UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA -INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS / TESE DE DOUTORADO No 5 - MANFREDO WINGE 
 EVOLUÇÃO DOS TERRENOS GRANULÍTICOS DA PROVÍNCIA ESTRUTURAL TOCANTINS, BRASIL CENTRAL

2.SINOPSE DA GEOLOGIA REGIONAL

2.1.CONTEXTO GEOTECTÔNICO E ESTRATIGRÁFICO

    Os terrenos granulíticos da Província Estrutural do Tocantins, Brasil Central, representados em sua maior parte pelos complexos máfico-ultramáficos Cana Brava, Niquelândia, Barro Alto ao norte e pelo complexo granulítico Anápolis-Itauçu ao sul, têm sido incluídos, face às datações geocronológicas existentes (e.g. Hasui & Almeida,1970), como parte do Complexo Basal Goiano e sediados em um compartimento siálico, tido como de idade arqueana, o Maciço Mediano de Goiás, entre faixas de metassedimentos proterozóicos dobrados e metamorfizados.
    As figuras 1-1 e 2-1 localizam geológica e geotectonicamente a área de interesse onde ocorrem estes complexos.
    O Maciço Mediano de Goiás (Almeida,1967) faz parte da Província Estrutural de Tocantins definida por Almeida et al. (1977). Ele teria funcionado, segundo Almeida (1967), como um embasamento siálico entre um par geossinclinal proterozóico (geossinclíneo Brasília a leste e Paraguai-Araguaia a oeste) acolhendo manifestações eruptivas de fácies eugeossinclinal; posteriormente, teria sido retrabalhado, atuando, durante a tecto-orogênese baicaliana, como pós-país baixo (Zwischengebirge) das faixas de dobramentos orogênicos brasilianas com polaridade metamórfica em direção às áreas cratônicas e vergências centrífugas. Segundo essa proposta, grande parte dos terrenos metassedimentares da região central brasileira resultariam da evolução de um único ciclo tecto-orogenético do fim do Proterozóico.
    Esse modelo foi revisto pelo mesmo autor (Almeida,1968) quando distinguiu dois sistemas de dobramentos cronologicamente distintos: Araxaídes e Brasilides relacionados com os ciclos tecto-orogenéticos Uruaçuano, mais antigo, e Brasiliano mais novo.
    Desde a década de 60 já foram reconhecidos neste maciço, mais de 70 intrusões básicas e ultrabásicas compondo "duas faixas de peridotitos alpinos serpentinizados, dispostas sub-paralelamente às bordas das plataformas do Guaporé e do São Francisco" (Almeida,1968). Angeiras (1968) destacou que estes corpos serpentiníticos estão dispostos em duas faixas uma a oeste e outra a leste do "Maciço Intermediário de Goiás Central". Estas intrusões representariam magmatismo ofiolítico precoce ("zona eugeossinclinal") da então chamada Série Araxá. Dentro do "serpentine belt" assim conceituado, foram reunidos pelos autores dos levantamentos geológicos daquela época (e.g. Projeto Brasília) como correlatos deste magmatismo, além de dezenas de pequenos corpos alpinos efetivamente alojados nos xistos Araxá, os grandes maciços ou complexos máfico-ultramáficos granulitizados de Cana Brava, Niquelândia e Barro Alto e os greenstone belts que ocorrem entre Goiás e Porangatu.
    A caracterização de diversas unidades e compartimentos tectono-estratigráficos no Maciço Mediano de Goiás, como as sequências de greenstone belts, embasamento granito-gnáissico, complexos máfico-ultramáficos e anortosíticos, sequências vulcano-sedimentares de Palmeirópolis, Indaianóplis e Juscelândia... a partir de trabalhos mais recentes, recomenda (Marini et al.1984) o abandono do termo Complexo Basal Goiano.
    O Quadro 2.1 dá uma idéia sinóptica da estratigrafia regional adaptada de Marini et.al.(1984).
    Os complexos máfico-ultramáficos Canabrava, Niquelândia e Barro Alto estendem-se, com soluções de continuidade, por cerca de 350km, alinhados em NNE-SSW com inflexão para E-W na parte sul do Complexo de Barro Alto. Estão alojados em terrenos granito-gnáissicos fortemente deformados. Terrenos da cobertura metassedimentar proterozóica de baixo grau maiormente alóctone ocorrem em toda sua volta. Apesar de pequenas diferenças tectono/estruturais e na percentagem de cada tipo de rocha exposta, são flagrantes as similaridades que apresentam:

