Made available in DSpace on 2015-03-13T17:08:20Z (GMT). No. of bitstreams: 1 RomarioCC.pdf: 4609246 bytes, checksum: d7bf6f241cf5859daece6280a0041b45 (MD5) Previous issue date: 1999-08-20 / Conselho Nacional de Desenvolvimento Cient?fico e Tecnol?gico / It is presently assumed that the Borborema Province resulted from a complex collisional process associated with the convergent movement of plates, possibly involving amalgamation and accretion of microplates. This process was consolidated at the end of the Brasiliano event. It is investigated the possible limits for the tectonostratigraphic terranes in the northern portion of the province based on an integrated study of geological and gravity data. The study area comprises the portion of the Borborema Province located north of the Patos Lineament, limited by longitudes 33?00 W and 43?29 44"W and latitudes 1?36 S and 8?00 S. A revision of the regional geology allowed to identify areas presenting contrasting geological attributes, possibly representing different terranes whose limits are always shear zones of Brasiliano-age. The Sobral-Pedro II shear zone is the only one undoubtedly presenting geological attributes of sutures zones. The other shear zones are very likely associated with a geodinymic context of accretion, involving oblique collisions (docking), transcurrent and/or transforming sutures, and deep intracrustal shear zones. The gravity data contributed as a tool to identify strong lateral contrasts of density inside the upper crust possibly associated with crustal blocks tectonically juxtaposed. The dominant long wavelength anomaly in the Bouguer anomaly map is an expressive gradient, grossly parallel to the continental margin, caused by density variation across the crust-mantle interface in the transition from the continental crust to the oceanic crust originated by the separation between South America and Africa. Medium to small wavelength anomalies are due to intracrustal heterogeneities such as different Precambrian crustal blocks, Brasiliano-age granites and Mesozoic sedimentary basins. A regional-residual separation of the Bouguer anomaly map was performed in order to enhance in the residual map the effect due to intracrustal heterogeneities. The methodology used for this separation was a robust polinomial fitting. The inversion of residual gravity field resulted in a density contrast map (Δρ), in an equivalent layer that provided more accurated anomalies contours and consolidated the model which the sources of residual anomalies are located in the upper part of the present crust. Based on the coincidence of gravity lineaments in the residual map and Brasiliano shear zones, and using additional geological information, the following shear zones are proposed as limits between terranes: Patos shear zone, Sobral-Pedro II shear zone, Picu?-Jo?o C?mara shear zone, Rem?gio-Pocinhos shear zone, Senador Pompeu shear zone, Tau? shear zone, and Portalegre shear zone. Based on the geological/geophysical information it is attributed a higher level of confidence to the first three proposed limits(Patos, Sobral Pedro II, and Picu?-Jo?o C?mara shear zones). From west to east, these shear zones individualize the following terranes: Northwest of Cear? terrane, Central Cear? terrane, Tau? terrane, Or?s-Jaguaribe terrane, Serid? terrane, and S?o Jos? de Campestre terrane. In our study, the Rio Piranhas and Patos terranes are questioned because their previously proposed limits do not present good geological and gravimetric evidences. On the other hand, the previously proposed Cearense terrane is now subdivided into Central Cear? and Tau? terranes. Two residual gravity profiles located in the Serid? belt were interpreted using 2 ? D direct gravity modeling. The main result of the modeling process is that all anomalies, with the exception of one, can be explained by outcroppring bodies, therefore restricted to the upper part of the present crust / A Prov?ncia Borborema, atualmente, vem sendo entendida como uma complexa faixa colisional, produto da movimenta??o convergente de placas, envolvendo poss?veis processos de amalgama??o e acres??o de microplacas e terrenos, consolidados ao final do evento Brasiliano. Nesse contexto, o presente trabalho investiga poss?veis limites de terrenos tectono-estratigr?ficos na por??o setentrional da prov?ncia, a partir de um estudo integrado dos dados geol?gicos e gravim?tricos. A ?rea estudada abrange os subdom?nios da Prov?ncia Borborema situados a norte do lineamento Patos, sendo limitada pelos paralelos 1?36 S e 8?00 S e meridianos 43?29 44 W e 33?00 W. A s?ntese do conhecimento geol?gico regional permitiu a identifica??o de regi?es com fei??es geol?gicas contrastantes ou incompat?veis, invariavelmente separadas por zonas de cisalhamento brasilianas, que podem estar relacionadas ? justaposi??o de terrenos al?ctones. Dentre as zonas estudadas, a zona de cisalhamento Sobral-Pedro II (ZCSPII) ? a que apresenta os melhores ind?cios geol?gicos para se caracterizar uma zona de sutura. Os dados geol?gicos, de modo geral, apontam para um contexto geodin?mico acrescion?rio, envolvendo colis?es obl?quas (docagens), suturas transcorrentes/transformantes e cisalhamentos intracontinentais profundos. A gravimetria contribuiu como uma ferramenta na busca de contrastes laterais de densidade que podem ser explicados em termos de blocos crustais diferentes justapostos tectonicamente. A anomalia de grande comprimento de onda dominante no mapa Bouguer ? um expressivo gradiente, que a grosso modo segue a margem continental. Tal anomalia ? causada pela varia??o de densidade atrav?s da interface crosta-manto na transi??o da crosta continental para oce?nica, originada pela separa??o entre Am?rica do Sul e ?frica. As anomalias de pequeno a m?dio comprimento de onda s?o causadas por heterogeneidades intracrustais tais como diferentes blocos crustais precambrianos, granit?ides brasilianos e bacias sedimentares faneroz?icas. A superposi??o de padr?es an?malos distintos implicou na necessidade de separar as componentes regional e residual desse mapa. Para isso foi utilizado um m?todo de ajuste polinomial robusto. Atrav?s da invers?o do campo gravim?trico residual foi obtido um mapa de contrastes de densidade (Δρ) que forneceu um contorno mais preciso das anomalias e consolidou o modelo adotado, de anomalias residuais com fontes restritas ? crosta superior atual. A correla??o estabelecida entre os alinhamentos gravim?tricos observados no mapa residual (e seus derivados) e os trends das zonas de cisalhamento brasilianas, somada ?s caracter?sticas geol?gicas de cada estrutura, resultou na proposi??o das seguintes zonas de cisalhamento como limites de terrenos tectono-estratigr?ficos: Zona de Cisalhamento Patos, Zona de Cisalhamento Sobral-Pedro II, Zona de Cisalhamento Picu?-Jo?o C?mara, Zona de Cisalhamento Rem?gio-Pocinhos, Zona de Cisalhamento Senador Pompeu, Zona de Cisalhamento Tau? e Zona de Cisalhamento Portalegre. As tr?s primeiras zonas desta lista, com base na avalia??o integrada dos ind?cios geol?gicos e geof?sicos encontrados em cada uma, s?o propostas com um grau de confian?a maior em rela??o ?s demais. De oeste para leste, essas zonas definem os seguintes terrenos: Terreno Noroeste do Cear?, Terreno Cear? Central, Terreno Tau?, Terreno Or?s- Jaguaribe, Terreno Serid? e Terreno S?o Jos? do Campestre. Em compara??o com divis?es anteriores da Prov?ncia Borborema, s?o descartados os terrenos Rio Piranhas e Patos, cujos limites propostos n?o apresentam dados geol?gicos ou gravim?tricos que os justifiquem. Por outro lado, o Terreno Cearense anteriormente proposto foi subdividido nos terrenos Cear? Central e Tau?. Adicionalmente, o modelamento gravim?trico de dois perfis na Faixa Serid? mostrou que o campo gravim?trico residual pode ser explicado a partir dos corpos geol?gicos aflorantes ou subaflorantes, restritos ? parte superior da crosta atual

Made available in DSpace on 2015-03-13T17:08:21Z (GMT). No. of bitstreams: 1 CristinaAD.pdf: 1396383 bytes, checksum: 2ded09c99516b39813718bfd6b0ceebf (MD5) Previous issue date: 2002-07-18 / A research project is being developed by PPGG/UFRN and PETROBRAS in the Xar?u Oil Field located in Cear? Basin, Northeastern Brazil. The objective of the research is to characterize a fractured carbonate reservoir, the Trairi Limestone, in order to drill a borehole with two horizontal legs taking advantage of the natural fracture system to enhance the oil recovery. The present master thesis is part of this research and its contribution is to estimate fault orientation from unoriented cores, using the method proposed by Hesthammer & Henden (2000). In order to orient a fault cutting a bed observed in the core, the bed should be previously oriented. As additional constraint to orient the bed, we use regional bedding orientation obtained from structure maps of Trairi Limestone. Because the number of cores drilled from the Trairi Limestone was too small, we analyzed all cores from the field. As geologic constraint, we admit that all faults were formed as result of the South America and Africa separation, in the context of a regional dextral strike-slip fault formation. In this context, secondary faults are manly T and R faults according Riedel s classification. We analyzed 236.5 m of cores. The dip of bedding varies from 0o to 8o, being the most frequent value equal to 2o. We interpret this result as evidence that the deformation process was manly ruptil. 77 faults were identified in the cores. These faults strike manly to NW and NE with dips, in general, inside the interval 700 - 900. We suggest that the horizontal legs of the borehole should be oriented to NW and NE in order to improve the probability of intercepting open fractures and faults / Um projeto de pesquisa est? sendo desenvolvido pelo PPGG/UFRN e a PETROBR?S no Campo Petrol?fero de Xar?u localizado na bacia do Cear?, Nordeste do Brasil. O objetivo da pesquisa ? a caracteriza??o de um reservat?rio carbon?tico fraturado, o Calc?rio Trair?, para a perfura??o de um po?o com duas pernas horizontais levando em considera??o o sistema natural de fraturas deste reservat?rio visando aumentar a taxa de recupera??o do ?leo. A presente disserta??o ? parte desta pesquisa e sua contribui??o ? estimar a orienta??o das falhas presentes em testemunhos de sondagens n?o orientados, usando o m?todo proposto por Hesthammer & Henden (2000). Para orientar uma falha interceptando um estrato observado no testemunho, o estrato deve ser previamente orientado. Como v?nculo para orientar os estratos, utilizou-se o mergulho regional das camadas, obtido em cada posi??o de po?o a partir dos mapas de contorno estrutural do Calc?rio Trair?. Devido ao fato do n?mero de falhas presentes nos testemunhos do Calc?rio Trair? ser pequeno, a analise estrutural foi realizada em todos os testemunhos do Campo de Xar?u. Como hip?tese geol?gica de trabalho, admitiu-se que todas as falhas foram formadas como resultado da separa??o da Am?rica do Sul e ?frica, no contexto de forma??o de uma falha transcorrente dextral regional. Nesse contexto, falhas secundarias s?o principalmente dos tipos T e R de acordo com a classifica??o de Rieldel. Foram analisados 263.5 m de testemunhos. Os mergulhos dos estratos variam de 0o a 8o, sendo que o valor mais freq?ente ? igual a 2o. Este resultado foi interpretado como um ind?cio de que a deforma??o no Campo de Xar?u foi principalmente de natureza r?ptil. As dire??es preferenciais de strike para as falhas analisadas s?o NW e NE. Essas falhas possuem mergulho alto, em geral entre 70o e 90o. Sugere-se que as pernas horizontais do po?o sejam orientadas para NW e NE, de modo a aumentar a probabilidade das pernas interceptarem o maior n?mero poss?vel de fraturas e falhas abertas

