Figura 3.Comparação entre as colunas estratigráficas propostas para o Grupo Cuiabá,
modificado de Tokashiki & Saes (2008). .................................................................................. 24
Figura 4. Mapa geológico regional incluindo a área de estudo, com destaque para a região do
alinhamento Cangas-Poconé, modificado de Alvarenga e Trompette (1993). .......................... 34
Figura 5 Litologias encontradas nas cavas pesquisadas. (A) Filito cinza homogêneo com seixo
pingado; (B) Filito cinza com clivagem ardosiana pervasiva (Sn); (C) Filito com seixo de granito
caído; (D) Metaritmito marcado pelas alternâncias de camadas centimétricas de filitos cinza,
filitos seríciticos e metarenitos; (E) Seixo de metarenito caído em filito cinza; (F) Metarenito
marrom de granulação fina a média. ....................................................................................... 39
Figura 6 Fotografias ilustrando o aspecto do acamamento sedimentar (S0) na área estudada.
(A) O S0 é definido por camadas centimétricas de filito e metarenitos com mergulho suave
para SE e está paralelo à clivagem ardosiana Sn. As ranhuras subverticais, presentes
principalmente na parte esquerda da foto, são marcas das pás dos tratores; (B) Detalhe do S0
definido por camadas centimetricas de filito e metarenitos. A clivagem ardosiana Sn
apresenta-se obliqua ao S0, como pode ser observado na parte superior da foto. Na camada
de metarenito situado na parte central da foto é possível observar a clivagem de crenulação
Sn+1. ...................................................................................................................................... 40
Figura 7 Estereogramas de isovalores de polo apresentando atitude das estruturas estudadas.
(A) Acamamento sedimentar (S0), com densidade máxima em 120/22; (B) Foliação Sn com
densidade máxima em 280/40; (C) Atitude preferencial da clivagem de crenulação/clivagem de
fratura (Sn+1) com densidade máxima em 110/68; (D) Atitude preferencial das fraturas Sn+2
com densidade máxima em 38/82 .......................................................................................... 42
Figura 8 Aspecto da clivagem ardosiana Sn nas rochas da área estudada em (A) filito cinza
definida pela orientação de filosilicatos e (B) em filitos com seixos caídos pela orientação de
filossilicatos e sombras de pressão dos clastos. ....................................................................... 43
Figura 9 Dobras da fase Dn, recumbentes, apertadas a isoclinais, anisopacas, alternando
formas na subclasse 1-c com a classe 3. São desenhas pelo acamamento e apresentam a Sn
como foliação de plano-axial. Essas dobras foram redobradas pela fase Dn+1, promovendo um
padrão de redobramento do tipo “laço” ou “convergente-divergente”. O plano subvertical no
centro da foto é uma junta relacionada à fase Dn+3................................................................ 44
Figura 10 Falha de empurrão relacionada à fase Dn. Esta falha é subparalela a foliação Sn. .... 45
Figura 11 Esquemas ilustrando a disposição da clivagem de crenulação Sn+1. (A) Ritmito
composto por camadas centimétricas de filitos e metasiltitos, as quais caracterizam S0,
paralela à qual ocorre clivagem ardosiana Sn. Tais superfícies foram deformadas pela clivagem
de crenulação Sn+1, visível no filito e discreta no metasiltito; (B) Intercalação entre filito e
metarenito fino, cujo contato define o S0. Posicionada paralela ao S0 ocorre a clivagem
ardosiana Sn, que no filito é definida por filossilicatos. Já no metarenito, além dos filossilicatos,
é definida por quartzo alongado. Essas superfícies são afetadas pela clivagem de crenulação
Sn+1, que sofre refração, apresentando mergulhos íngremes nas camadas de metasiltito e
médios nas camadas peliticas onde apresenta forma sigmoidal, essa situação se repete em (C).
............................................................................................................................................... 45
Figura 12 Dobras relacionadas à fase Dn+1 em várias escalas. Estas dobras são definidas pelas
superfícies de S0 e Sn. São normais, abertas a suaves, assimétricas, com plano-axial com
mergulho íngreme para sudeste, e eixo com caimento suave para N50E. (A) Escala decimétrica
com comprimento de onda com aproximadamente 5 m; base da foto com aproximadamente
30 m; (B) Escala métrica com comprimento de onda de 2,5 m; base da foto 4 m; (C) Escala
centimétrica com comprimento de onda de 30 cm; (D) Escala centimétrica com comprimento
de onda de 5 cm. .................................................................................................................... 46
Figura 13 Esquema ilustrando o padrão de interferência das dobras Dn e Dn+1. Como as
dobras das duas fases possuem eixos subparalelos e o plano-axial das dobras Dn+1 possui alto
ângulo em relação ao plano-axial das dobras Dn, tal padrão pode ser classificado como um
padrão de redobramento do tipo “laço”. ................................................................................ 48
Figura 14 Estruturas relacionadas à terceira fase de deformação. (A e C) Fraturas de porte
decamétrico que rompem as estruturas pretéritas; (B e D) Fraturas centimétricas relacionadas
à fase Dn+2. ............................................................................................................................ 49
Figura 15 Esquema de falha relacionada à fase Dn+2, classificada como normal devido a sua
separação ............................................................................................................................... 50
Figura 16 Esquema demonstrando a forma de ocorrência dos veios (V1), relacionados à
primeira fase de deformação. (A) Veios paralelos à clivagem ardosiana Sn, não dobrados. Na
parte superior esquerda da foto ocorrer uma dobra intrafolial, sin-Sn do veio de quartzo, com
o flanco inferior rompido; (B) Veios com forma sigmoidal em camada de metarenito
boudinada; os veios são controlados litologicamente, sendo restritos às camadas de
metarenito. (C) Veios de quartzo boudinados, também gerados nos estágios iniciais da fase Dn;
(D) Veios de quartzo definindo dobras recumbentes, semelhantes às definidas pelo
acamamento sedimentar S0; estas dobras apresentam a foliação Sn em posição plano-axial. . 50
Figura 17 Esquema demonstrando a forma de ocorrência dos veios V2 em afloramento e suas
relações com as estruturas anteriores. Veios V2, assim como as estruturas da terceira fase de
deformação (Dn+2), encontram-se em posição transversal às estruturas anteriores; o
acamamento sedimentar e a foliação Sn encontram-se paralelos entre si, assim como os veios
V1 e os veios V2 cortam todas as estruturas anteriores. .......................................................... 51
Figura 18 Esquema demonstrando a atuação de cada fase de deformação. (A) A disposição de
S0, marcado pelas variações de cor, granulação, mineralogia; (B) Nos estágios iniciais da
primeira fase de deformação (Dn) ocorreu a colocação dos veios de quartzo V1; (C) O auge da
deformação Dn, que formou dobras recumbentes tendo Sn como plano-axial dessas dobras;
(C1, C2 e C3) As diferentes formas em que os veios foram deformados; (D) A forma de
ocorrência da segunda fase de deformação, que formou dobras normais, assimétricas, abertas
a fechadas, tendo Sn+1 como plano-axial das mesmas; (E) A terceira fase de deformação, que
formou um conjunto de fraturas perpendicular às demais estruturas, que podem ou não ser
preenchidas por uma família de veios de quartzo (V2); tal família pode ser subdivida em duas
subfamílias de acordo com a orientação do mergulho. ............................................................ 52
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 1. Atuação das fases Deformacionais que atuaram na Baixada Cuiabana segundo alguns
autores. (modificado de Silva,1999). ....................................................................................... 26
17
1. INTRODUÇÃO
1.1. Apresentação do trabalho
A área de trabalho está situada em Cangas, distrito de Poconé, localizado na porção centro-
sul do estado de Mato Grosso, na região denominada Baixada Cuiabana. Esta região situa-se na Zona
Interna da Faixa de Dobramentos Paraguai, marcada pela ocorrência do Grupo Cuiabá que é
composto essencialmente por metasedimentos, metamorfizados em fácies xisto-verde e afetados por
deformações que originaram estruturas variadas, incluindo veios de quartzo portadores ou não de
mineralizações auríferas.
A Baixada Cuiabana vem sendo objeto de estudos acadêmicos e pesquisas com fins
lucrativos por décadas. Na década de 80, com a corrida do ouro em alta, esta região se tornou uma das
grandes produtoras de ouro do país e com isso aumentaram as pesquisas na região. Apesar do
conhecimento na região ter evoluído graças às pesquisas de Pires (1986), Del’Rey Silva (1990),
Alvarenga (1990), Alvarenga e Trompette (1993), Silva (1999), Tokashiki e Saes (2008), Barboza
(2008), Leão e Dall Oglio (2009), Beal (2013), alguns temas ainda são controversos, principalmente
o caráter polifásico da deformação e o controle estrutural dos veios de quartzo mineralizados.
1.2. Objetivos
O objetivo do presente trabalho é contribuir para a caracterização estrutural da Baixada
Cuiabana, incluindo estudo das estruturas geradas em cada fase de deformação, além da descrição dos
veios de quartzo, auríferos ou estéreis. Para tal, foi escolhida uma localidade produtora de ouro
denominada Mineração Cangas II ou também conhecida por Garimpo do Jonas.