(1) um conjunto de rochas granulitizadas ocorre na base e congrega: uma sequência plutônica máfico-ultramáfica, uma associação de rochas máficas finas, leptinitos, quartzitos, rochas calciossilicáticas.. e diversos stocks, que atingem termos intermediários a ácidos, também granulitizados, e que brecham as rochas anteriores;
(2) os contatos deste conjunto granulitizado são falhados em todos os seus limites tendo, estruturalmente abaixo e, localizadamente acima ou intercalado (Complexo de Barro Alto),
(3) um "pacote" de granito-gnaisses cataclasado/milonitizado;
(4) estruturalmente acima, empurrado de oeste para leste, ocorre um conjunto plutônico troctolito-coronítico a gabro-anortosítico e gabro/diabásico; este conjunto gabro-anortosítico apresenta, localmente, contatos transicionais (Danni et al.1984; Winge & Danni,1994a,b), mas geralmente tectônicos, com
(5) pacote vulcano-sedimentar cuja base, constituída por anfibolitos finos, corresponde a vulcanismo toleitico de formação de crosta oceânica (Danni & Kuyumjian,1984; Araújo,1986; Kuyumjian & Danni,1991; Moraes,1992; Moraes & Fuck,1992a). Este pacote vulcano-sedimentar talvez represente a colmatação de fossas trás-arco, como diagnosticado por Moraes & Fuck (op.cit.) para a Sequência de Juscelândia e foi, juntamente com a sequência gabro-anortosítica sotoposta,
(6) metamorfizado na mesma fácies anfibolito de pressão intermediária que propiciou retrometamorfismo do conjunto granulitizado que ocorre estruturalmente abaixo.

    O alinhamento em NNE-SSW, a proximidade e a compartimentação tectono-estrutural característica, entre outros aspectos como as assinaturas geoquímicas semelhantes para fácies correlacionáveis, não deixam dúvida de que os três complexos e as sequências vulcano-sedimentares associadas são correlatos e geneticamente ligados, conforme já proposto por vários autores (e.g. Araújo & Alves,1979; Ribeiro & Teixeira,1981; Fuck et al,1981..).

QUADRO 2-1 SINOPSE ESTRATIGRÁFICA

FANEROZÓICO ALUVIÕES E DEPÓSITOS RESIDUAIS DETRITO-LATERÍTICOS SEDIMENTOS E DERRAMES BASÁLTICOS DA BACIA DO PARANÁ, INTRUSÕES ALCALINAS, DIQUES-SILLS DE DIABÁSIO GRANITOS (TIPO IPORÁ) PÓS-TECTÔNICOS A CRATOGÊNICOS

NEOPROTEROZÓICO SUPERSUÍTE AMERICANO DO BRASIL -SUITES GABRO-DIORÍTICA E TONALITO-GRANÍTICA SEQUÊNCIAS VULCANO-SEDIMENTARES (ARENÓPOLIS, CÓRREGO DO OURO, JAUPACI, MARA ROSA, PORANGATU..) DE ARCO DE ILHA A LIMINARES EMBASAMENTO GRANITO GNÁISSICO: RAÍZES PLUTÔNICAS DESTES ARCOS DE ILHA COM RETRABALHAMENTOS SUBSEQUENTES GRUPOS PARANOÁ/BAMBUÍ: META-SEDIMENTOS PERICRATÔNICOS. ANQUIME-TAMORFISMO A FÁCIES XISTO VERDE.