Made available in DSpace on 2015-03-13T17:08:25Z (GMT). No. of bitstreams: 1 JulioAAC.pdf: 3453291 bytes, checksum: b72244b96bb74ba746042bb84a854ad5 (MD5) Previous issue date: 2005-07-01 / Conselho Nacional de Desenvolvimento Cient?fico e Tecnol?gico / The structural framework of the sedimentary basins usually plays an important role in oil prospects and reservoirs. Geometry, interconectivity and density of the brittle features developed during basin evolution could change the permo-porous character of the rocks involved in generation, migration and entrapment of fluid flow. Once the structural characterization of the reservois using only sub-surface data is not an easy task, many studies are focused in analogous outcrops trying to understand the main processes by which brittle tectonic is archieved. In the Santana do Acara? region (Cear? state, NE Brazil) a pack of conglomeratic sandstone (here named CAC) has its geometry controlled mainly by NE trending faults, interpreted as related to reactivation of a precambrian Sobral Pedro II Lineament (LSP-II). Geological mapping of the CAC showed a major NE-SW trending synform developed before its complete lithification during a dextral transpression. This region was then selected to be studied in details in order of constrain the cretaceous deformation and so help the understanding the deformation of the basins along the brazilian equatorial margin. In order to characterize the brittle deformation in different scales, I study some attributes of the fractures and faults such as orientation, density, kinematic, opening, etc., through scanlines in satellite images, outcrops and thin sections. The study of the satellite images showed three main directions of the macrostructures, N-S, NE-SW and E-W. Two of theses features (N-S and E-W) are in aggreement with previous geophysical data. A bimodal pattern of the lineaments in the CAC?s basement rocks has been evidenciated by the NE and NW sets of structures obtained in the meso and microscale data. Besides the main dextral transpression two others later events, developed when the sediments were complety lithified, were recognized in the area. The interplay among theses events is responsible for the compartimentation of the CAC in several blocks along within some structural elements display diferents orientations. Based on the variation in the S0 orientation, the CAC can be subdivided in several domains. Dispite of the variations in orientations of the fractures/faults in the diferents domains, theses features, in the meso and microscopic scale, are concentrated in two sets (based on their trend) in all domains which show similar orientation of the S0 surface. Thus the S0 orientation was used to group the domains in three major sets: i) The first one is that where S0 is E-W oriented: the fractures are oriented mainly NE with the development of a secondary NW trending; ii) S0 trending NE: the fractures are concentrated mainly along the trend NW with a secondary concentration along the NE trend; iii) The third set, where S0 is NS the main fractures are NE and the secondary concentration is NW. Another analized parameter was the fault/fracture length. This attribute was studied in diferent scales trying to detect the upscale relationship. A terrain digital model (TDM) was built with the brittlel elements supperposed. This model enhanced a 3D visualization of the area as well as the spatial distribution of the fault/fractures. Finally, I believe that a better undertanding of the brittle tectonic affecting both CAC and its nearby basement will help the future interpretations of the tectonic envolved in the development of the sedimentary basins of the brazilian equatorial margin and their oil reservoirs and prospects, as for instance the Xar?u field in the Cear? basin, which subsurface data could be correlated with the surface ones / Grande parte dos prospectos e reservat?rios de petr?leo tem o seu arcabou?o estrutural como um fator de grande import?ncia. A geometria, interconectividade e densidade dos elementos da tect?nica fr?gil (falhas, fraturas, etc.), t?m grande influ?ncia no car?ter permo-poroso do meio e, por conseguinte, no fluxo de fluidos. Tendo em vista as dificuldades encontradas para a caracteriza??o da deforma??o fr?gil, unicamente com dados de subsuperf?cie, v?rios estudos est?o sendo direcionados ao detalhamento das por??es emersas das bacias e de seus substratos, em busca de an?logos da deforma??o. Na Regi?o de Santana do Acara? aflora um corpo aren?tico conglomer?tico (CAC) cuja geometria ? controlada por falhas, principalmente de trend NE, interpretadas como decorrentes da reativa??o do Lineamento Sobral Pedro II (LSP-II). A fim de caracterizar a deforma??o fr?gil em diferentes escalas, estudou-se os atributos do fraturamento tais como: orienta??o, densidade, cinem?tica, abertura, etc., atrav?s de scanlines em imagens de sat?lite, afloramentos e se??es delgadas. O estudo das imagens de sat?lite mostrou que as macroestruturas da ?rea apresentam tr?s dire??es preferenciais sendo elas N-S, NE-SW e E-W. As dire??es N-S e E-W s?o compat?veis com movimento de blocos observados por estudos gravim?tricos. O estudo do CAC mostrou que ele apresenta uma estrutura sinformal alongada na dire??o NE-SW, fruto de uma tect?nica transpressional dextral desenvolvida enquanto o corpo ainda n?o estava completamente litificado. Foi evidenciada a exist?ncia de duas outras fases de reativa??o, ocorridas quando o CAC j? se encontrava totalmente litificado. A tect?nica fr?gil compartimentou o CAC em blocos, cujo basculamento, gera varia??es na orienta??o de alguns de seus elementos (S0, por exemplo). Com base na varia??o da orienta??o de S0, o CAC pode ser subdividido em v?rios dom?nios. Do ponto de vista da orienta??o do fraturamento/falhamento os estudos na meso e microescala mostraram que as rochas do embasamento do CAC possuem um padr?o de lineamentos basicamente bimodal (NE e NW), enquanto no CAC observou-se que, embora haja uma distribui??o do fraturamento em varias dire??es, em todos os dom?nios, a concentra??o ao longo de dois trends espec?ficos nos dom?nios que apresentam as mesmas orienta??es de S0 ? marcante, caracter?stica e distinta. Os diversos dom?nios s?o agrupados em tr?s conjuntos, onde o conjunto que apresenta S0 praticamente NW mostra um fraturamento principal com trend NE e secund?rio NW, enquanto que o conjunto apresentando S0 com dire??o NE, mostra uma maior concentra??o dos lineamentos ao longo dos trend NW e secundariamente com trend NE. No conjunto de dom?nios com S0 praticamente N-S, o trend principal do fraturamento ? NE e o secund?rio NW. Outros atributos do fraturamento, tal como o seu comprimento, foi tamb?m analisado e comparado em diversas escalas buscando verificar se existia uma rela??o de upscale. O desenvolvimento de um modelo digital de terreno, com as estruturas fr?geis superpostas, propiciou uma vis?o tridimensional da regi?o estudada. O entendimento da deforma??o fr?gil que atingiu o corpo aren?tico-conglomer?tico (CAC) da regi?o de Santana do Acara? (CE) e seu substrato reveste-se de import?ncia pela presen?a de reservat?rios fraturados nas bacias da margem equatorial brasileira (Campo de Xareu na bacia do Cear?, por exemplo), cujos dados podem ser confrontados com os de superf?cie

Os métodos potenciais são conhecidos como uma ferramenta útil para estudos regionais. Na Ibéria Ocidental, a gravimetria e a magnetometria podem ser utilizadas para auxiliar no entendimento de algumas questões sobre a estruturação tectônica offshore. Nesta região, tanto as estruturas geradas pela quebra continental, quanto às herdadas do embasamento variscano, tem uma importante contribuição para a resposta geofísica regional observada com estes métodos. Este trabalho tem como objetivo correlacionar as feições geofísicas observadas com alguns modelos geológicos do arcabouço tectônico da Ibéria Ocidental já publicados na literatura. Mapas filtrados foram usados para auxiliar no reconhecimento de diferentes assinaturas geofísicas, os quais foram calculados a partir dos mapas de gravidade Bouguer e do campo magnético total tais como o gradiente horizontal total, derivada tilt, derivada vertical, e integral vertical. O domínio crustal continental foi definido a partir da interpretação dos dados gravimétricos, utilizando gradiente de gravidade horizontal total da Anomalia Bouguer. Os dados magnéticos, originais e filtrados, foram utilizados para identificar mais três domínios regionais offshore, que sugerem a existência de três tipos de crosta não-siálica. Dois deles são propostos como domínios de transição. A região da crosta de transição mais próxima do continente tem uma fraca resposta regional magnética, e a porção mais distal é um domínio de anomalia de alta amplitude, semelhante à resposta magnética oceânica. O limite crustal oceânico não pôde ser confirmado, mas um terceiro domínio offshore, a oeste da isócrona C34, poderia ser considerado como crosta oceânica, devido ao padrão magnético que apresenta. Alguns lineamentos do embasamento foram indicados na crosta continental offshore. As feições gravimétricas e magnéticas interpretadas coincidem, em termos de direção e posição, com zonas de sutura variscanas, mapeados em terra. Assim, esses contatos podem corresponder à continuação offshore destas feições paleozoicas, como o contato entre as zonas de Ossa Morena-Zona Centro-Ibérica. Nesta interpretação, sugere-se que a crosta continental offshore pode ser composta por unidades do Sudoeste da Península Ibérica. Isto permite considerar que a Falha de Porto-Tomar pertence a uma faixa de deformação strike-slip, onde parte das bacias mesozoicas da margem continental está localizada. / Potential field methods are known as a very useful tool to regional studies. On Western Iberia, gravimetric and magnetometric data could be helpful to understand some questions about the offshore tectonic framework. In this area, both continental break-up features and inherited continental basement structures have a strong contribution to compose the regional geophysical response on gravimetric and magnetometric maps. This work aims to correlate observed geophysical features of the Iberian margin with some geological models about the tectonic framework of Western Iberia, already published on literature. Filtered maps were used to recognize different geophysical signatures, which were computed from both calculated Bouguer gravity and total magnetic field, such as total horizontal gradient, tilt derivative, vertical derivative, and vertical integration. The continental crustal domain was defined from gravity data interpretation using an enhanced total horizontal gradient of Bouguer Anomaly maps. Magnetic data was used to identify three more regional offshore domains that could indicate three types of non-sialic crust. Two of them are proposed as transitional domains. The landward transitional crust has a very weak regional magnetic response, and the seaward one is a high amplitude anomaly domain, similar to oceanic magnetic response. The oceanic crustal boundary was not confirmed, but a third offshore domain, seaward from C34 isochron, could be considered as oceanic crust by its magnetic pattern. Some basement lineaments were indicated in the offshore continental crust. Gravimetric and magnetic features coincide in terms of their direction and position with Variscan suture zones mapped onshore. Therefore these contacts could correspond the offshore continuation of these Paleozoic features, such as the Ossa-Morena Zone and Centro-Ibérica Zone suture zone. In this interpretation, offshore continental crust could be formed by units from Southwest Iberia. It allows considering the Porto-Tomar fault as a part of a swath of strike-slip deformation, where mesozoic basins are located.

Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior / Este trabalho de mestrado estudou a ilha de Martin Vaz e cinco montes submarinos da Cadeia Vitória-Trindade Columbia, Dogaressa, Davis, Jaseur e Montague. Martin Vaz é um conjunto de ilhas formado pela ilha principal - Martin Vaz, duas ilhotas íngremes e inacessíveis - a Ilha do Norte e a Ilha do Sul além de vários rochedos menores, como o Rochedo Agulha, espalhados a 48 km a leste de Trindade, perfazendo uma área total de 0,3 km. Martin Vaz, assim como os montes submarinos, pertencem a chamada Cadeia Vitória-Trindade, estão inseridos em um contexto tectônico regional cujo trend W-E sugere representar o track da pluma mantélica de Trindade quando da passagem da Placa Sul Americana sobre ela desde o Terciário (CROUGH et al., 1980; OCONNOR & DUNCAN, 1990, GIBSON et at., 1997). A petrografia das amostras de Martin Vaz indica haver basanitos parcialmente alteradas, melanocráticas, textura afanítica, porosas, apresentando vesículas em torno de 1,0-5,0 milímetros. Apresenta fenocristais de piroxênio além de alguns fenocristais de olivina verde-oliva translúcido variando de 1,0-3,0 milímetros. A ilha principal apresenta também diques e necks fonolíticos apresentando matriz microlítica alterada, orientada, de cor verde apresentando minerais ripiformes de cor branca (feldspato alcalino) e outros de cor violácea (titanoaugita) além de pequenos opacos. Pequenos fenocristais de aegerina-augita fortemente pleocroica, alguns apresentando geminação simples, por vezes zonado, apresenta extinção variando de c &#8743; &#945; ou X = 23 a 33 (medida de 10 grãos). Biotita laranja amarronzada com textura poiquilítica (1,0 mm), minúsculos cristais euédricos de titanita (raros), além de cristais pseudohexagonais isotrópicos alterados de analcita e carbonatos. As amostras utilizadas neste trabalho de mestrado possuem valor mínimo de 33.91 % SiO2 (TRIM-01D) e máximo de 52,2 (MVA-01) variando de ultrabásicas a básicas. Através da análise dos óxidos SiO2 e MgO é possível distinguir dois grupos de rochas para Martin Vaz: um ultramáfico magnesiano (<42% SiO2 e >7% MgO) e um básico (>45% SiO2) e, para os montes submarinos, dois grupos: um ultramáfico magnesiano (>9% MgO <42% SiO2) e um básico (>45% SiO2 e com valores de MgO em torno de 4%). As análises de Ar-Ar para as quatro amostras de Martin Vaz apresentam idades para o derrame de basanito variando de 320366 Ka (MVA-10) à 623127 Ka (MVA-04). A única amostra datada representando do dique de fonólito é a MVA-05B e obteve idade de 64984 Ka, indicando ser contemporânea ao derrame basanítico. / This master's thesis studied the island of Martin Vaz and five seamounts of the Vitoria-Trindade Ridge - Columbia, Dogaressa, Davis, Jaseur and Montague. Martin Vaz is a group of islands formed by the main island - Martin Vaz, two steep and inaccessible islands - the North Island and South Island and several smaller rocks, as the Agulha Rock, around 48 km east of Trindade,making a total area of 0.3 km. Martin Vaz and seamounts belong to the Vitoria-Trindade Ridge,and are embedded in a context where the W-E regional tectonic trend suggests to represent the track of the Trindade mantle plume when the South American Plate passed on it since the Tertiary (Crough et al. 1980; O'Connor & DUNCAN, 1990, Gibson et at. 1997). The petrography of the samples indicates that the basanites in Martin Vaz are partially altered, melanocratic,aphanitic texture, porous, presenting vesicles around 1.0 to 5.0 millimeters. Displays phenocrysts of pyroxene and some translucent olivine ranging from 1.0 to 3.0 millimeters. These basanitics samples are also described in the seamounts studied in this work and they are Columbia, Dogaressa, Davis, Jaseur and Montague seamounts. The main island has also phonolitic dikes and necks with altered oriented matrix featuring white sheet-like mineral (alkali feldspar) and purple (titanoaugite) beyond small opaques. Small aegerine-augite phenocrysts strongly pleocroic, which some have simple twinning and sometimes zoned. They presents extinction varying from X c &#8743; &#945; = 23 or 33. Kaersutite with poiquilitic texture (1.0 mm), tiny crystals of euhedral titanite (rare), and isotropic crystals pseudohexagonais altered nosean and carbonates are also observed The samples used in this study have minimum value of 33.91 wt% SiO2 (TRIM-01D) and a maximum of 52.2wt% (AMM-01) ranging from basic to ultrabasic. Through analysis of the oxides SiO2 and MgO is possible to distinguish two groups of rocks to Martin Vaz: an ultramafic magnesium (<42% SiO2 and> 7% MgO) and one basic (> 45% SiO2) and for seamounts, two groups: an ultramafic magnesium (> 9% MgO <42% SiO2) and one basic (> 45% SiO2 and MgO values around 4%). Ar-Ar Analyses for four samples of Martin Vaz present ages to basanites varying from 320 366 Ka (MVA-10) to 623 127 Ka (MVA-04). A single sample representing the phonolite dike dated is the MVA-05B and obtained age of 649 84 ka,indicating to be contemporary with basanite extrusion.

Submitted by Franciele Moreira (francielemoreyra@gmail.com) on 2018-06-22T19:42:32Z No. of bitstreams: 2 Dissertação - Thiago Lopes dos Santos - 2016 .pdf: 4251376 bytes, checksum: 76ce02aadab49051cfb47e627123aecc (MD5) license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) / Approved for entry into archive by Luciana Ferreira (lucgeral@gmail.com) on 2018-06-27T11:16:18Z (GMT) No. of bitstreams: 2 Dissertação - Thiago Lopes dos Santos - 2016 .pdf: 4251376 bytes, checksum: 76ce02aadab49051cfb47e627123aecc (MD5) license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) / Made available in DSpace on 2018-06-27T11:16:18Z (GMT). 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The heat treatment of dehydrate gypsum (DH) was carried out in the Goias state, thus obtaining the phosphogypsum (HH). Three mixtures were studied: Mixture S+HH (50% soil, 50% phosphogypsum HH); Mixture S+HH+CIM (50% soil, 41% phosphogypsum HH and 9% cement) and Mixture S+HH+CAL (50% soil, 44% phosphogypsum HH and 6% lime). Characterisation tests were conducted (utilising traditional methodology and the MCT methodology) and mechanical strength tests (unconfined compressive strength – UCS and resilient modulus – RM) to obtain parameters for use in paving. Deformability tests were also carried out, through consolidation tests, to evaluate the stabilisation of deformation of phosphogypsum HH over time, and stability when subjected to a load in the saturated and unsaturated conditions. In was studied the effect of bad weather conditions on the samples through resistance tests to the simple compression in samples exposed to the elements for up to 180 days. Scanning electron microscopy tests (SEM) were performed to understand the micro structural behaviour. In the samples that contained phosphogypsum HH there was greater UCS than the samples that contained only soil and mixtures with the same phosphogypsum DH proportions. The mixture S+HH+CIM obtained greater resistance and the mixtures S+HH+CAL and S+HH showed similar results, making the use of lime unnecessary. The RM, like the UCS showed better results for the mixture S+HH+CIM. With regards to deformability, mixture S+HH+CIM showed lower deformations than the other mixtures and a tendency towards stabilisation in unsaturated condition, contrary to mixtures S+HH and S+HH+CAL. During the evaluation of the effect of bad weather, mixture S+HH+CIM showed a 15% reduction of resistance through time, 25% resistance reduction for mixture S+HH+CAL and 50% for mixture S+HH. However, these values are still superior to mixtures using phosphogypsum DH used in past researches. When the microstructure of the samples were evaluated, they showed phosphogypsum DH transformed into HH; this behaviour was more consistent in the mixture S+HH. Finally it can be concluded that mixtures containing phosphogypsum HH are viable application in paving base layers. / O fosfogesso é gerado em grande quantidade a partir da produção do ácido fosfórico nas indústrias de adubos e fertilizantes fosfatados. Pesquisas mostram que o fosfogesso é viável de ser aplicado em áreas como construção civil, indústrias cimenteiras e no setor agrícola, porém em quantidades baixas. Na pavimentação o seu uso também é viável e diversos estudos foram realizados na Universidade Federal de Goiás (UFG) com esse intuito. Neste contexto, o objetivo deste trabalho foi realizar o estudo do uso do fosfogesso hemi-hidratado (HH) em misturas com solo, cimento e cal, a fim de viabilizar e ampliar sua utilização em pavimentação. Para tanto, foi realizado o tratamento térmico do fosfogesso di- hidratado (DH) produzido no estado de Goiás, obtendo assim o fosfogesso HH. Foram estudadas três misturas: Mistura S+HH, constituída de 50% solo e 50% de fosfogesso HH; Mistura S+HH+CIM, constituída de 50% solo, 41% de fosfogesso HH e 9% de cimento e Mistura S+HH+CAL, constituída de 50% solo, 44% de fosfogesso HH e 6% de cal. Foram realizados ensaios de caracterização (utilizando metodologias tradicionais e a metodologia MCT) e ensaios de resistência mecânica (resistência à compressão simples - RCS e módulo de resiliência - MR) para obtenção de parâmetros para aplicação em pavimentação. Foram feitos também ensaios de deformabilidade através de ensaios de adensamento, com propósito de avaliar as deformações do fosfogesso HH ao longo do tempo quando submetido a um carregamento nas condições saturadas e não saturadas. Por fim, foi estudado o efeito das intempéries nas amostras por meio de ensaios de resistência à compressão simples em amostras expostas às intempéries por até 180 dias. Ensaios de microscopia eletrônica de varredura (MEV) foram executados para auxiliar nas análises dos ensaios mencionados anteriormente a partir do comportamento microestrutural. Como resultados foi observado que as amostras contendo fosfogesso HH apresentaram RCS maiores que as amostras contendo apenas solo e misturas com as mesmas proporções de fosfogesso DH. A Mistura S+HH+CIM obteve maior resistência e as Misturas S+HH+CAL e S+HH apresentaram valores semelhantes, tornando-se desnecessário o uso da cal. O MR semelhantemente à RCS apresentou resultados melhores para a Mistura S+HH+CIM. Quanto à deformabilidade, a Mistura S+HH+CIM apresentou menores deformações que as demais misturas e uma tendência à estabilização, na condição não saturada, ao contrário das Misturas S+HH e S+HH+CAL. Ao avaliar o efeito das ações das intempéries, verificou-se redução de 15% da resistência ao longo do tempo da Mistura S+HH+CIM, de 25% para a Mistura S+HH+CAL e 50% para a Mistura S+HH. No entanto, esses valores ainda são superiores às misturas executadas com fosfogesso DH em pesquisas anteriores. A análise microestrutural mostra que, nesse caso, há transformação do fosfogesso DH em HH, sendo esse comportamento mais evidente na Mistura S+HH. Por fim, conclui-se que as misturas contendo fosfogesso HH podem ser viáveis de aplicação em camadas de base de pavimentação.