1.3. Localização e Vias de Acesso
A região pesquisada está localizada no distrito de Cangas, que dista aproximadamente 80 km
da capital Cuiabá e cerca de 20 km de Poconé, do qual é distrito. O acesso é feito partindo de
Cuiabá/Várzea Grande pela BR-070, sentido Cáceres, por cerca de 20 km, onde se toma a rodovia
estadual MT-060. Segue-se nessa rodovia por aproximadamente 60 km até o Distrito de Cangas (Fig.
1). Após passar pelo distrito, seguindo pela mesma rodovia por cerca de 1 km, toma-se estradas
vicinais a esquerda para o acesso ao garimpo
18
Figura 1. Mapa de localização e vias de acesso para área de pesquisa (Garimpo do Jonas)
1.4. Aspectos Fisiográficos
1.4.1. Clima
O clima na Baixada Cuiabana, que engloba os municípios próximos a Cuiabá, dentre eles
Poconé e o Distrito de Cangas, é classificada como o tipo Aw na classificação de Koppen, chamado
também de Clima Tropical Sub-úmido (Barros et al. 1982). Esse é um clima de zonas tropicais e
relaciona-se com regiões de cota inferior a 400 metros. Barros et al. (1982) também afirma que esse
clima caracteriza-se por apresentar duas estações bem definidas: a seca, que vai de abril a outubro e a
chuvosa que vai de novembro a março. A média pluviométrica anual da região oscila em torno de
19
1.350 mm, com sazonalidade marcada por dois períodos bem distintos: o verão, onde são alcançados
os maiores índices pluviométricos, que oscilam entre 1.000 e 1.500 mm e o inverno, quando as chuvas
chegam a ser quase nulas. A temperatura média é de 26º C, com mínimas próximas a 15º e máximas
superiores a 32º C.
Segundo Luz et al. (1980) a região é afetada pela migração de massas de ar frio provenientes
do sul nos meses de junho a agosto. Essas massas de ar fazem a temperatura cair abaixo de 10º C. A
umidade relativa do ar varia muito, porém a média anual oscila em torno de 74%.
1.4.2. Hidrografia
A área de estudo pertence à Bacia Hidrográfica do Rio Paraguai (Matos e Carvalho 2000),
sendo drenada pelos rios Cuiabá, Bento Gomes, Pari e seus afluentes. As drenagens observadas na
área possuem um padrão retangular dendrítico, com cursos d´água, na maioria subsequentes. Segundo
Inocêncio (1988 in Broggi Jr. et al., 1994), estes rios serpenteiam pela Planície do Pantanal, revelando
a sua complexa hidrografia, devido às inundações e ao grande número de braços laterais que os rios
apresentam. Os drenos, em sua maioria, são intermitentes, secando no período de estiagem e
readquirindo características torrenciais no período chuvoso. Nas planícies aluviais e planícies
pantanosas ao longo do rio Cuiabá, a drenagem apresenta um estilo meandriforme, com leitos antigos
anastomosados.
1.4.3. Vegetação
A vegetação da região da Baixada Cuiabana é classificada como cerrado (Barros et al. 1982).
Caracterizado por um tapete gramínio-lenhoso contínuo, meado por árvores gregárias, geralmente
raquíticas, e palmeiras anãs, geralmente destruídas pelo fogo anual.
Segundo Souza (1989 in Matos e Carvalho, 2000), o município de Poconé encontra-se na zona
de transição entre o Cerrado e o Complexo do Pantanal. Foram identificados quatro sistemas de
vegetação na região de Poconé: Naturais, de Transição, Secundários e Artificializado (Almeida et al.
2000) Nos Sistemas Naturais ocorrem savana florestada, floresta estacional semidecidual, savana
parque, savana arborizada e savana gramíneo-lenhosa. Os Sistemas de Transição apresentam as
mesmas formações e também inclui-se, a floresta sempre verde sazonalmente inundável. Os Sistemas
Secundários e Artificializados correspondem a áreas que sofreram antrópica em diferentes formações
vegetacionais e graus de sucessão ecológica
1.4.4.Pedologia
Almeida et al. (2000), afirmam que na região estudada, predominam os tipos de solo,
Latossolo Vermelho-Escuro eptrófico, distrófico e eutrófico; Latossolo Vermelho-Amarelo,
20
epitrófico, álico e endopletroplínitico. Plintossolo endoeutrófico, epiálico, álico; Hidromóficos, Glei
Pouco Húmico eutrófico, endopetroplíntico endoálico, álico e Litólicos distrófico, endoálico e álico.
A área no entorno de Poconé é recoberta por solos saprolítico, laterítico hidromórfico, e por
plinto-solo-petroplíntico, apresentando em alguns pontos, a cobertura por latossolo de cor
avermelhada, terraços aluvionares com seixos lateríticos e quartzosos, com dimensões entre 2 e 25 cm
e são sub-angulosos com baixa esfericidade. Esses seixos lateríticos devem representar a destruição de
couraças lateríticas pretéritas, oriundas do embasamento que possui como principal rocha os filitos
que, quando intemperizados, dão origem a solos rasos (Broggi Jr. et al. 1994).
1.4.5. Geomorfologia
O município de Poconé está contido na feição geomorfológica denominada Baixada
Cuiabana, caracterizada por ser uma região baixa, como rochas de resistência variável aos processos
erosivos. A topografia é típica, onde é possível encontrar superfícies suavemente arredondadas,
geralmente não muito elevadas (40-50 metros do nível dos vales). Os rios ocupam vales estreitos,
como resultado de uma série de processos erosivos e são adaptados às direções estruturais das rochas
do Grupo Cuiabá (NE ou E-W).
A área de Poconé é limitada ao sul pelo Pantanal Matogrossensse, a oeste, nordeste e norte
pela Província Serrana e a leste pelo Planalto dos Guimarães. As altitudes variam pouco, entre 150 e
200 m, e é caracterizada pelo relevo de planície, que se desenvolveu sobre rochas Pré-Cambrianas que
sofreram forte deformação.
1.5. Método de Trabalho
O método de trabalho adotado para o desenvolvimento do presente trabalho foi dividida em
quatro etapas: etapa preliminar; etapa de aquisição de dados; etapa de tratamento de dados; etapa de
apresentação.
1.5.1. Etapa Preliminar
Esta etapa consta principalmente no levantamento bibliográfico com consulta de artigos,
dissertações de mestrado, teses de doutorado e trabalhos de conclusão de curso já realizados sobre a
Faixa Paraguai. Também foi realizada a análise e interpretação de fotos aéreas (LANDSAT), que
juntamente com um “campo de reconhecimento” definiu a área a ser estudada.
1.5.2. Etapa de Aquisição de Dados
Nesta etapa foram realizadas atividades para obtenção de dados através de mapeamento
geológico em escala de detalhe. Foram realizadas três etapas de campo, totalizando 21 (vinte e um)
21
dias, onde foram mapeadas duas grandes cavas (Fig. 1.1) e outras cavas menores dentro do mesmo
Garimpo.
Para localização das cavas e paredões, foi utilizado o GPS da marca Garmin Etrex para a
determinação das coordenadas UTM, com precisão de aproximadamente 3 metros, nas partes mais
altas das cavas, e cerca de 10 metros nas porções mais profundas.
Nas cavas os paredões foram medidos com trena de 10 metros, fotografados com câmera
Sony Cyber-Shot e orientados com bússola do tipo Clar. Foram observadas, catalogadas e medidas as
atitudes das estruturas planares, tais como: acamamento, foliação, clivagem de crenulação, clivagem
de fratura, fraturas, falhas e veios. Além da orientação, nos veios foram medidos espessura e
comprimento (quando possível).
1.5.3. Etapa de Tratamento de Dados
Para o tratamento de dados estruturais foi usado o Software Open Stereo, onde todos os
estereogramas apresentados encontram-se no hemisfério inferior. Para o tratamento das fotografias foi
utilizado o Software Corel Draw, versão X4. Para a confecção da presente dissertação, foi utilizado o
Software Microsoft Word 2013. Por fim, para a elaboração da apresentação pública foi realizado o
Software Microsoft Power Point 2013.
1.5.4. Etapa de Apresentação de Dados
Esta etapa consta na elaboração da dissertação de mestrado e defesa pública para a banca
examinadora. Os resultados obtidos por meio desta, foram submetidos e publicados na revista
Brazilian Journal of Geology, o trabalho foi intitulado: “Caracterização Estrutural do Domínio
Interno da Faixa Paraguai na Região de Cangas, Porção Centro-Sul do Estado de Mato Grosso”. A
publicação é pré-requisito para obtenção do título de Mestre em Geociências pelo Programa de Pós-
Graduação em Geociências da Universidade Federal de Mato Grosso.
22
2. GEOLOGIA REGIONAL
2.1. Contexto Geotectônico
A região de Poconé se situa na Faixa de Dobramentos Paraguai, que se insere na porção SW
da Província Tocantins. Estende-se por aproximadamente 1300 km de comprimento, bordejando as
porções leste e sudeste do Cráton Amazônico (Fig. 2). É composta de sedimentos dobrados e
metamorfizados, que em direção ao cráton apresenta coberturas sedimentares dobradas e falhadas,
mas não metamorfizadas. Aos poucos essas coberturas vão passando para rochas sedimentares pouco
deformadas correlatas às rochas da zona não metamórfica, que se estendem como coberturas no
interior do Cráton Amazônico. Almeida (1984) estabeleceu três domínios estruturais, mais tarde
renomeados por Alvarenga e Trompette (1993), como: (1) Zona Interna, intensamente dobrada e
metamorfizada, com intrusões graníticas; (2) Zona Externa, dobrada com pouco ou nenhum
metamorfismo; (3) Coberturas sedimentares de plataforma. Grande parte dessas rochas,
principalmente as da zona interna encontram-se recobertas por sedimentos das bacias do Parecis,
Paraná e Pantanal.