MESO A PALEOPROTEROZÓICO SIENITOS SUB-ALCALINOS; GRANODIORITOS; MIGMATITOS DIVERSOS NA INFRA-ESTRUTURA E EM LINEAMENTOS TERMO-TECTÔNICOS GRANITOS ESTANÍFEROS (1,6Ga) DA PROVÍNCIA TOCANTINS; GRUPOS ARAXÁ, SERRA DA MESA, ARAI, CANASTRA: SEQUÊNCIAS META-SEDIMENTARES DE VÁRIOS AMBIENTES: CONTINENTAIS A MARINHAS RASAS, MADURAS, COM VULCANISMO E SUBVULCANISMO BASAL RESTRITO TRANSICIONANDO LATERAL E VERTICALMENTE PARA FÁCIES MAIS PROFUNDAS CÁLCIO-PELÍTICAS E VULCANOQUÍMICAS LOCALIZADAS. CORPOS ALÓCTONES ALPINOS DIAPÍRICOS E EM FATIAS DE FALHAS COM BLASTO-MILONITOS DO EMBASAMENTO GRANITO-GNÁISSICO E GRANULÍTICO; METAMORFISMO BARROVIANO, FÁCIES XISTO VERDE, MAIS COMUM, ATÉ ANFIBOLITO. GRANITOS SIN-RIFT(1,78Ga) ASSOCIADO COM VULCANISMO DO GRUPO ARAÍ (PROVÍNCIA PARANÃ) SEQUÊNCIAS VULCANO-SEDIMENTARES: INSTALADAS EM BACIAS BACK ARC E COM MAGMATISMO BIMODAL: PALMEIRÓPOLIS, INDAIANÓPOLIS (COITEZEIRO), JUSCELÂNDIA : METAMORFISMO BARROVIANO DE MÉDIO GRAU SEQUÊNCIAS CORONITO-GABRO-ANORTOSITICA ANFIBOLITIZADAS: SEQUÊNCIAS SERRA DA MALACACHETA, SERRA DOS BORGES; METAMORFISMO BARROVIANO DE MÉDIO A ALTO GRAU COMPLEXOS MÁFICO-ULTRAMÁFICOS DE TREND GABRO-NORÍTICO INSTALADOS NA BASE DA CROSTA SIÁLICA ADELGAÇADA; METAMORFISMO DE ALTO GRAU. GRANITOS (PAU DE MEL..), DIORITOS (POSSELÂNDIA.. ) TRANSAMAZÔNICOS (~2,1 Ga) SEQUÊNCIAS SUPRACRUSTAIS TRANSAMAZÔNICAS: 1) TIPO VULCANO- SEDIMENTAR MOSSÂMEDES COM RAÍZES GRANITO-GNÁISSICO-MIGMATÍTICAS EM ARCO DE ILHA; SÃO DOMINGOS (MESO PROTEROZÓICA?); 2-METASSEDIMENTAR TIPO WITWATERSRAND: SERRA DE CANTAGALO; 3) TIPO LACUSTRINA A MAR RASO EM BACIAS CONTINENTAIS: FORMAÇÃO TICUNZAL.

ARQUEANO GRANITOS TIPO RUBIATABA GRANITOS DE TREND POTÁSSICO ASSOCIADOS COM OS GREENSTONE BELTS SEQUÊNCIAS VULCANO-SEDIMENTARES TIPO GREENSTONE BELTS EMBASAMENTO TONALITO-TRONDHJEMÍTICO COM DIQUES/SILLS E NECKS KOMATIÍTICOS.