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A Formação Pacujá é caracterizada como uma seqüência vulcano-sedimentar afossilífera que foi submetida a dobra mentos e falhamentos. É constituída por intercalações rítmicas de arenitos arcosianos finos a siltitos com pelitos, onde os arenitos ocorrem na forma de bancos decimétricos tabulares, contínuos lateralmente, exibindo base abrupta e gradação para siltitos em direção ao topo. Os arenitos podem apresentar-se maciços ou estratificados, exibindo laminação plano-paralela, estratificação cruzada micro-hummocky, cruzada climbing waveripples, lineação de partição e laminação convoluta. No topo das camadas de arenito ocorrem, por vezes, marcas onduladas assimétricas e simétricas. Os pelitos apresentam laminação planoparalela e eventualmente gretas de contração. Intercaladas nos sedimentos da Formação Pacujá ocorrem rochas vulcânicas e sub-vulcânicas (basaltos, andesitos, dacitos e riolitos), sob a forma de sills, diques e derrames associados com rochas vulcanoclásticas. Tais rochas tem sido englobadas na Suite Parapuí. O ambiente deposicional da Formação Pacujá foi caracterizado como lacustre, com vulcanismo associado, sujeito a ação de ondas de tempestades, atestada pela presença da laminação cruzada micro-hummocky. Entretanto, não se descarta o ambiente marinho para esta formação, haja vista que os dados obtidos no campo não são suficientes para caracterizar com segurança um destes ambientes. Nesta formação, as intercalações rítmicas de arenitos com pelitos caracterizam ciclos de tempestitos, geralmente incompletos. No contexto geral da Bacia de Jaibaras, a Formação Pacujá representa o pr imeiro pulso deposicio nal, ocorrido no Neo-Proterozóico e estendendo-se até o Cambriano, sendo que a sua área de sedimentação estendeu-se além dos limites atuais da Bacia de Jaibaras. A Formação Pacujá apresenta um padrão de dobramento complexo, resultado de superposição de dobramentos, com formas geométricas semelhantes aos padrões de interferência do tipo 1 - “domos e bacias” e dobras em kinks. Este dobramento pode estar relacionado a transpressões em regime dúctil-rúptil, ligado a um esquema transcorrente sinistral nordestesudoeste no Eopaleozóico, que levou a fraca inversão da Bacia de Jaibaras. A Formação Aprazível compreende uma seqüência sedimentar delgada, falhada e basculada em geral para sudeste, que recobre discordantemente a Formação Pacujá. É constituída por conglomerados polimíticos com arcabouços fechado (clast -support) e aberto (matrixsupport), maciços ou estratificados, contendo clastos de rochas vulcânicas, gnaisses, granitos, rochas calciossilicáticas, quartzo, anfibolitos, riolitos, mármores, milonitos, siltitos e arenitos, com tamanhos que variam de grânulos até matacões. A matriz é arenosa arcosiana grossa a muito grossa, localmente microconglomerática. Ocorrem, em menor proporção, arenitos arcosianos médios a grossos maciços, localmente com estratificação cruzada acanalada, e também intercalações de camadas contínuas lateralmente de arenitos arcosianos com pelitos laminados com níveis gretados. Estes arenitos apresentam laminação plano-paralela, laminação cruzada cavalgante (climbing-ripples), localmente estratificação acanalada de pequeno porte, lineação de partição e laminação convoluta. Na superfície das camadas de arenitos ocorrem, eventualmente, marcas onduladas simétricas e assimétricas. O ambiente de deposição da Formação Aprazível foi caracteriza do como do tipo leque/planície aluvial, dominado por debris-flows e stream-flows, progradando distalmente sobre pequenos corpos lacustres. O acamamento da Formação Aprazível encontra-se em geral basculado para sudeste, fato este ocasionado a partir da rotação de blocos, em função de um eixo extensional de direção noroeste-sudeste atuante no Ordoviciano, o qual controlou a deposição da Formação Aprazível no espaço compreendido entre as zonas de cisalhamento Sobral-Pedro II e Café- Ipueiras. A Formação Aprazível representa a seqüência do segundo e último pulso deposicional ocorrido na Bacia de Jaibaras no Ordoviciano, em uma área de deposição mais restrita, controlada pelas zonas de cisalhamento Sobral-Pedro II e Café Ipueiras. Sua deposição ocorreu no intervalo de tempo pós-seqüência Pacujá e intrusões dos granitos da Suite Meruoca, e pré-seqüência do Grupo Serra Grande da Bacia do Parnaíba. / Studies carried out in southwestern portion of the Jaibaras Basin in the area of the 300 km², situated between the Pacujá and Jaibaras towns, northwest region of Ceará State, including geological mapping in 1:25,000 scale, faciologic, petrographic and structural analysis of the Pacujá and Aprazível formations, allowed a better visualization of spatial distribution of these units, as well as the characterization of their depositional environment, structural pattern and, at last to take considerations about the tectono-sedimentary evolution of the Jaibaras Basin. The Pacujá Formation is characterized by a folded and faulted volcanosedimentary sequence without fossils, made of rhythmic interlayers of fine arkosian sandstones to siltistones with pelites, occurring in tabular decimeter thick beds, laterally continuous, showing abrupt base and upward gradation to siltistones. The sandstones could be massive or stratified, showing planar lamination, micro-hummocky cross lamination, climbing wave -ripple cross lamination, locally parting lineation and convolute lamination. On the top of the sandstone beds occur symetrical and assymetrical wavy-ripples. Pelites show planar lamination and mudcracks. Interlayered with Pacujá Formation sediments occur volcanic and subvolcanic rocks (basalts, andesites, dacites and ryolites), at the form sills, dikes and flows, associated with volcaniclastic rocks, included on the Parapuí Suite. The environment of the Pacujá Formation was characterized as lacustrine with volcanism associated, subjected to storm-wave action, proved by the occurrence of microhummocky cross lamination.The rhythmics interlayering of sandstones and pelites characterizes tempestites cycles, usually incomplete. However, marine environment must be assoc iated, but unfortunately the field datas is insufficient to define this environments. In the Jaibaras Basin setting, Pacujá Formation represents the first deposicional pulse that extend from Neoproterozoic era to Cambrian period. This sedimentation occurred in an area wider than Jaibaras Basin out of their present boundaries. The Pacujá Formation shows a complex fold pattern, that resulted from superimposed folding, with geometric shapes similar to type 1 interference pattern - “domes and basins”, and kinks folds. This folding could be related to transpression in ductile -brittle regime, linked to the northest-southwest sinistral strike -slip system in the Eopaleozoic era, that caused a weak inversion of the Jaibaras Basin. The Aprazível Formation comprises a thin sedimentary sequence, faulted and tilted to southeastern on the whole, unconformably covering the Pacujá Formation. It is made of polymitic conglomerates, with clast-supported and matrix -supported framework, massive or stratified, with volcanic, gneiss, granite, rocks calcissilicatic, quartz, amphibolite, rhyolite, marble, mylonite, siltistone and sandstone clasts, varying in size from granules to boulders. The matrix is coarse to very coarse sandy arkosean, locally microconglomeratic. To a lesser proportion, occurs medium to very coarse grained arkosean sandstones, locally stratified, and intercalations of laterally continuos beds of arkosean sandstones and laminated pelites with mudcracks in surfaces of the beds. These sandstones show planar lamination, climbing-ripple cross lamination, and locally trough cross-bedding and convolute lamination. In the surface of sandstone beds, there are, occasionally, symetrical and assymetrical wave-ripples. The depositional environment of the Aprazível Formation was characterized as alluvial fan/plain, dominated by debris-flows and stream-flows, prograding distally over small lacustrine bodies. The tilting of the Aprazível Formation beds to southeastern, is a results from rotation of blocks, due to an extensional axis in the northwest-southeast direction, acting in Ordovician period, that controlled the deposition of Aprazível Formation in the area between Sobral-Pedro II and Café -Ipueiras shear zones. The Aprazível Formation represents the second and last depositional pulse that occurred in the Jaibaras Basin in the Ordovician period, in a more restrict depositional area, controled by Sobral-Pedro II e Café-Ipueiras shear zones. Its deposition occurred in a time interval between the post-Pacujá sequence and Meruoca Suite Granites, and pre-Serra Grande Group sequence of the Parnaiba Basin.