23
Figura 2. Mapa Geológico esquemático da Faixa de Dobramentos Paraguai (modificado de Alvarenga e Trompette
1993), incluindo a localização da área de estudos.
2.2. Estratigrafia
As rochas da área de pesquisas são componentes do Grupo Cuiabá, que vem sendo objeto de
estudos por muitos anos e os pesquisadores divergem sobre as subdivisões para a mesma, como
mostra a Figura 3.
Luz et al. (1980) propõem a existência de dois ambientes deposicionais para o Grupo
Cuiabá: as sub-unidades 1, 2, 3, 5 e 6 representam ambiente marinho onde as instabilidades
tectônicas deram origem a correntes de turbidez, e consequentes fluxos de lamas. Os mesmos autores,
sugeriram para as subunidades 4 e 7 um ambiente glácio-marinho, possivelmente associado a grandes
massas de gelo flutuantes.
Segundo Alvarenga (1984,1990) e Alvarenga e Saes (1992), a Faixa Paraguai pode ser
dividida em quatro grandes grupos crono-estratigráficos: Sequência Inferior, Sequência Média
Glácio-marinha Turbidítica, Sequência Média Carbonatada e Sequência Superior. Estes autores
verificaram também os aspectos sedimentológicos presentes nas zonas externa e interna da faixa,
24
mostrando a existência de uma passagem gradual de um ambiente glácio-marinho com correntes de
turbidez para um ambiente essencialmente turbidítico em sua zona mais interna, na região de São
Vicente.
Tokashiki e Saes, (2008), identificaram três unidades associadas ao conjunto sedimentar do
Grupo Cuiabá (Fig. 2.2). Estas unidades são separadas por importantes quebras no regime
deposicional (discordâncias), de forma que os autores supracitados formularam proposta para divisão
formal do Grupo Cuiabá em três formações: Campina de Pedras, Acorizal e Coxipó. Estas unidades
foram adotadas no presente trabalho.
Figura 3.Comparação entre as colunas estratigráficas propostas para o Grupo Cuiabá, modificado de Tokashiki &
Saes (2008).
2.2.1. Formação Campina de Pedras
Segundo Tokashiki e Saes (2008) a Formação Campina de Pedras corresponde às
Subunidades 1 e 2 de Luz et al. (1980) e a unidade inferior de Alvarenga (1988). É composta da base
para o topo de uma sucessão deposicional granocrescente de filitos, filitos grafitosos, intercalações de
metarenitos com ciclos de Bouma incompletos, mármores calcíticos e metagrauvacas feldspáticas.
Ainda segundo esses autores, a análise faciológica da Formação Campina de Pedras sugere
um contexto deposicional de lagos profundos, com clima tropical a semi-árido, assoreados por deltas
que carreavam detritos do Cráton Amazônico expostos nas ombreiras de bacias tipo rift, instaladas
nos primórdios da fragmentação do Supercontinente Rodínia (<1,0Ga). Separando esta sucessão das
subunidades sobrepostas ocorre um contato abrupto, e uma notável mudança litológica, o que
configura importante quebra no regime deposicional e climático, provavelmente envolvendo
discordância estratigráfica.
25
2.2.2. Formação Acorizal
A Formação Acorizal (Almeida 1964), corresponde às sub-unidades 3, 4 e 5 de Luz et al.
(1980) e à Fácies Intermediária da Unidade Média Turbidítica Glácio-marinha de Alvarenga (1988).
Almeida (1964) adotaram está formação como unidade basal do Grupo Jangada e abriga as formações
Engenho, Bauxi e Marzagão.
Segundo Tokashiki e Saes (2008) essa formação é composta por depósitos gradacionais
rítmicos com intercalações subordinadas de metaritmitos com clastos pingados, quartzitos e
metadiamictitos maciços. Os metadiamictitos são variados quanto ao seu aspecto, destacando- se um
nível marcante pela coloração cinza-arroxeada da sua matriz, que vai tendo sua espessura reduzida,
desaparecendo por completo nos arredores de Poconé e Cuiabá. Este nível de metadiamictitos foi
registrado por Almeida (1964), que lhe atribuiu a denominação de Formação Engenho constituinte do
Grupo Jangada, que foi redenominada como Fácies Engenho por Tokashiki e Saes (2008), e
individualizado por Luz et al. (1980) como sub-unidade 4. Os metaritmitos com clastos pingados do
alinhamento Cangas-Poconé foram denominados de Fácies Cangas por Tokashiki e Saes (2008) e
interpretados como variação faciológica cronocorrelata da Fácies Engenho, em virtude da sua posição
estratigráfica (contato entre as sub-unidades 3 e 5 de Luz et al. 1980) e conspícuo caráter glaciogênico
de ambas.
2.2.3. Formação Coxipó
A Formação Coxipó foi inicialmente proposta por Guimarães e Almeida (1972). Tokashiki e
Saes (2008) utilizaram o termo para designar uma sucessão composta predominantemente por filitos
conglomeráticos, metarenitos, quartzitos, mármores e metadiamictitos petromíticos, que apresentam
uma considerável variação litológica em toda sua área de ocorrência. A Formação Coxipó
corresponde parcialmente à Formação Marzagão de Almeida (1964), às sub-unidades 6 e 7 de Luz et
al. (1980) e à Fácies Proximal da Unidade Turbidítica Glácio-marinha de Alvarenga (1988). Essa
Formação abriga a Fácies Guia, composta de mármores calcíticos e dolomíticos que afloram na
Sinclinal da Guia e também os quartzitos que formam os alinhamentos de Serra que vão da Serra de
São Vicente até Barão de Melgaço.
2.3. Geologia Estrutural
Em estudos prévios da Faixa Paraguai, na região da Baixada Cuiabana e Província Serrana
descrevem a atuação de várias fases de deformação desenvolvidas durante o ciclo Brasiliano. Luz et
al. (1980) caracterizam três fases de deformação coaxiais sucessivas, diferente da proposta de Pires et
al. (1986), que descrevem duas fases coaxiais e uma transversal. Del’Rey Silva (1990) baseado em
Pires et al. (1986), caracteriza um regime de cisalhamento simples, responsável por três fases de
dobramentos e uma quarta fase ortogonal. Alvarenga (1986; 1990) e Alvarenga e Trompette (1993)
26
descrevem a existência de quatro deformações sucessivas que representariam estágios de um mesmo
evento deformacional, e descreve a primeira e a segunda fase como sendo as mais intensas. Barboza
(2008) apresenta um modelo com três fases de deformação sendo que a segunda fase englobaria a
segunda e a terceira de Silva (1999), Alvarenga e Trompette (1993).
Tabela 1. Atuação das fases Deformacionais que atuaram na Baixada Cuiabana segundo alguns autores.
(modificado de Silva, 1999).
Alvarenga e Trompete (1993) afirmam que as deformações superpostas (D1 a D4) que
afetaram as rochas da Faixa Paraguai são de caráter contínuo e possuem idade Brasiliana, sendo que a
fase D1 é apresentada em toda a faixa; as fases D2 e D3 apresentam caráter local e são caracterizadas
por clivagens de crenulação, e a fase D4 é tardi-orogenética de caráter rúptil.
Silva (1999) em seus estudos de estruturas das rochas do Grupo Cuiabá, na Baixada
Cuiabana em escala micro, meso e macroscópicas, caracterizou com base em critérios de
superposição o efeito de quatro fases de deformação. A proposta de Silva (1999) se assemelha a
proposta de Alvarenga e Trompette (1993) quanto às quatro fases de deformação, o que as diferencia
é a ocorrência ou não de uma fase Pré-Dn. Alvarenga e Trompette (1993) afirmam a existência dessa
fase Dn pela ocorrência de veios de quartzo dobrados, paralelos a Sn, que os autores afirmam que
foram encaixados antes do início do metamorfismo, assim como afirmam Luz et al. (1980). Silva
(1999) afirma que os mesmos veios, ocorreram no início da fase Dn, ou seja, antes do auge da
deformação, que teria ocorrido nos estágios finais de Dn, por isso estariam dobrados e que essas
estruturas formadas antes da deformação são atectônicas.
Segundo Silva (1999), a feição estrutural marcante nas rochas do Grupo Cuiabá é a foliação
Sn, que em geral se apresenta como uma clivagem ardosiana, tanto nas rochas pelíticas, quanto nas
quartzosas e diamictíticas. Por vezes apresenta-se como uma clivagem de crenulação apertada, cuja
superfície crenulada ainda carece de maiores investigações. Sobre a clivagem Sn são reconhecidas as
27
clivagens de crenulação Dn+1 e Dn+2 ambas coaxiais à primeira, diferindo na orientação dos seus
planos axiais. Enquanto a foliação Sn+1 plano axial das dobras Dn+1 tem caimento em baixo ângulo
para NW, os planos axiais das dobras Dn+2 são orientados para SE. Ocorrem ainda dobras Dn+3 de
grande comprimento de onda, associadas à fraturamento de direção NW, mergulho vertical para NE
ou SW.
2.3.1. Fases Deformacionais
2.3.1.1. Fase D1/Dn
As estruturas relacionadas a esta fase são observadas na Zona Interna e na Zona Externa.