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O domínio 1 inclui a região de Almas-Dianópolis, é interpretado como um terreno granito-greenstone, englobando um conjunto de gnaisses tonalíticos com supracrustais associadas (Complexo Goiano), e vários corpos de tonalitos (Suíte Serra do Boqueirão) embutidos nas unidades anteriores. A evolução geral do domínio compreende três eventos deformacionais principais. O primeiro se refere à formação dos anfibolitos e/ ou biotita gnaisse e granitóides, caracterizados estruturalmente por um bandamentos sub-vertical, orientado na direção N10° E. O desenvolvimento desse elemento planar foi acompanhado por transformações mineralógicas e fácies anfibolito. O segundo evento corresponde à deposição do Grupo Riachão do Ouro, seguida pela formação de estruturas sinclinais isoclinais empinadas, orientadas na direção N10° E, contemporânea a transformações em fácies xisto verde. A esse evento se relaciona a colocação dos diápiros tonalíticos da Suíte Serra do Boqueirão. O último é representado por uma foliação de transposição suavemente inclinada para sudeste, vinculada a um processo de cisalhamento simples dúctil-rúptil de baixo ângulo, que afetou a parte oeste do domínio e transformou as rochas do Complexo Goiano em gnaisses miloníticos em condições de fácies anfibolito. O domínio 2 envolve os municípios de Porto Nacional, Brejinho de Nazaré e Natividade, correspondendo à parte centro-leste da área. Caracterizado por gnaisses granulíticos (Complexo Porto Nacional), por gnaisses tonalíticos com supra crustais associadas (Complexo Manoel Alves), por conjuntos supracrustais, envolvendo metassedimentos e metavulcânicas (Formação Morro do Aquiles), e por granitos pegmatóides, a exemplo da Suíte Xobó. As diferentes unidades litológicas apresentam-se na forma de camadas e/ ou pacotes sub-horizontais, concordantes a sub-concordantes e orientadas na direção N30°. Exibem feições estruturais produzidas por um processo de cisalhamento simples dúctil-rúptil de baixo ângulo, em condições de fácies anfibolito. Várias zonas de cisalhamento dúctil de alto ângulo, com caráter direcional, com diferentes intensidades de deformação e desenvolvidas em condições de fácies xisto verde, superpõem-se às feições estruturais ligadas ao evento de cisalhamento de baixo ângulo. O domínio 3 acha-se totalmente incluído no município de Paraíso do Norte, na porção noroeste da área, e é interpretado como um terreno granito-greenstone, a exemplo do domínio 1. Fazem parte desse domínio o Complexo Colméia, o Grupo Rio do Côco e os gnaisses alcalinos de Monte Santo. Duas fases de deformação principais são responsáveis pela estruturação geral do domínio. A fase mais antiga corresponde ao dobramento do bandamento (s) dos granitoides gnaissificados do Complexo Colméia, em dobras recumbentes, orientadas na direção E-W. A xistosidade (S1) plano-axial se formou em condições de fácies anfibolito média a alta. A fase seguinte diz respeito à constituição do Grupo Rio do Côco em discordância com o Complexo Colméia. Nesse evento estabeleceram-se dobras empinadas orientadas na direção E-W e formou-se uma xistosidade em condições de fácies xisto verde. A segunda geração de dobras do Complexo Colméia está relacionada a esse evento deformacional. O domínio 4 é definido pela região que compreende parte dos municípios de Paraíso do Norte, Fátima, Gurupi e Porto Nacional, correspondendo à porção centro-oeste da área. Faz parte desse domínio o Complexo Rio dos Mangues, as suítes Matança e Serrote e os gnaisses alcalinos da Serra da Estrela, dispostos em corpos tabulares sub-concordantes orientados na direção N30°E. A exemplo do que se observa nas unidades do domínio 2, os diferentes conjuntos rochosos do domínio 4 exibem feições estruturais ligadas aos eventos de cisalhamento de baixo e alto ângulos. A passagem entre os domínios 1 e 2 e entre os domínios 3 e 4 é gradativa de modo que se delineiam dois blocos crustais antigos (domínios 1 + 2 e 3 + 4) separados pela faixa de rochas granulíticas (Complexo Porto Nacional). A zona de justaposição corresponde a um cinturão de cisalhamento dúctil de baixo ângulo, desenvolvido a partir do cavalgamento do bloco Brasília, a leste, sobre o bloco Araguacema, a oeste. Quadro geológico semelhante já foi muito bem caracterizado na África do Sul, no Oeste da Groelândia e no noroeste da Escócia, e começa a ser esboçado em várias regiões no Brasil, configurando-se uma nova maneira de entender as relações entre os terrenos arqueanos. Nesse segmento crustal, estabilizado no final do Arqueano, foram injetados corpos graníticos da Suíte Lajeado, no final do Proterozoico Inferior, e corpos básico-ultrabásicos na primeira metade do Proterozoico Médio. Nesta época, o Lineamento Transbrasiliano se individualizou como zona de cisalhamento rúptil. Na segunda metade do Proterozoico Médio instalaram-se as bacias, onde se depositaram as rochas que constituem o Supergrupo Baixo Araguaia e o Grupo Natividade, separadas por um bloco limitado hoje, pelas cidades de Paraíso do Norte, Gurupi ePorto Nacional. O lineamento Transbrasiliano voltou a ser ativo nesse período. No final do Proterozoico Médio, uma compressão regional, aproximadamente E-W, permitiu a edificação das faixas de dobramentos Araguaia e Uruaçu. A evolução da faixa de dobramentos Araguaia envolve quatro estágios de formação de estruturas. No primeiro estágio formaram-se dobras recumbentes submeridianas, com uma xistosidade plano axial (S1) desenvolvida em condições de fácies anfibolito média a xisto verde média. Os estágios intermediários referem-se a dobramentos e redobramentos de S1. O último estágio corresponde à formação dos corpos graníticos da Suíte Santa Luzia. Como resultado dessa evolução, verifica-se na faixa Araguaia uma assimetria importante, caracterizada pela atenuação de deformação e das transformações mineralógicas de leste para oeste. O quadro geral da faixa de dobramento Uruaçu é caracterizado por dobras desenhadas pelo acamamento, com planos axiais variáveis e por transformações mineralógicas em fácies xisto verde. Na região estudada não existem variações regulares na intensidade da deformação e do grau metamórfico. Os sedimentos imaturos da Formação Monte do Carmo são os produtos dos últimos processos litogenéticos de Proterozóico Médio na área. Durante a evolução das faixas de dobramentos Araguaia e Uruaçu, a parte norte do Maciço Goiano teve uma participação limitada, de tal modo que funcionou como um bloco rígido em relação aos dobramentos laterais. Os produtos finais ligados à evolução policíclica desse segmento crustalno Pré-Cambriano. São representados por sistemas de falhas direcionais orientadas principalmente nas direções N40°- 60° E e N40° - 50° W. O sistema de falhas NE reflete nova movimentação através do Lineamento Transbrasiliano no Proterozoico Superior. No Fanerozoico depositaram-se expressivas sequências sedimentares e novos movimentos foram registrados no Lineamento Transbrasiliano levando ao desenvolvimento de importantes desnivelamentos de blocos, refletidos, em parte, na morfologia atual da área. / The study area is bounded by the cities Paraíso do Norte, Gurupi, and Dianópolis in north-central Goiás State. The area contains diverse lithostratigraphic units and various generations of structures related to distinct thermo-tectonic events. Based on the distribution and the petrographic and structural characteristics of the ancient rock assemblage, four litho-structural domains were defined and attributed to the Archean. Domain "1" includes the region of Almas-Dianópolis and is interpreted as part of granite-greenstone terrane. It includes a group of tonalitic gneisses with associated supracrustal rocks (Goiano Complex), a sequence of metavolcanic rocks and metasediments (Riachão do Ouro Group), and various tonalite bodies (Serra do Boqueirão Suite) intruded into the earlier units. The evolution of the domain includes three principal deformational events: a) Formation of the amphibolites and/or biotite gneisses and granitoids characterized by sub-vertical banding oriented N10ºE and accompanied by mineralogical changes under conditions of amphibolite facies; b) deposition of the Riachão do Ouro Group, followed by isoclinal folding oriented N10°E and consequent transformation to greenschist facies. The emplacement of the tonalitic diapirs of the Serra do Boqueirão Suite is related to this event; c) a foliation gently inclined to the SE resulting from a simple low-angle ductile-brittle shearing process which affected the west part of this domain, transforming the rocks of the Goiano Complex into mylonitic gneisses under amphibolite facies conditions. Domain 2 includes the counties of Porto Nacional, Brejinho de Nazaré, and Natividade in the east-central part of the area. It is characterized by granulitic gneisses (Porto Nacional Complex), by tonalitic gneisses with associated supracrustal rocks (Manoel Alves Complex), including metasediments and metavolcanics (Morro do Aquiles Formation), and by pegmatitic granites such as the Xobó Suite. The different lithologic units take the form of lenses or sub-horizontal concordant to sub-concordant bodies with strike N30°E. They show structural features produced by a low-angle ductile-brittle shearing process under amphibolite facies conditions. Superposed on the low-angle features are various zones of high-angle directional shear having different intensities of deformation, but all in greenschist facies conditions. Domain 3 is within the NW part of Paraiso do Norte county and is interpreted as a granite-greenstone terrane similar to that of Domain 1. This Domain includes the Colméia Complex, the Rio do Coco Group, and the alkaline gneisses of Monte Santo. Two principal deformational phases are responsible for the structures in this domain: a) folding (S) of the gneissic granitoids of the Colméia Complex into recumbent folds oriented E-W. The axial plane schistosity (S1) formed in medium to amphibolite facies conditions; b) deposition of the Rio do Coco Group, discordant with the Colméia Complex, followed by sub-vertical folding oriented E-W. The second generation of folds in the Colméia Complex is related to this deformational event. Domain 4, in the west-central part of the area, includes parts of Paraíso do Norte, Fatima, Gurupi, and Porto Nacional counties. This domain is composed of the Rio dos Mangues Complex, the Matança and Serrote Suites, and the alcaline gneisses of the Serra da Estrela, distributed in sub-concordant sheets oriented N30°E. Similarly to that observed in Domain 2, these rock assemblages show structural features related to low-and high-angle shearing events. The transition between Domains 1 and 2 and between Domains 3 and 4 is gradational, such that two ancient blocks of crust are defined (Domains 1+2 and 3+4] separated by a belt of granulitic rocks (Porto Nacional Complex). The zone of juxtaposition corresponda to a belt of low-angle ductile shearing developed by the overthrusting of the Brazilian block, on the east, onto the Araguacema block to the west. Similar geologic conditions have been well characterized in South Africa, in western Greenland, and in NW Scotland and are beginning to be described in various regions in Brazil, constituting a new way to understand the relations between Archean terranes. Granite bodies of the Lajeado Suite at the end of the Lower Proterozoic and ultrabasic bodies in the first half of the Middle Proterozoic were injected into this crustal segment stabilized at the end of the Archean. During this epoch the Transbrazilian Lineament became defined as a brittle shear zone. Basins were developed in the second half of the Middle Proterozoic, with deposition of the Baixo Araguaia Supergroup and the Natividade Group. These two are separated today by a block limited by the cities of Paraíso do Norte, Gurupi, and Porto Nacional. The Transbrazilian Lineament was reactivated in this period.At the end of the Middle Proterozoic an E-W regional compression produced the Araguaia and Uruaçu fold belts. The evolution of the Araguaia fold belt involved four stages of structural deformation. In the first stage, N-S recumbent folds were formed having axial plane schistosity (S1) developed in intermediate amphibolite facies to intermediate greenschist facies conditions. The intermediary stages involved folding and refolding of the S1. The last stage is related to the formation of domai structures resulting from the intrusion of the granite bodies of the Santa Luzia Suite. As a result of this evolution, the Araguaia belt has an importent asymmetry characterized by intensification of deformation and mineralogical transformations from west to east. The Uruaçu fold belt is In general characterized by folds with variably-oriented axial planes and mineralogical changes tipical of greenschist facies. In the studied region, regular variations In deformational intensity and metamorphic degree were not found. The immature sediments of the Monte do Carmo Formation are the products of the last lithogenetic processes of the Middle Proterozoic in the area. During the evolution of the Araguaia and Uruaçu fold belts, the north part of the Goiano massif had a limited participation in such a way that it functioned as a rigid block with respect to the folding on either side. The final products related to the polycyclic evolution of this crustal segment during the Priecambrian are represented by directional fault systems oriented principally N40º -60ºE and N40º -50º W. The NE system of faults reflects a reactivation of the Transbrazilian Lineament in the Upper Proterozoic. Thick sedimentary sequences were deposited in the Phanerozoic and new movements on the Transbrazilian Lineament caused the development of important block faulting which is reflected in part by the present-day geomorphology of the area.

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O "greenstone" em lide compõe um cinturão "sinformal" direcionado WNW-ESE, correspondendo a um pacote metavulcãnico, com xistos ultramáficos (UM), basaltos (BAS) e gabros (GB) na base, e, no topo, rochas hipabissais dacíticas (DAC - ca. 2,94 Ga, Pb/Pb). O conjunto foi intrudido por metaplutônicas Mesoarqueanas, os tipos mais precoces sendo quartzo dioríticos, seguidos sucessivamente por granodioritos (com enclaves máficos), trondhjemitos / tonalitos e leucogranitos. O embasamento gnáissico (GN - aflorante a norte e reconhecido por conter uma fábrica mais antiga Sn-1/D1), o "greenstone" e os metagranitóides foram intrudidos no final do Paleoproterozôico por enxames de diques riolíticos (ca. 1,60 Ga, Rb/Sr) e diabásicos. O "greenstone" apresenta estruturas e texturas ígneas reconhecíveis, porém obliteradas em regiões de contato com metagranitóides e em zonas de cisalhamento. As ultramáficas ocorrem como tremolititos, tremolita - talco xistos e talco xistos; o anfibólio é bastante alongado e fino, comumente em arranjos paralelos, interpretados como fantasmas de texturas "spinifex". Os basaltos são maciços ou almofadados, freqüentemente variolíticos. Mostram diferentes graus de recristalização, sendo identificados restos de texturas hialofiticas, pilotaxíticas e traquitóides. Clinoanfibólio (hornblenda actinolítica), epídotos e plagioclásio (albita - andesina) são os minerais mais abundantes. Os gabros são maciços a porfiriticos, distinguindo-se relíquias de texturas subofiticas e granofiricas. Os dacitos são porfiríticos, com fenocristais de quartzo e plagioclásio (oligoclásio), além de hornblenda e nódulos máficos (biotita, clorita, opacos, epidotos, titanita, apatita) nas variedades menos evoluídas. Dentre os metagranitóides, os leucogranitos e trondhjemitos contêm biotita cloritizada, enquanto granodioritos e parte dos tonalitos portam biotita ou biotita + hornblenda (também em quartzo dioritos). O "greenstone" e os metagranitóides foram afetados por uma deformação dúctil, heterogênea, que evoluiu para zonas miloníticas. A estruturação da área é marcada por uma fábrica planar (Sn//Sm/D2) direcionada WNW-ESE a E-W, de mergulhos divergentes. Lineações de estiramento E-W, WNW-ESE ou NW-SE, meso e microestruturas assimétricas S-C, peixes de micas e de clinoanfibólios, e rotações de porfiroclastos a e 15 indicaram uma megaestrutura resultante de um binário com encurtamento NW-SE. A geometria atual do "greenstone" seria derivada de transpressão dextrógira, com o "greenstone" compondo uma estrutura em flor positiva. O regime transpressivo favoreceu a criação de regiões transtrativas, onde se alojaram plútons graníticos no NW, além de clivagens de crenulação extensional (Sn+i/D2) no SW. A quantificação da deformação revelou encurtamento da ordem de 60%, extensão subhorizontal, paralela ao "trend" do "greenstone", de 68 a 500%, e extensão vertical de 101 a 280%. O elipsóide de deformação variou de oblato a prolato, com mudanças de densidade e rotação do eixo de estiramento máximo (X) nas zonas miloníticas. A inversão da deformação permitiu reconstruir a forma original do "greenstone", que seria também alongada WNW-ESE, embora de excentricidade menor que a atual. Estes dados, juntamente com a petrofábrica do eixo c do quartzo, sugeriram que a deformação progressiva envolveu mecanismos de cisalhamento puro e simples, sendo o arcabouço final resultante deste último. Falhas e fraturas rúpteis diversas, afetando também diques riolíticos e diabásicos, marcaram o último evento (D3). As paragêneses minerais do metamorfismo principal (Mn/M2) originaram-se de recristalização estática, pré-tectônica, que modificou parte das texturas e quase totalmente a mineralogia das rochas do "greenstone". Formaram-se anfibólio verde azulado (hornblenda actinolítica), epídotos (pistacita predominante), titanita e quartzo em BAS e GB; tremolita, talco e clorita em UM. Saussuritização e sericitização de plagioclásio, biotitização de anfibólio, cloritização de biotita e transformação de hornblenda em titanita verificaram-se nos metagranitóides. A coexistência de hornblenda + plagioclásio (An> 17) e/ou hornblenda actinolítica + epidotos + clorita em rochas metabásicas mostrou que o evento supra foi de pressão baixa e temperaturas transicionais entre as fácies xisto verde e anfibolito. Este episódio essencialmente térmico refletiu o aquecimento crustal produzido pelo plutonismo do final do Mesoarqueano, tendo obliterado as associações prévias do metamorfismo de fundo oceânico. Ligeiramente concomitante a francamente subseqüente, houve um evento de recristalização dinâmica extensiva (Mm/M2) na fácies xisto verde, particularmente em zonas de cisalhamento e contatos litológicos. Em tais locais, existem evidências de aporte de fluidos (blastomilonitos xistosos e abundantes veios de quartzo) e remobilização da maioria dos elementos químicos (Al, Fe, Ca, K, Na, Rb, Sr, Zr). Em condições PT ainda menores, deu-se finalmente a ação de um evento discreto, relacionado com crenulações e formando clorita, epídotos e quartzo (Mn+1/M2). O evento M2, bem como aquele detectado somente em GN (M1 em fácies anfibolito), foram de natureza dúctil, o que os distinguiu nitidamente do último episódio (D3/M3). Este foi posicionado no final do Paleoproterozóico, tendo caráter hidrotermal e associado á feições rúpteis de alto nível crustal. A evolução progressiva do metamorfismo M2, com pico térmico precoce ao pico da deformação, sugeriu uma trajetória P-T-t anti-horária, correspondente á evolução metamórfica de bacias marginais fanerozóicas. Algumas análises químicas de rochas metavulcânicas permitiram a definição de séries magmáticas e discussão de modelos petrogenéticos. Reconheceram-se três séries geoquímicas, a saber, da mais antiga para a mais nova, komatiítica (UM), toleitica (BAS e GB) e cálcio-alcalina (DAC). A primeira corresponde a komatiitos peridotíticos, com MgO>18% em peso (base anidra), com um "trend" de enriquecimento em Al, tal como em Geluk e Munro, e menos cálcico do que Barberton. Os padrões de terras raras leves são irregulares, com razões (La/Sm)N entre 0,42 e 4,2 e anomalias negativas de Eu. Os terras raras pesadas pareceram menos afetados por processos pós-eruptivos, sendo planos ou ligeiramente fracionados (1,0<(Gd1Yb)N<2,3). Modelos quantitativos foram de dificil execução em virtude da remobilização de vários elementos, porém, em termos qualitativos, foi possível estimar cumulados ricos em olivina e ortopiroxênio. Dentre os toleítos, BAS e GB apresentaram padrões geoquímicos muito similares entre si. Ambos são toleítos de baixo potássio, comparáveis a toleítos arqueanos empobrecidos. Os elementos terras raras são quase planos, com valores 10X o condrito, e anomalias fracas ou inexistentes de Eu. Modelos preliminares sugeriram cumulados semelhantes para BAS e GB, compostos essencialmente de clinopiroxênio e plagioclásio. De acordo com alguns cálculos geoquímicos, a fonte dos magmas que originaram os komatiitos e toleítos seria o lherzolito a granada. Os DAC apresentaram características geoquímicas afins à metavulcânicas e metaplutônicas cálcio-alcalinas tanto modernas quanto arqueanas, seguindo o "trend" trondhjemítico. A diferenciação magmática teria decorrido por fracionamento de plagioclásio>quartzo>hornblenda>K-feldspato, com quantidades accessórias de biotita, magnetita, titanita, alanita e zircão. A fonte do magma dacítico seria crustal do tipo toleíto metamorfisado em fácies granada anfibolito e ligeiramente enriquecido em terras raras leves. No modelo geodinâmico proposto, já existia um embasamento gnáissico antes de 2,96 Ga. Entre 2,96 e 2,90 Ga, a conjugação de alto gradiente geotérmico com extensão litosférica provocou o rifteamento continental, formando bacias marginais, onde se daria a extrusão de komatiitos e toleítos. Em torno de 2,94(?)