Alvarenga e Trompette (1993) descrevem que as dobras associadas a Dn são abertas na zona externa,
e passam a ser fechadas, inversas e isoclinais na zona interna.
A foliação Sn é descrita por Alvarenga e Trompette (1993) como uma clivagem plana axial
associada às dobras Dn, bem desenvolvidas na zona interna, mostrando uma penetratividade mais
forte nas direções leste e sul. Os mesmos autores afirmam que a clivagem Sn é mais penetrativa nas
rochas filossilicáticas (filitos e metadiamictitos), e menos penetrativas nas rochas mais competentes
(rochas carbonáticas, quartzíticas ou conglomeráticas). Silva (1999) descreve que esta foliação
descreve um leque ao longo de um perfil de NW para SE. Na parte NW nas proximidades da cidade
de Jangada Sn apresenta mergulhos médios (40-60°) para SE, na região da Guia passa a subvertical, e
nas proximidades de Cuiabá apresenta mergulhos para NW entre 40-60º. Barboza (2008) afirma que a
foliação Sn é plano axial de grandes dobras recumbentes e isoclinais de grande amplitude e nelas tem-
se a impressão de que o S0 e Sn são paralelos. O acamamento se encontra fraturados e dobrados por
deformações posteriores.
Barboza (2008) afirma que as lineações podem ser de dois tipos: (i) lineação de intersecção,
visualizadas nos planos de S0 representam a intersecção entre esta superfície e Sn, são geralmente
paralelas ao eixo das dobras e mostram suave caimento ora para NE, ora para SW.
Alvarenga e Trompette (1993) afirmam a existência de duas famílias de veios de quartzo
relacionadas a fase de deformação Dn. A primeira família foi anterior à deformação, foi dobrada pela
fase D1. A segunda foi contemporânea a D1 e dispõe-se paralelamente a Sn.
Silva et al. (2002), afirma que os veios tipo 1, relacionados a primeira fase de deformação,
são paralelos ao acamamento, geralmente tabulares, formado por quartzo leitoso e dobrados com
foliação Sn plano axial.
2.3.1.2. Fase D2/Dn+1
Esta fase foi reconhecida por Alvarenga (1986; 1990), Alvarenga e Trompette (1993), Silva
(1999) e Barboza (2008), como mostra a Tabela 1. É restrita a zona interna da Faixa Paraguai,
28
principalmente nas regiões de Cuiabá e a WNW de Poconé. Apresenta-se como uma clivagem de
crenulação e desenvolve-se nos pelitos onde é marcada pela recristalização e reorientação de
filossilicatos. Nas rochas arenosas essa clivagem é fracamente marcada ou ausente. Barboza (2008)
descreve uma clivagem de fratura nas rochas mais arenosas e uma clivagem de crenulação nas rochas
pelíticas como sendo relacionadas a essa fase de deformação e afirma que essa diferença pode se dar
pela diferença de competência entre as camadas.
2.3.1.3. Fase D3/Dn+2
A principal estrutura relacionada a esta fase de deformação é clivagem de crenulação que se
mostra penetrativa nos pelitos e superficial nos metasiltitos ocorrendo com mais frequência que a fase
anterior, porém com menos penetratividade (Silva, 1999). Alvarenga e Trompette (1993) descrevem
dobras Dn+2 abertas a fechadas, com sentido da vergência para W-NW. Localmente mostram-se
associadas a dobras de arrasto com clivagem de crenulação e kinks. A NNE da cidade de Cuiabá, as
dobras são substituídas por kinks. Pires et al. (1986) descrevem uma marcante lineação Ln+1 entre
SnxSn+2.
Segundo Alvarenga e Trompette (1993), no bloco localizado entre Cangas e Poconé, as
dobras D3 são desenhadas como drags de zona de falha com clivagens de crenulação e kinks
associados. A análise microscópica da clivagem S3 mostra o desenvolvimento de micro kink bands
deformando os planos S1.
2.3.1.4. Fase D4/Dn+3
Esta fase, é descrita por Pires et al. (1986), Del Rey Silva (1990) e Alvarenga (1986; 1990),
Alvarenga e Trompette (1993), Silva (1999) e Barboza (2008). Está relacionada a ondulações de
grande comprimento de onda, reconhecidas em escala de mapa com eixos perpendiculares aos trends
da faixa de dobramentos. Localmente, é descrito um traço estrutural marcante, representado por um
forte fraturamento de direção N50-70W com mergulhos verticais e subverticais.
Alvarenga e Trompette (1993) reconhecem a existência desta fase de deformação no Granito
São Vicente. A presença desse fraturamento no Granito São Vicente indica que o mesmo ocorreu após
o resfriamento das rochas do Grupo Cuiabá e do granito. Considerando o caráter tardi-tectônico da
intrusão graníüca, o fraturamento D4 foi o último registro dos efeitos da Orogênese Brasiliana
associado ao estágio rúptil e distensivo, como consequência do resfriamento.
Pires et al. (1986), Alvarenga (1986, 1990), Alvarenga e Trompette (1993) descrevem veios
de quartzo que possuem espessura variáveis, sendo considerada tardi-orogênica e portadora das
mineralizações auríferas da região.
29
2.4. Metamorfismo
O metamorfismo que afetou as rochas do Grupo Cuiabá não ultrapassou a fácies xisto-verde,
zona da clorita e localmente zona da biotita.
Almeida (1984) cita os seguintes minerais como sendo produto do metamorfismo: sericita,
clorita, epidoto, muscovita, grafita, pirita, albita, microclínio, hematita, magnetita e rutilo. Nas rochas
da zona externa, o metamorfismo é muito fraco e em alguns pontos inexistente.
Almeida (1964) afirma que o metamorfismo regional aumenta de NW para SE e das rochas
mais novas para as mais velhas, e relaciona o metamorfismo com a intensidade da deformação e
profundidade de soterramento.
Alvarenga (1990) mediu a intensidade do metamorfismo em função da cristalinidade da ilita.
Suas conclusões mostram que há um aumento no grau metamórfico de NW para SE da zona externa
para zona interna. A cristalinidade da ilita indica que no geral o metamorfismo da zona interna não
ultrapassou a epizona, enquanto o da zona externa não ultrapassou a anquizona.
Silva et al 2002, reconheceram 3 associações mineralógicas distintas para a Baixada
Cuiabana, características de um metamorfismo na fácies xisto-verde baixo, entre as zonas da clorita e
da biotita, são elas: 1 – clorita+muscovita+quartzo; 2 – Clorita+biotita+muscovita+ quartzo; 3 –
biotita+muscovita+quartzo. Este zoneamento metamórfico é marcado pela passagem gradual de
clorita por biotita, de NE para SW, sugerindo um aumento no grau metamórfico neste sentido.
As variações mineralógicas observadas na área são interpretadas como reflexo do
metamorfismo regional progressivo representando um gradiente com a exposição de rochas de mais
altas temperaturas a SW e mais baixa para NE. As isogradas obtidas a partir da distribuição de
minerais e índices em mapa truncam os dois flancos da antiforma de Bento Gomes, que é formada por
Dn. Silva et al 2002 concluem que o auge do metamorfismo na Baixada Cuiabana ocorreu em Dn,
porém após a configuração inicial da antiforma.
2.5. Magmatismo
O Grupo Cuiabá, em sua área exposta mais afastada do Cráton Amazonico, apresenta plútons
tardi-orogênicos, de composição granítica, granodioritica ou adamelítica que ocorrem nas áreas mais
internas da Faixa. O plútons mais famoso e estudado é o Granito São Vincente, um batólito cuja
composição se assemelha a de um adamelito (Hasui e Almeida, 1970). Del’Arco et al. (1981),
referem-se a presença de vulcânicas de composição ácida a intermediária, cogenéticas ao Granito São
Vicente, nas rochas do Grupo Cuiabá, na localidade de Mimoso, datadas em 480 Ma pelo método
Rb/Sr.
30
O batólito São Vicente ocupa uma área de aproximadamente 430 km2, com um diâmetro de
aproximadamente 35 km e consiste em dois corpos graníticos conectados em profundidade e
separados por um “canal” de rochas metasedimentares. O Granito está intrudido em filitos, quartzitos,
metaritmitos do Grupo Cuiabá (Almeida, 1954; Almeida e Mantovani,1975)
Ocorrem também intrusões graníticas pós-cinemáticas no Grupo Cuiabá, que se expõem
parcialmente ao longo de estreita faixa entre a Bacia do Pantanal e a do Paraná, como por exemplo, os
Granitos Taboco (Penalva, 1971 in Almeida 1984) e Coxim, datados em 453 Ma pelo método K/Ar
por Beuriem (1956 in Luz et al. 1980).
2.6. Idades
As rochas ultramáficas do Planalto da Serra intrudiram os metarenitos, metasiltitos e xistos
do Grupo Cuiabá e foram datados em Ar/Ar, Rb/Sr e Sm/Nd por De Min et al, (2013) em torno de
600 ma, idade essa que representa uma idade de Ediacariano (630-542 Ma) e que indica o inicio da
deformação e do metamorfismo de baixo grau que afetou o Grupo Cuiabá tem idade superior a 600
Ma, provavelmente na transição do Criogeniano e do Ediacariano.
Baseado em idades U-Pb, McGee et al, (2010) concluíram que o Granito São Vicente foi
intrudido em torno de 518±4Ma. Esses valores provem uma idade mínima para a deformação e da
Faixa Paraguai nessa região e, portanto consiste na acresção final da parte Sul-americana do
supercontinente Gondwana.
31
3. ARTIGO SUBMETIDO À BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY
Caracterização estrutural do domínio interno da
Faixa Paraguai na região de cangas, porção centro-
sul do Estado de Mato Grosso Structural characterization of the internal domain of Paraguai Belt, in the Cangas
region, south central portion of Mato Grosso, Brazil Bruno de Siqueira Costa¹, Carlos Humberto da Silva²*, Ana Cláudia Dantas da Costa
2
RESUMO: O estudo das estruturas das rochas do Grupo Cuiabá, na região de Cangas, permitiu a identificação
de três fases de deformação. A principal estrutura relacionada à primeira fase de deformação é uma clivagem
ardosiana, paralela à estratificação e ao plano-axial de dobras recumbentes, com orientação 120/27. Nos estágios precoces desta fase foi gerada uma família de veios de quartzo (V1) disposta paralela às suas
estruturas, sendo, em sua maioria, deformada. A segunda fase de deformação formou uma clivagem espaçada
(Sn+1), plano-axial de dobras normais, abertas a suaves e assimétricas e com orientação preferencial 110/68. A
terceira fase de deformação é representada por um conjunto de fraturas de porte centimétrico a decamétrico e falhas com rejeitos métricos, que cortam todas as estruturas anteriores e têm orientação preferencial 35/82.
Relacionada a esta fase de deformação ocorre uma segunda família de veios de quartzo (V2), que preenche as
fraturas relacionadas à Dn+2 e pode (ou não) ser portadora de mineralizações auríferas.
PALAVRAS-CHAVE: Grupo Cuiabá; fases de deformação; veios de quartzo.
ABSTRACT: The structural study of rocks in the district of Cangas showed the identification of three phases of deformation for the Cuiabá Group in this region. The main structure oriented 120/27 is related to the first
phase of deformation defined by a slate cleavage, parallel to the bedding and to the axial plane of recumbent
folds. In the early stages of this phase a family of quartz veins (V1) was generated, arranged parallel to the structures of this phase of deformation, being all almost deformed. The second phase of deformation formed a
crenulation cleavage (Sn+1), axial plane of opened to gentle and asymmetric normal folds, with preferential
orientation 110/68. The third phase of deformation is represented by a set of centimetric to decametric scale
fractures and faults with metric slip that cut all previous structures, with orientations 35/82. Related to this phase of deformation occurs a second family of quartz veins (V2), which fills the fractures related to Dn+2 and
may or may not be carrying gold mineralization.
KEYWORDS: Cuiabá Group; deformation phases, quartz veins
¹Programa de Pós-Graduação em Geociências, Instituto de Ciências Exatas e da Terra – ICET, Universidade Federal de Mato Grosso – UFMT, Cuiabá (MT), Brasil. E-mail: [email protected]
²Departamento de Geologia Geral, Instituto de Ciências Exatas e da Terra – ICET, Universidade Federal de Mato Grosso –
UFMT, Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica, Cuiabá (MT), Brasil. E-mails: [email protected];
*Autor correspondente.
Manuscrito ID: 30136. Recebido em: 21/07/2014. Aprovado em: 23/02/2015.
32
3.1 INTRODUÇÃO
O Distrito de Cangas está localizado, em termos geotectônicos, na zona
estrutural interna da Faixa de Dobramentos Paraguai, a sudeste do Cráton Amazônico.
A área de estudo (Fig. 4) está localizada na região centro-sul do Estado de Mato
Grosso, nas proximidades de Cangas, distrito da cidade de Poconé, do qual se distancia
cerca de 20 km, e está a aproximadamente 80 km da capital Cuiabá. Nos arredores de
Cangas existem várias cavas a céu aberto e o alinhamento destas cavas marca um
importante trend mineralizado, com orientação N35°-40°E, denominado alinhamento
Cangas-Poconé por Paes de Barros et al. (1998). Apresenta um forte sinal magnético,
evidenciando um controle lito-estrutural (Leão e Dall’Oglio 2009).
O presente trabalho teve como objetivo realizar a caracterização estrutural de
uma localidade produtora de ouro, denominada Garimpo do Jonas ou Mineração Cangas
II (Fig. 4), por meio de um mapeamento das cavas produtoras de ouro, e contribuir para
o conhecimento da evolução estrutural dessa região da Baixada Cuiabana.
3.2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
A área estudada situa-se na Faixa Paraguai que ocupa a porção ocidental da
Província Tocantins (Fig. 4). Tal faixa apresenta-se em grande parte encoberta pelos
sedimentos das Bacias do Paraná, Parecis e Pantanal. Almeida (1984) estabeleceu três
domínios estruturais, mais tarde renomeados por Alvarenga e Trompette (1993) como:
1. Zona Interna, intensamente dobrada e metamorfizada, com intrusões
graníticas;
2. Zona Externa, dobrada com pouco ou nenhum metamorfismo;
3. Coberturas sedimentares de plataforma. Nesta concepção a área de estudo
encontra-se na Zona Interna.
A Zona Interna da Faixa Paraguai, na região da Baixada Cuiabana, vem sendo
objeto de estudos há décadas, os principais trabalhos são: Luz et al. (1980), Alvarenga
(1984, 1988), Alvarenga e Saes (1992), Pires et al. (1986), Del’Rey Silva (1990),
Alvarenga e Trompette (1993), Silva (1999), Silva et al. (2002) Beal (2013). Na região
do alinhamento Cangas-Poconé, os trabalhos realizados são raros, mais especificamente
Silva (1999), Tokashiki e Saes (2008), Barboza (2008), Leão e Dall’Oglio (2009).
33
3.2.1 Estratigrafia
Tokashiki e Saes (2008) identificaram três unidades associadas ao conjunto
sedimentar do Grupo Cuiabá. Essas unidades são separadas por importantes quebras no
regime deposicional (discordâncias), de forma que os autores supracitados formularam
proposta para divisão formal do Grupo Cuiabá em três formações: Campina de Pedras
(filitos, filitos grafitosos, intercalações de metarenitos com ciclos de Bouma
incompletos, mármores calcíticos e metagrauvacas feldspáticas), Acorizal (depósitos
rítmicos com intercalações subordinadas de metaritmitos com seixos caídos, quartzitos e
metadiamictitos maciços) e Coxipó
34
Figura 4. Mapa geológico regional incluindo a área de estudo, com destaque para a região do
alinhamento Cangas-Poconé, modificado de Alvarenga e Trompette (1993).
(filitos conglomeráticos, metarenitos, quartzitos, mármores e metadiamictitos petromíticos).
Essas unidades foram adotadas no presente trabalho.
35
2.2 Geologia Estrutural
3.2.2.1Fase Dn
É de consenso que esta fase é a principal responsável pela estruturação das
rochas do Grupo Cuiabá. Esta fase de deformação desenvolveu uma foliação Sn,
descrita como uma foliação plano-axial das dobras Dn, mais penetrativa em rochas
pelíticas e menos penetrativa nas rochas psamíticas.
Com base na variação da atitude da foliação principal, Silva (1999) dividiu o
Grupo Cuiabá em dois domínios para facilitar a descrição de suas estruturas: Domínio
NW (DNW), onde a foliação Sn mergulha para SE, e Domínio SE (DSE), no qual a
foliação mergulha para NW. Tal subdivisão baseia-se no mergulho de Sn, o que reflete
na orientação de dobras Dn, das quais essa clivagem é plano-axial. No DNW, as dobras
são inclinadas a invertidas, abertas a fechadas com eixos orientados segundo N30-
45E/10-15 e planos-axiais com mergulhos variando entre N45-60E/50- 67SE.
Progressivamente, Sn verticaliza-se em direção ao limite com o domínio SE, as dobras
neste limite passam às normais com o plano-axial íngreme, orientado em N45-
60E/vertical.
As lineações mais expressivas relacionadas à Dn, citadas por Luz et al. (1980) e
Pires et al. (1986), são: a lineação de interseção entre S0 x S1 (Li) e o eixo das dobras
F1, ambos orientados em N40E a N50E com caimento 5º a 10º.
Luz et al. (1980) sugerem que os veios de quartzo subconcordantes com o
acamamento teriam sido gerados durante um evento pré-Dn, visto que se encontram
dobrados nesta fase. Entretanto, Silva (1999) propõe que esses veios possam ter se
desenvolvido precocemente na fase Dn, registrando um estágio de dobramento flexural
com deslizamento intraestratal.
3.2.2.2Fase Dn+1
Descrita por Alvarenga (1986, 1990), Alvarenga e Trompette (1993) e Silva
(1999), restringe-se à zona interna principalmente nas regiões de Cuiabá e Poconé,
apresenta-se como uma clivagem de crenulação (Sn+1) com orientação N45-50E/35-
50NW.
Silva (1999) descreve as dobras relacionadas a esta fase como sendo apertadas a
fechadas com linhas de charneira paralelas às das estruturas mais antigas (Dn), com
caimentos suaves para NE e, às vezes, para SW.
36
Barboza (2008) descreve uma clivagem de fratura Sn+1 e uma clivagem de
crenulação como sendo produtos de uma mesma fase de deformação e que essa
diferença ocorre pela competência das camadas.