-2,90 Ga, geraram-se os DAC através de fusão de crosta oceânica em zonas de subducção, evoluindo por fracionamento a baixas pressões. Os mesmos mecanismos geradores dos DAC também seriam responsáveis pelo plutonismo cálcio-alcalino, culminando com a inversão estrutural do "greenstone", espessamento crustal e forma final do terreno granito - "greenstone" (transpressão dextrógira ca. 2,88-2,86 Ga). A região sofreu ainda um episódio de (rea)quecimento, detectado a nível de minerais, sem deformação e metamorfismo correlatos, ao final do Eoarqueano (2,69-2,50 Ga), e intrusão de enxames de diques riolíticos (1,60 Ga, Rb/Sr) e diabásicos ao final do Paleoproterozóico. A correlação com o conhecimento atual da PMC permitiu admitir que o terreno granito - "greenstone" de Rio Maria já estava configurado quando da implantação do Supergrupo Itacaiúnas (ca. 2,76 Ga) e da granitogênse alcalina na Serra dos Carajás. Assim, a transpressão sinistrógira que inverteu aquele supergrupo corresponderia a um evento posterior e bem distinto da transpressão dextrógira da região de Rio Maria. / This thesis deals to the geology and petrogenesis of the Identidade greenstone belt, located between Xinguara and Rio Maria towns, SE of Pará state. The data of this area permitted the discussion of the tectonic evolution of the gravite greenstone terrain of the Rio Maria region in the context of the Província Mineral de Carajás, SE of the Amazonian craton. The greenstone studied compose a synformal belt in the WNW-ESE direction, corresponding to one metavolcanic pile, formed predominantly by ultramafic schists (UM), basalts (BAS) and gabbros (GB) at the base, and hypabyssal dacitic rocks (DAC - ca. 2.94 Ga, Pb/Pb) at the top. The whole was intruded by metaplutonic rocks of Mesoarchean ages, the older one being quartz diorites, followed successively by granodiorites, trondhjemites / tonalites and leucogranites. The gneissic basement (GN - outcroping toward north and recognized for having an older fabric Sn-1/D1), the greenstone and the metagranitoids were intruded by hypabyssal rhyolitic (ca. 1.60 Ga, Rb/Sr) and basic dykes at the end of the Paleoproterozoic. The greenstone presents igneous structures and textures still recognized, although obliterated near the contacts with the metagranitoids and shear zones. The ultramafics occur as tremolitites, tremolite - talc schists and talc schists; the amphibole is very elongated and thin, commonly in parallel arrays, interpreted as ghosts of spinifex textures. The basalts are massive or pillowed and frequently variolitic. They show different degrees of recrystallization, with some relicts of hyalophitic, pilotaxitic and traquitoid textures. Clinoamphibole (actinolitic hornblende), epidotes and plagioclase (albite - andesine) are the most abundant minerais. The gabbros may be massives to porphyritics (plagioclase phenocrysts), still with some relicts of subophitic and granophyric textures. The dacites are porphyritic, with phenocrysts of quartz and plagioclase (oligoclase), besides hornblende and mafic clots (biotite, chlorite, opaque minerais, epidotes, sphene, apatite) in the less evolved samples. Concerning the metagranitoids, the leucogranites and trondhjemites have chloritized biotite, whereas the granodiorites and some tonalites comprise biotite or biotite + hornblende (also in quartz diorites). The greenstone and the metagranitoids were affected by one event of heterogeneous, ductile deformation, that evolved to mylonitic zones. The structural framework of the area is marked by a planar fabric (Sn//Sm/D2) in the WNW-ESE to E-W direction, with moderate to strong dips in a divergent fan. E-W, WNW-ESE or NW-SE stretching lineations, meso and asymmetric S-C microstructures, mica and clinoamphibole fishes, and rotation of o and i porphyroclasts indicated one megastructure resulting from a binary system with NW-SE shortening direction. The actual geometry of the greenstone would be derived from a dextral transpression, with the greenstone forming a positive flower structure. The transpressional regime favored the grow of transtensional cites and subsequent emplacement of granitic plutons on the NW contact, and extensional crenulation cleavage (Sn+1/D2) on the SW of the greenstone. Strain measurements displayed a ca. 60% shortening, subhorizontal extension of ca. 60 to 500% parallel to the greenstone trend, and vertical extension of ca. 101 to 280%. The strain ellipsoid may be oblate to prolate, with changes in density and rotation of the axis of maximum stretching (X) toward the mylonitic zones. The inversion of the deformation permitted the reconstruction of the original shape of the greenstone, that would be also elongated WNW-ESE, but with lesser eccentricity than today. These data, together with the quartz petrofabric, suggested that the deformation has been accommodated by pure and simple shear mechanisms, the final framework resulting essentially from the later. The last event (D3) are represented by faults and fractures which also affected the felsic and basic dykes. The paragenesis of the main metamorphic event (Mn/M2) is represented by static recrystallization, which modified some textures and almost ali minerais within the greenstone. The minerais formed phases were bluish green amphibole (actinolitic hornblende), epidotes, sphene and quartz in BAS and GB; tremolite, talc and chlorite in UM. The metagranitoids show transformations of plagioclase (saussurite, fine white mica), amphibole (to biotite and/or sphene) and biotite (to chlorite). The coexistence of hornblende + plagioclase (An>17) and/or actinolitic hornblende + chlorite in metabasic rocks shows that this event was of low pressures and temperatures in the transitional field of the greenschist and amphibolite facies. This episode should reflect a regional crustal heating produced by the plutonism at the end of the Mesoarchean, that obliterated the previous associations of ocean floor metamorphism. Slightly coeval to subsequently, it occurred one event of extensive dynamic recrystallization (Mm/M2) in the greenschist facies, specially within shear zones and lithological contacts. In these places, there are evidences of fluid incoming (schistose blastomylonites and abundant quartz veins) and remobilization of chemical elements (Al, Fe, Ca, K, Na, Rb, Sr, Zr). Finally, under lower PT conditions, it occurred a less expressive event related to crenulation cleavages and forming chlorite, epidotes and quartz (Mn+1/M2). The M2 event, as well as the one detected only in GN (M1 under amphibolite facies), was of ductile nature and cleary distinguished from the last one (D3/M3). The later was placed at the end of the Paleoproterozoic, being of hydrothermal character and associated to high crustal structures. The progressive evolution of the M2 metamorphism with its thermal peak predating the deformation suggested a counterclockwise P-T-t path, corresponding to the metamorphic evolution of Phanerozoic marginal basins. Some chemical analysis of the metavolcanic rocks permitted the definition of magmatic series and a discussion of petrogenetical modeling. It was possible to recognize three geochemical series, that is, from the older to the younger, komatiitic (UM), tholeiitic (BAS and GB) and calc-alkaline (DAC). The first one corresponds to peridotitic komatiites with MgO>18 weight % (volatile-free basis), with an enrichment trend in Al, such as in Geluk and Munro, and less calcic than the Barberton one. The light rare earth element patterns are irregular with (La/Sm)N ratios between 0.42 and 4.2 and negative Eu anomalies. The heavy rare earth elements seem less affected by post-eruptive processes, being plate or slightly fractionated (1.0<(Gd/Yb)N<2.3). The quantitative models were of hard execution due to the remobilization of several elements. It was possible estimate cumulates rich in olivine and orthopyroxene. With regarding to tholeiites, the BAS and GB showed very similar geochemical signatures, both being low potassium tholeiites comparable to depleted Archean tholeiites. The rare earth elements are almost plate, with values 10X the chondrite, and slight or no Eu anomaly. Preliminary modeling suggested similar cumulates for BAS and GB, composed essentially by clinopyroxene and plagioclase. The magma sources that originated the komatiites and tholeiites would be a garnet lherzolite. The DAC presented geochemical characteristics of modern and Archean metavolcanics and metaplutonics of trondhjemitic nature. The magmatic differentiation would be achieved by fractionation of plagioclase>quartz>hornblende>K-feldspar, with subordinated amount of biotite, magnetite, sphene, allanite and zircon. The source of the dacitic magma would be a tholeiite metamorphosed to the garnet amphibolite facies and somewhat enriched in light rare earth elements. The geodynamical model proposed admit the existence of a gneissic basement prior to 2.96 Ga. Between 2.96 and 2.90 Ga, the interplay of high geothermal gradients and lithospheric extension was responsible for extensive rifting, forming marginal basin systems, where extruded the komatiitic and tholeiitic rocks. At 2.94(?)-2.90 Ga, the DAC were generated from partia' melting of oceanic crust in subduction zone settings, and evolved by low pressure fractional crystallization. The same mechanisms that generated the DAC are extended also to the calc-alkaline plutonism, this one being responsible for the structural inversion of the greenstone, crustal thickening and final shape of the granite - greenstone terrain (dextral transpression ca. 2.88-2.86 Ga). The region still suffered a late episode (end of Eoarchean, 2.69-2.50 Ga) of (re)heating, registered only in sorne mineral, without any evidente of deformation and/or metamorphism. Finally, it occurred the intrusion of felsic (1.60 Ga, Rb/r) and basic dykes at the end of the Paleoproterozoic. The correlation with the actual understanding of the Província Mineral de Carajás permitted envisage that the Rio Maria granite - greenstone terrain was then configured at the moment of implantation of the Itacaiúnas Supergroup (ca. 2.76 Ga) and alkaline granitic plutonism at the Serra dos Carajás. So the sinistrai transpression that inverted that supergroup would correspond to a newer event, very distinct as regards as the dextral transpression of the Rio Maria region.

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Nas unidades mais antigas, do Proterozóico Inferior, são reconhecidos conjuntos de rochas ortoderivadas compreendendo basaltos toleíticos tipo TH-1, basaltos cálcio-alcalinos e tonalitos bem como seqüências paraderivadas incluindo grauvacas, pelitos, sedimentos grafitosos e sílico-ferromanganesíferos estabilizados em alto grau metamórfico, os quais são representados pelo Complexo Porto Nacional e Formação Morro do Aquiles. Outro conjunto engloba suítes de rochas tonalíticas com variações granodioríticas e graníticas associadas a unia seqüência supracrustal de natureza cálcio-silicática, pelítica, psamitica e sílico-manganesífera, gnaissificadas e metamorfizadas na fácies anfibolito, reunidas sob a designação de Complexo Rio dos Mangues. Suítes plutônicas anortosítica (Carreira Comprida), nefelina sienitica (Estrela) e granítica potássica (Matança, Serrote), metamorfizadas na fácies anfibolito, constituem plutons e batólitos individuais embutidos nas seqüências acima. Eles representam eventos magmáticos de diferentes origens e cronologia. Outras unidades do final do Proterozóico Inferior estão representadas pela Formação Monte do Carmo, que compreende uma seqüência supracrustal formada por conglomerados e arenitos arcoseanos, grauvacas e vulcânicas ácidas a intermediárias, e pela Suíte Lajeado reunindo uma série de corpos graníticos intrusivos, relacionados á tectônica extensional em ambiente intraplaca continental. O Proterozóico Superior e o Fanerozóico são representados, respectivamente, por uma seqüência de metassedimentos psamiticos e pelíticos de baixo grau metamórfico (Grupo Natividade) e por seqüência de rochas sedimentares da borda oeste da Bacia do Parnaíba (formações Serra. Grande e Pimenteiras). O contexto tectono-estrutural está sintetizado no Cinturão de Cisalhamento Tocantins que se estende por direção principal NE-SW, entre os cratons arqueanos Amazônico e Paramirim, compondo um sistema macro-imbricado de aproximadamente 300 km de largura, onde se acham misturados tectonicamente segmentos de diferentes níveis crustais. A sua evolução está ligada á convergência obliqua dos blocos Porangatu e Araguacema no Proterozóico Inferior, seguido por transcorrências tardias, resultando num intrincado quadro de segmentos alóctones. O estudo do metamorfismo desenvolvido no Cinturão de Cisalhamento Tocantins, definido em termos de domínios referentes a variações espaciais e temporais, permitiu caracterizar condições mais elevadas no Domínio 1, representando um terreno de alto grau metamórfico, no qual dominaram condições geotermobarométricas máximas acima de 850°C e 8 kbar, traduzindo a existência de rochas estabilizadas na fácies granulito, geradas em profundidades da ordem de 30 a 35 km. O Domínio 2 compreende um terreno de pressão mais baixa, metamorfizado na fácies anfibolito alta, estabilizado em aproximadamente 680°C e 5-6 kbar, estimando-se profundidades de geração em torno de 20 km. O Domínio 3 compreende um terreno gnáissico migmatizado, de grande extensão, submetido a condições metamórficas da fácies anfibolito média-alta, acima da isógrada da hornblenda e da curva de fusão granítica sob elevada atividade de H2O. Os registros petrogenéticos indicam a trajetória do metamorfismo de alto grau como tendo padrão P-T-t do tipo anti-horário, que se caracteriza por urna etapa inicial de progressivo aumento da temperatura, passando através das isó gradas da muscovita, biotita, andaluzita, granada e sillimanita, em seqüências aluminosas, e hornblenda, clivo e ortopiroxênio em composições básicas, ultrapassando a curva de fusão granítica sob baixa atividade de H20, gerando charnockitos e granitos S. O seu ápice termal é atingido a aproximadamente 880°C o qual é seguido por um aumento significativo da pressão, com estabilização de cianita, granada e espinélio. Tardiamente, estabeleceram-se padrões retrógrados cujos registros indicam imprint na fácies anfibolito e até xisto verde, sob temperaturas inferiores a 600°C e pressões de aproximadamente 5 kbar. Os dados geocronológicos obtidos através dos métodos Rb-Sr em rocha total e Pb-Pb em monocristais de zircão, indicam idades mínimas para o metamorfismo de alto grau em 2,1-2,2 Ga, relacionado ao evento termo-tectônico Tranzamazônico. As interpretações petrogenéticas baseadas nos dados litoquímicos e tectônicos apontam para a possibilidade do conjunto de rochas de alto grau terem evoluído através de ruptura da crosta arqueana preexistente, levando ao estabelecimento de oceanos restritos, em ambiente extensional, fortemente controlado por underplating magmático, seguido por subducção A, delaminação crustal, e embricamento tectônico, e finalmente á translação de segmentos infracrustais para níveis mais superiores da crosta. / The Porto Nacional region, located at central-southern portion of the Tocantins State, is part of Structural Tocantins Province. That region forms a crustal segment mainly composed by granulitic and gneissic terraines, with a wide variety of lithotypes due to the effects of successive magmatic, sedimentary, tectonic and metamorphic processes during the Precambrian Eon. In the oldest units, from the Lower Proterozoic, have been recognized orthoderived rocks, as tholeiitic basalts type TH-1, calc-alkaline basalts and tonalites as well as paraderived rocks as graywackes, pelites, graphitic and silicic-iron-manganesiferous, submited to high grade metamorphism (Porto Nacional Complex, Morro do Aquiles Formation). Another set of rocks includes tonalites associated with minor granodiorites and granites, occurring along with a supracrustal sequence made up of calc-silicate gnaisses, pelites, psamites and gondites, metamorphosed in the amphibolite facies (Rio dos Mangues Complex). Meta-igneous bodies of anorthositic (Carreira Comprida Anorthosite), nepheline-sienitic (Estrela Suite) and K-rich granitic rock compositions (Matança and Serrote Suite), metamorphosed in the amphibolite facies, constitutes batholites and stocks enclosed by the former units. They represent magmatic events of different origins and ages. Other units from the end of Lower Proterozoic are represented by the Monte do Carmo Formation, composed by conglomerates, arkoses, graywackes and acid to intermediary volcanic rocks, and the Lajeado Suite, which encloses a set of granites. These unites represent intra-continental volcanic and plutonic magmatic processes related to extensional tectonic environment. The Upper Proterozoic and the Phanerozoic are represented, respectivelly, by psamo-pelites low grade metassediments (Natividade Group) and by sedimentary rocks of the Parnaiba Basin (Serra Grande and Pimenteiras Formations). The tectono-structural framework is here designed by the Tocantins Shear Belt, which trends NE-SW between the Amazônico and Paramiririm Archean cratons. This belt defines a regional imbricated system wide about 300 km, where mixed segments of different crustal level. The evolution of the belt is related to the oblique colision of Porangatu and Araguacema crustal blocks during the Lower Proterozoic, and to late transcurrent shears. The metamorphic studies developed in the Tocantins Shear Belt allowed characterize rocks of high grade metamorphism (Domine 1), with maximum temperature of 850°C and pressure of 8 kbar, which indicate that the rocks reached the granulite facies in a depth of about 30-35 km. The second terrain (Domine 2) includes rocks of high amphibolite facies with temperatures of 680°C and pressures of 6-5 kbar, indicating depths of about 20 km. The Domine 3 includes a migmatized gnaissic terrain, that underwent a middle to high amphibolite facies metamorphism, above the hornblende isograde and the curve of granite melt in high H2O activity. The petrogenetic records suggest a anticlockwise P-T-t path for the high grade metamorphism. This path is initially progressive with an increase of temperature, and crosses muscovite, biotite, andaluzite, garnet and sillimanite isogrades in the aluminous sequences, and hornblende, clivo and orthopyroxene in mafic compositions. The metamorphic path cross cuts the curve of granite melt in low H2O activity and generates S-type granites, and charnockites. The thermal peak is reached near 880°C and is followed by a significative increasing in pressure, with the stabilization of kyanite and garnet. Later, there was stablished retrograde pattern whose records suggest an overprinting in amphibolite and greenschist facies conditions at temperatures lower than 600°C and pressures about 5 kbar. The geochronologic data obtained by whole-rock Rb-Sr and single zircon Pb evaporation analysis suggests a minimum ages 2,1 - 2,2 Ga for the high grade metamorphism, indicating effects of the Transamazonian thermo-tectonic event. The petrogenetic interpretations based on lithochemical and tectonic data, suggest that the evolution of the high grade rocks may be related to the rupture of the pre-existent Archean crust. In this crust affected by extensional tectonism, and strongly controled by magmatic underplating, restricted oceans were installed. The crustal evolution was followed by A subduction, delamination and crustal-stacking wedge, which end up with the transportation of infracrustal segments to upper leveis of the crust.