3.2.2.3Fase Dn+2
Segundo Silva (1999), a fase Dn+2 caracteriza-se por clivagem de crenulação
que deforma a clivagem ardosiana Sn e é plano-axial de dobras inclinadas, abertas a
suaves e linhas de charneira com caimentos suaves para NE ou para SE. A atitude varia
N30-70E/40-60ºSE. Segundo Leão e Dall’Oglio (2009), a foliação Sn+2 é observada de
forma restrita, sendo representada por uma clivagem de fratura. Nos metarenitos a
clivagem de fratura rompe os planos S0 e Sn.
Alvarenga e Trompette (1993) descrevem dobras Dn+2 como abertas a fechadas,
raramente recumbentes, com sentido da vergência para W-NW (Del Rey Silva 1990).
Localmente mostram-se associadas a dobras de arrasto com clivagem de crenulação e
kinks associados. Esses autores não observaram recristalização de filossicatos associada
a esta fase.
3.2.2.4Fase DN+3
Esta fase é descrita por Pires et al. (1986), Del’Rey Silva (1990), Alvarenga
(1986, 1990) e Alvarenga e Trompette (1993), sendo que os últimos autores relacionam
a dobras de grande comprimento de onda, reconhecidas em escala de mapa e com eixos
perpendiculares aos trends da faixa de dobramentos.
Silva (1999) descreve um forte fraturamento, paralelo ao plano-axial das dobras
Dn+3, o que evidencia o caráter raso desta fase de deformação. Pires et al. (1986),
Alvarenga (1986, 1990) e Alvarenga e Trompette (1993) descrevem veios de quartzo
paralelos a essas estruturas, com espessura variável de alguns centímetros a 1 m,
considerados como tardi-orogênicos. Segundo esses autores, tais veios são os portadores
das mineralizações de ouro da Baixada Cuiabana.
3.2.3Metamorfismo
O metamorfismo das rochas do Grupo Cuiabá na Baixada Cuiabana é de fácies
xisto verde, conforme atestam estudos conduzidos por Silva (1999) e Silva et al. (2002),
que reconheceram três associações minerais distintas entre as zonas da clorita e da
biotita, são elas:
1. clorita + muscovita + quartzo;
37
2. clorita + biotita + muscovita + quartzo;
3. biotita + muscovita + quartzo.
Segundo os autores supracitados, as variações mineralógicas observadas na área
são interpretadas como reflexo do metamorfismo regional progressivo representando
um gradiente com a exposição de rochas de mais altas temperaturas a SW e mais baixas
para NE. As isogradas obtidas a partir da distribuição de minerais-índice em mapa
truncam os dois flancos da antiforma de Bento Gomes, que é formada por Dn. Os
autores concluem que o auge do metamorfismo na Baixada Cuiabana ocorreu em Dn,
porém após a configuração inicial da antiforma.
3.2.4 Idades
A idade de deposição das rochas da Faixa Paraguai foi determinada por
Babisnski et al. (2013), que estudaram as rochas da Formação Puga, que é
correlacionada às rochas do Grupo Cuiabá. Esses autores dataram zircões detríticos pelo
método U-Pb SHRIMP, tendo obtido idades entre 706 e 1.990 Ma. O zircão mais novo
foi datado em 706 ± 9 Ma, restringindo, assim, a idade máxima de deposição para a
Formação Puga. A proveniência dos sedimentos da Faixa Paraguai foi investigada por
Dantas et al. (2009) por meio da assinatura isotópica Nd. Os autores relatam que as
rochas siliciclásticas apresentam idades modelo TDM em ca. 2,3 – 1,5 Ga e εNd
fortemente negativa (T) com valores de -11 a -6, revelando mudanças sedimentares na
origem. Consideram que as rochas da Faixa Paraguai originaram a partir de fontes
Paleo- a Mesoproterozoicas presentes no Cráton Amazônico.
As rochas ultramáficas do Planalto da Serra representam um evento extensional
e são intrusivas em metarenitos, metasiltitos e xistos do Grupo Cuiabá. Foram datadas
pelos métodos Ar/Ar, Rb/Sr e Sm/Nd por De Min et al. (2013) no Ediacarano, em torno
de 600 Ma. Indica que a deformação e o metamorfismo de baixo grau que afetaram o
Grupo Cuiabá têm idade superior a 600 Ma. Baseados em idades U-Pb, McGee et al.
(2010) concluíram que a intrusão do Granito São Vicente, pós-tectônico, ocorreu há
cerca de 518 ± 4 Ma. Esses valores proveem uma idade mínima para a deformação da
Faixa Paraguai nessa região e representariam a aglutinação final do oeste Gondwana.
38
3.3 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE PESQUISA
3.3.1 Litologias
No Garimpo do Jonas é reconhecida uma sucessão de rochas metassedimentares
de origem detrítica, arranjadas de uma maneira complexa, com intercalações de ciclos
de sedimentação muitas vezes inferiores a 1,0 m de espessura. Simplificadamente
definida pela predominância de um determinado litotipo.
As litologias predominantes são filitos que apresentam granulação fina a muito fina, por
vezes homogêneos (Fig. 5A) ou laminados (Fig. 5B). São reconhecidos filitos
serecíticos de coloração cinza e filitos carbonosos de coloração cinza escura; podem
conter seixos de origem e tamanhos variados, podendo ser de: granitos (Fig. 5C), meta-
renitos (Fig. 5E), mármores, anfibolitos, filitos e gnaisses. Outras litologias frequentes
são metarenitos (Fig. 5F) que apresentam coloração marrom com variações locais de
coloração para amarelado ou esbranquiçado; apresentam granulação fina a média,
preservada do protólito sedimentar. Ainda é observada uma intercalação de escala
centimétrica de filitos sericíticos, filitos carbonosos e metarenitos, informalmente
designada de metaritmito (Fig. 5D). Essas litologias se enquadram na Formação
Acorizal de Tokashiki e Saes
39
Figura 5 Litologias encontradas nas cavas pesquisadas. (A) Filito cinza homogêneo com seixo
pingado; (B) Filito cinza com clivagem ardosiana pervasiva (Sn); (C) Filito com seixo de granito
caído; (D) Metaritmito marcado pelas alternâncias de camadas centimétricas de filitos cinza, filitos
seríciticos e metarenitos; (E) Seixo de metarenito caído em filito cinza; (F) Metarenito marrom de
granulação fina a média.
(2008), mais especificamente Membro Cangas de Beal (2013). Considera-se que
essas rochas foram depositadas em um ambiente transicional de continental lacustre —
marinho durante a fase de expansão (sin-rift) da Bacia sobre a ação glacial (Beal 2013).
3.3.2 Aspectos estruturais
Em geral, as cavas apresentam direção NW-SE, perpendiculares à estruturação
preferencial da Faixa Paraguai e cerca de 200 m de comprimento por aproximadamente
40
100 m de largura, em média 80 m de profundidade. O comprimento das cavas está
condicionado pela ocorrência do alinhamento Cangas-Poconé.
3.3.2.1 Estruturas primárias
São estruturas formadas antes da primeira fase de deformação e metamorfismo
por processos sedimentares. A identificação dessas estruturas tem grande importância
na determinação da sequência de eventos que afetaram a área de estudo. Na região de
Cangas, a estrutura primária mais evidente é o acamamento sedimentar (S0), que pode
ser observado por variações de cor, granulação e ou mineralogia (Figs. 6A e 6B). O
acamamento sedimentar desenha as dobras relacionadas à fase Dn possuindo orientação
preferencial 120/27 (Fig. 7A).
Figura 6 Fotografias ilustrando o aspecto do acamamento sedimentar (S0) na área estudada. (A) O
S0 é definido por camadas centimétricas de filito e metarenitos com mergulho suave para SE e está
paralelo à clivagem ardosiana Sn. As ranhuras subverticais, presentes principalmente na parte
esquerda da foto, são marcas das pás dos tratores; (B) Detalhe do S0 definido por camadas
centimetricas de filito e metarenitos. A clivagem ardosiana Sn apresenta-se obliqua ao S0, como
pode ser observado na parte superior da foto. Na camada de metarenito situado na parte central da
foto é possível observar a clivagem de crenulação Sn+1.
3.3.2.2 Primeira fase de deformação (Dn)
Esta fase de deformação é a que atuou com mais intensidade em todas as rochas do
Grupo Cuiabá, incluindo as da área de estudo. O principal produto desta fase de
deformação é a foliação Sn, uma clivagem ardosiana marcada pela orientação de
minerais filossilicáticos nos filitos e metaritmitos (Fig. 8). O estereograma da Fig. 7B
mostra a atitude da foliação Sn, com orientação preferencial 280/40.
As dobras relacionadas a esta fase de deformação são dobras mesoscópicas,
recumbentes, apertadas a isoclinais, anisopacas, alternando formas na subclasse 1-c com
41
a classe 3 e com dimensões médias de 3 – 5 m de comprimento de onda por 8 – 10 m de
amplitude com eixos orientados 190 – 215/02 – 05 (Fig. 9). São definidas pelo
acamamento sedimentar e apresentam a foliação Sn na posição plano-axial. Como são
recumbentes, essas duas superfícies são paralelas, com exceção das zonas de charneiras.
Relacionadas a esta fase são observadas falhas como as observadas nas Figs. 9 e 10.
Tais falhas apresentam orientação similar à da foliação Sn, 230 – 260/30 – 40;
apresentam estrias orientadas paralelas ao mergulho da falha. A partir da observação das
dobras de arrasto relacionadas a essas falhas, pode-se classificá-las como falhas de
empurrão.
3.3.2.3 Segunda fase de deformação (DN+1)
A principal estrutura relacionada à segunda fase de deformação é uma clivagem
de crenulação (Sn+1) (Fig. 11), sendo de maior espaçamento nas rochas competentes.
Tal clivagem de crenulação é definida por planos de dissolução por pressão, o que
promove o aparente rompimento das superfícies preexistentes S0 e Sn (Fig. 11). Essas
estruturas possuem orientação preferencial 110/68, como mostra o estereograma da Fig.
7C. Outras estruturas relacionadas a esta fase de deformação são dobras de escala
centimétrica a métrica, normais, abertas a suaves, e assimétricas (Fig. 12). Essas dobras
são definidas pelos planos de S0 e Sn, com a foliação Sn+1 na posição plano-axial. Os
eixos são orientados preferencialmente 25 – 35/02 – 05.
Um padrão de redobramento pode ser observado a partir da interferência das
dobras Dn e Dn+1. Como as dobras das duas fases possuem eixos subparalelos e o
plano-axial das dobras Dn+1 possui alto ângulo em relação ao plano-axial das dobras
Dn, tal padrão pode ser classificado como um padrão de redobramento do tipo “laço” ou
“convergente-divergente” (Costa et al. 2012) (Fig. 13).
3.3.2.4 Terceira fase de deformação (DN+2)
A terceira fase de deformação é marcada por um conjunto de fraturas de porte métrico a
decamétrico que obliteram as foliações preexistentes (Fig. 14). Também são produtos
desta fase de deformação falhas classificadas como normais com base na sua separação
(Fig. 15). Tais fraturas têm orientação preferencial 38/82 (Fig. 7D).
3.3.2.5 Veios de quartzo
Duas famílias de veios de quartzo são observadas na área de estudo. A primeira
família, chamada neste trabalho de V1, é chamada informalmente pelos garimpeiros de
42
“travessões” ou “costelões”. A segunda família de veios de quartzo é chamada no
presente trabalho de V2, está relacionada à terceira fase de deformação e é chamada
informalmente pelos garimpeiros de “filões”.
Figura 7 Estereogramas de isovalores de polo apresentando atitude das estruturas estudadas. (A)
Acamamento sedimentar (S0), com densidade máxima em 120/22; (B) Foliação Sn com densidade
máxima em 280/40; (C) Atitude preferencial da clivagem de crenulação/clivagem de fratura (Sn+1)
com densidade máxima em 110/68; (D) Atitude preferencial das fraturas Sn+2 com densidade
máxima em 38/82
3.3.2.5.1 Veios de quartzo (V1)
Esta família de veios de quartzo é relacionada à primeira fase de deformação e
dispõe-se paralelamente ao acamamento S0 e à foliação Sn, com orientação 288/27. Os
43
veios relacionados a esta fase de deformação têm formato tabular, espessuras de 1 a 5
cm e o comprimento médio entre 1 e 5 m, em alguns casos ocorrem veios mais
possantes. Alguns dos veios desta família apresentam-se dobrados (Figs. 16A e 16B) e
por vezes foliados, o que permite considerar que estes foram gerados no estágio inicial
de Dn, antes do auge do metamorfismo e da deformação que teria alterado tais veios.
Encontram-se boudinados (Fig. 16C), em outros
Figura 8 Aspecto da clivagem ardosiana Sn nas rochas da área estudada em (A) filito cinza definida
pela orientação de filosilicatos e (B) em filitos com seixos caídos pela orientação de filossilicatos e
sombras de pressão dos clastos.
44
Figura 9 Dobras da fase Dn, recumbentes, apertadas a isoclinais, anisopacas, alternando formas na
subclasse 1-c com a classe 3. São desenhas pelo acamamento e apresentam a Sn como foliação de
plano-axial. Essas dobras foram redobradas pela fase Dn+1, promovendo um padrão de
redobramento do tipo “laço” ou “convergente-divergente”. O plano subvertical no centro da foto é
uma junta relacionada à fase Dn+3.
apresentam formato sigmoidal. Também foi observado veio de quartzo formando uma dobra
recumbente (Fig. 16D), tal como as definidas pelo acamamento sedimentar, tendo Sn como
foliação plano-axial.
3.3.2.5.2 Veios de quartzo (V2)
Esta família de veios de quartzo é chamada informalmente pelos garimpeiros de
“filões”, que dividem a mesmas em duas subfamílias baseadas na abundância de ouro e
no sentido de mergulho. A primeira subfamília é chamada de “filões que caem para
Cuiabá”, com pouca ou nenhuma quantidade de ouro; a segunda é chamada
informalmente de “filões que caem para Poconé”, são menos frequentes e possuem teor
de ouro elevado.
Neste trabalho foram incluídos os veios V2 em uma única família por serem
relacionados à mesma fase de deformação, porém com orientações diferentes. Os veios
45
de quartzo desta família cortam todas as estruturas anteriores
Figura 10 Falha de empurrão relacionada à fase Dn. Esta falha é subparalela a foliação
Sn.
Figura 11 Esquemas ilustrando a disposição da clivagem de crenulação Sn+1. (A) Ritmito composto
por camadas centimétricas de filitos e metasiltitos, as quais caracterizam S0, paralela à qual ocorre
clivagem ardosiana Sn. Tais superfícies foram deformadas pela clivagem de crenulação Sn+1,
46
visível no filito e discreta no metasiltito; (B) Intercalação entre filito e metarenito fino, cujo contato
define o S0. Posicionada paralela ao S0 ocorre a clivagem ardosiana Sn, que no filito é definida por
filossilicatos. Já no metarenito, além dos filossilicatos, é definida por quartzo alongado. Essas
superfícies são afetadas pela clivagem de crenulação Sn+1, que sofre refração, apresentando
mergulhos íngremes nas camadas de metasiltito e médios nas camadas peliticas onde apresenta
forma sigmoidal, essa situação se repete em (C).
Figura 12 Dobras relacionadas à fase Dn+1 em várias escalas. Estas dobras são definidas pelas
superfícies de S0 e Sn. São normais, abertas a suaves, assimétricas, com plano-axial com mergulho
íngreme para sudeste, e eixo com caimento suave para N50E. (A) Escala decimétrica com
comprimento de onda com aproximadamente 5 m; base da foto com aproximadamente 30 m; (B)
Escala métrica com comprimento de onda de 2,5 m; base da foto 4 m; (C) Escala centimétrica com
comprimento de onda de 30 cm; (D) Escala centimétrica com comprimento de onda de 5 cm.
3.4 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
No presente trabalho foram observados os efeitos de três fases de deformação
(Fig. 18). A fase Dn foi a que atuou com maior intensidade nas rochas da área de
estudo. Nesta fase foi gerada estrutura com maior destaque na área de estudo, uma
clivagem ardosiana (Sn) (Fig. 18B) marcada pela orientação de minerais filossilicáticos
em rochas pelíticas e quartzo nos metarenitos. Nos estágios precoces desta fase de
deformação foram gerados veios de quartzo (V1) (Fig. 18B). Esses veios de quartzo são
47
dispostos paralelamente ao acamamento sedimentar (S0) e estão deformados, definindo
dobras com foliação Sn plano-axial, além de boudins e lentes (Fig. 18C). A forma
desses veios sugere que eles foram gerados em um estágio anterior ao auge da
deformação.
responsável pelo estabelecimento das dobras e da foliação da fase Dn. Isso pode
indicar que essas estruturas foram geradas no início dessa fase de deformação, antes do
auge do metamorfismo, que deformou as rochas dessa região na fácies xisto-verde.
Alguns veios dessa família não estão deformados, podendo ter sido gerados em estágio
pós-Dn, após o auge de deformação. As dobras desta fase de deformação são
recumbentes definidas pelo acamamento e com a foliação Sn em seu plano-axial (Fig.
18C2).
A segunda fase de deformação atuou na área de estudo, com menor intensidade,
e formou uma clivagem de crenulação que corta os planos de S0 e Sn (Fig. 18D). As
dobras desta fase de deformação são suaves a abertas, tendo Sn+1 como plano-axial, e
possuem eixos orientados para NE, paralelos aos eixos de Dn.
48
Figura 13 Esquema ilustrando o padrão de interferência das dobras Dn e Dn+1. Como as
dobras das duas fases possuem eixos subparalelos e o plano-axial das dobras Dn+1 possui
alto ângulo em relação ao plano-axial das dobras Dn, tal padrão pode ser classificado
como um padrão de redobramento do tipo “laço”.
A terceira fase de deformação (Dn+2) foi estudada por muitos autores e,
segundo os tais pesquisadores, está relacionada às dobras regionais, com eixos dispostos
para NW, perpendiculares aos eixos das fases posteriores (Alvarenga & Trompette
1993). Na área de pesquisa, esta fase de deformação é representada por um conjunto de
fraturas e falhas (Fig. 18E) perpendiculares às estruturas pretéritas. Relacionada a esta
fase de deformação e preenchendo as fraturas da mesma está uma família de veios de
quartzo (Fig. 18E), chamados pelos garimpeiros de “filões”. Tais filões ocorrem
preferencialmente para NE e ocasionalmente para NW, sendo que os veios de quartzo
NE são fracamente a não mineralizados e os veios NW, segundo os garimpeiros, são
portadores de grande parte das mineralizações da região. Os garimpeiros sugerem um
possível controle litológico da mineralização de ouro, no qual os veios encaixados nos
metarenitos e metaritmitos são mais ricos em ouro do que aqueles encaixados nos
49
filitos. Interpreta-se que isso se deve à diferença dos fluidos que geraram os veios que
possivelmente migraram da rocha encaixante. Das propostas de estudos existentes na
região, as que mais se aproximam do presente trabalho são as de Pires et al. (1986) e de
Barboza (2008), que afirma a existência de três fases de deformação. Não foram
observadas evidências de uma fase entre Dn e Dn+1, como observado por Alvarenga e
Trompette (1993), que afirmam que a fase D2 possui vergência para NW.
Figura 14 Estruturas relacionadas à terceira fase de deformação. (A e C) Fraturas de porte
decamétrico que rompem as estruturas pretéritas; (B e D) Fraturas centimétricas relacionadas à
fase Dn+2.
50
Figura 15 Esquema de falha relacionada à fase Dn+2, classificada como normal devido a sua
separação
Figura 16 Esquema demonstrando a forma de ocorrência dos veios (V1), relacionados à primeira
fase de deformação. (A) Veios paralelos à clivagem ardosiana Sn, não dobrados. Na parte superior
esquerda da foto ocorrer uma dobra intrafolial, sin-Sn do veio de quartzo, com o flanco inferior
rompido; (B) Veios com forma sigmoidal em camada de metarenito boudinada; os veios são
controlados litologicamente, sendo restritos às camadas de metarenito. (C) Veios de quartzo
boudinados, também gerados nos estágios iniciais da fase Dn; (D) Veios de quartzo definindo
dobras recumbentes, semelhantes às definidas pelo acamamento sedimentar S0; estas dobras
apresentam a foliação Sn em posição plano-axial.
51
Figura 17 Esquema demonstrando a forma de ocorrência dos veios V2 em afloramento e suas
relações com as estruturas anteriores. Veios V2, assim como as estruturas da terceira fase de
deformação (Dn+2), encontram-se em posição transversal às estruturas anteriores; o acamamento
sedimentar e a foliação Sn encontram-se paralelos entre si, assim como os veios V1 e os veios V2
cortam todas as estruturas anteriores.
52
Figura 18 Esquema demonstrando a atuação de cada fase de deformação. (A) A disposição de S0,
marcado pelas variações de cor, granulação, mineralogia; (B) Nos estágios iniciais da primeira fase
de deformação (Dn) ocorreu a colocação dos veios de quartzo V1; (C) O auge da deformação Dn,
que formou dobras recumbentes tendo Sn como plano-axial dessas dobras; (C1, C2 e C3) As
diferentes formas em que os veios foram deformados; (D) A forma de ocorrência da segunda fase
de deformação, que formou dobras normais, assimétricas, abertas a fechadas, tendo Sn+1 como
plano-axial das mesmas; (E) A terceira fase de deformação, que formou um conjunto de fraturas
perpendicular às demais estruturas, que podem ou não ser preenchidas por uma família de veios de
quartzo (V2); tal família pode ser subdivida em duas subfamílias de acordo com a orientação do
mergulho.
3.5 AGRADECIMENTOS
Este artigo é parte da Dissertação de Mestrado do primeiro autor para obtenção
do título de Mestre em Geociências pelo Programa de Pós-Graduação em Geociências
53
pela Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT). Agradecemos à Coordenação de
Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES), pela concessão de bolsas, e à
UFMT, pelo apoio logístico. Aos Geólogos Bruno Vasconcelos, Pedro Kanaan e
Fernando Lisboa, pelo acompanhamento nas viagens de campo. Aos senhores Jonas
Gimenez e Eduardo Gimenez (Duda) e à senhora Dolores Gimenez, pela hospedagem e
alimentação nas atividades de campo e pelas informações de quem vive e presencia a
extração de ouro.
3.6 REFERÊNCIAS
Almeida F.F.M. 1984. Província Tocantins — Setor Sudoeste. In: Almeida F.F.M.,
Hasui Y. O Pré-Cambriano do Brasil. Ed. Bluncher, São Paulo. p. 265-281.
Alvarenga C.J.S. 1984. Dobramentos da Faixa Paraguai na borda sudeste do Cráton
Amazônico. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 33. Rio de Janeiro, 1984. Anais, v. 7,
p. 3258-3271.
ALVARENGA, C.J.S. 1986. Evolução das deformações polifásicas brasilianas na Faixa Paraguai, região de Cuiabá, MT. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 34.
Goiânia, 1984. Anais…Goiânia, SBG. v. 3, p. 1170-1175.
Alvarenga C.J.S. 1988. Turbiditos e a glaciação do final do Proterozóico Superior no
Cinturão Paraguai, Mato Grosso. Revista Brasileira de Geociências, 18(3):323-327.
Alvarenga C.J.S. 1990. Phénomènes Sédimentaires, Structuraux et Circulation de
Fluides Dèveloppés à la Transition Chaîne-Craton: Exemple de la Chaîne Paraguai
d’âge proterozoique supérieur, Mato Grosso, Brésil. These Doc. Sci. Univ. dÁix
Marseille, Marseille, 177 p.
Alvarenga C.J.S., Saes G.S. 1992. Estratigrafia e sedimentologia do Proterozóico médio
e superior da região sudeste do Cráton Amazônico. Revista Brasileira de Geologia,
22(4):493-499.
Alvarenga C.J.S., Trompette R. 1993. Evolução Tectônica da Faixa Paraguai: A
Estruturação da Região de Cuiabá. Revista Brasileira de Geociências, 23(1):18-30.
Babinski M., Boggiani P.C., Trindade R.I.F., Fanning C.M. 2013. Detrital zircon ages
and geochronological constraints on the Neoproterozoic Puga diamictites and associated
BIFs in the southern Paraguay Belt, Brazil. Gondwana Research, 23(3):988-997.
Barboza E.S. 2008. Gênese e controle estrutural das mineralizações Auríferas do
Grupo Cuiabá, na Província Cuiabá - Poconé, centro Sul do Estado de Mato Grosso –
Brasil. Tese de Doutorado, Faculdade de Geologia, Universidade do Estado do Rio de
Janeiro, Rio de Janeiro, 148 p.
Beal V. Estratigrafia de Sequência do Grupo Cuiabá, Criogeniano/ Neoproterozoico III
(850-650MA) Da Faixa Paraguai Norte, Mato Grosso. Dissertação de Mestrado,
Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso, 39 p.
Dantas E.L., Alvarenga C.J.S., Santos R.V., Pimentel M.M. 2009. Using Nd isotopes to
understand the provenance of sedimentary rocks from a continental margin to a foreland
54
basin in the Neoproterozoic Paraguay Belt, Central Brazil. Precambrian Research,
170(1-2):1-12.
De Min A., Hendricks B., Slejko F., Comin-Chiaramonti P., Girard V., Ruberti E.,
Gomes C.B., Neder R.D., Pinho F.C. 2013. Age of ultramafic high-K rocks from
Planalto da Serra (Mato Grosso, Brazil). Journal of South American Earth Sciences,
41:57-64.
Del’Rey Silva L.J.H. 1990. Ouro no Grupo Cuiabá, Mato Grosso: Controles Estruturais
e Implicações Tectônicas. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 36. Natal, Anais, v. 6,
p. 2520-2534.
Leão A.N., Dall’Oglio T.A. 2009. Caracterização geológica com base em estudos
geofísicos, geoquímicos na localidade de Cangas, distrito Aurífero de Poconé, MT.
Monografia de Conclusão de Curso de Graduação em Geologia, Instituto de Ciências
Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso, Cuiabá.
Luz J. da S., Oliveira A.M., Souza J.O., Motta J.F.M., Tanno L.C., Carmo L.S., Souza
N.B. Projeto Coxipó. Relatório Final. Goiânia, DNPM/CPRM, 136 p.
McGee B., Collins A.S., Trindadde R.I.F. 2011. G’day Gondwana — the final accretion
of a supercontinent: U–Pb ages from the post-orogenic São Vicente Granite, northern
Paraguay Belt, Brazil. Gondwana Research, 21(2-3):316-322.
Paes de Barros A.J., Gambier Costa J.L., Resende W.M. 1998. Tipologia das
Mineralizações Auríferas da Fazenda Salinas, Poconé — MT. In: Congresso Brasileiro
de Geologia, 40. Belo Horizonte, Anais, p. 235.
Pires F.R.M., Gonçalves F.T.T., Ribeiro L.A.S., Siqueira A.J.B. 1986. Controle das
Mineralizações Auríferas do Grupo Cuiabá, Mato Grosso. In: Congresso Brasileiro de
Geologia, 34. Rio de Janeiro, Anais, v. 5, p. 2383-2395.
Silva C.H. 1999. Caracterização Estrutural de Mineralizações Auríferas do Grupo
Cuiabá, Baixada Cuiabana (MT). Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências e
Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, Rio Claro, 129 p.
Silva C.H., Simões L.S.A., Ruiz A.S. 2002. Caracterização Estrutural dos Veios
Auríferos da região de Cuiabá, MT. Revista Brasileira de Geociências, 32(4):407-418.
Tokashiki C.C., Saes G.S. 2008. Revisão estratigráfica e faciologia do Grupo Cuiabá no
alinhamento Cangas-Poconé, Baixada Cuiabana, Mato Grosso. Revista Brasileira de
Geociências, 38(4):661-675.