    A disposição de complexos máfico-ultramáficos granulitizados junto a proeminentes lineamentos tectono-estruturais tem levado à interpretação de que os complexos básicos-ultrabásicos granulitizados representassem massas ofiolíticas obductadas. Diversos trabalhos tem defendido esta origem (White et.al.1971; Thayer,1972; Danni & Leonardos,1978; Berbert,1980; Fuck et.al.,1981; Danni et al.1984..) e tem sido postulada, inclusive, como ligada com a Orogênese Brasiliana que afetou o Grupo Bambuí na região de Caldas Novas (Drake,1980).
    Marini et.al.(1981) propuseram um modelo evolutivo no qual os complexos máfico-ultramáficos, originados no Arqueano, em crosta simática, oceânica, após granulitizados, seriam levados por obducção, ao longo dos ciclos orogenéticos sucedentes do Proterozóico, para níveis crustais rasos, emparelhando com os metassedimentos do Araxá e do Bambuí.
    Segundo Danni & Leonardos (1978), em um modelo retomado por Fuck et.al.(1981) e Danni et al.(1984), os terrenos granulíticos, mormente os dos complexos máfico-ultramáficos Cana Brava, Niquelândia e Barro Alto, corresponderiam, em grande parte, à evolução de proto-ofiolitos arqueanos granulitizados e, posteriormente, exumados com os eventos orogenéticos do Proterozóico durante os quais dar-se-ia o acoplamento tectônico com estruturas crustais análogas, mas mais jovens, representadas por sequências meta-gabro-anortosíticas (tipo Sequência Serra dos Borges) capeadas por sequências vulcano-sedimentares (tipo Sequência de Indaianópolis) todas metamorfizadas em fácies anfibolito barroviano que afetou (retrometamorfismo parcial a total em faixas de cisalhamento mais ativo) os complexos granulíticos sotopostos.
    Haralyi & Hasui (1981,1985), com base principalmente em dados gravimétricos caracterizaram blocos crustais, cuja organização básica remontaria a tempos arqueanos, quando os terrenos granulíticos da crosta inferior teriam sido elevados por obducção, criando-se uma geometria próxima da atual. A tectônica proterozóica seria, para esses autores, relacionada essencialmente a processos ensiálicos, notadamente falhamentos transcorrentes e verticais.
    Para Hasui & Mioto(1988) os complexos teriam emergido durante evento arqueano em uma estrutura "pop up" decorrente de evento colisional.
    Girardi et al.(1986), com base em litogeoquímica, propõem a evolução do Complexo de Niquelândia como decorrente de uma intrusão em crosta sializada, gerando um complexo estratiforme, no qual não existiriam duas unidades geológicas plutônicas como visualizadas por Danni & Leonardos (1978).
    Ferreira Filho et al. (1992a,1993,1994a) e Ferreira Filho & Naldrett (1993) assumem o mesmo modelo geotectônico de Girardi et al. (op.cit) e modificam, substancialmente, o quadro e a evolução geológica como vinham sendo concebidos (eg.Marini et.al 1984a,b) para a região, vistos os dados geocronológicos que obtiveram: o Complexo Niquelândia teria evoluído de uma enorme intrusão durante rifteamento continental, originando um maciço estratiforme semelhante ao de Bushveld da África do Sul, há cerca de 1580 Ma.; este maciço teria sofrido deformações e metamorfismo granulítico a anfibolítico há cerca de 780 Ma., portanto durante a tectogênese brasiliana. Esta modelagem difere da de Girardi et al.(1986) pelo reconhecimento de deformações penetrativas e metamorfismo superimposto ligados a evento brasiliano, enquanto que para Girardi et.al. os reequilíbrios minerais relacionar-se-iam com a evolução tardi-magmática dos complexos, com deformações localizadas em falhamentos.
    Correia (1994), estudando o Complexo Cana Brava, confirma a idade transamazônica do magmatismo obtida por Fugi (1989) e data por Rb-Sr o metamorfismo que afetou o complexo como de idade uruaçuana relacionada a provável colisão continental mesoproterozóica em um modelo análogo ao proposto por Fuck et al. (1988,1989)
    Suita et al. (1994) obtem para o Complexo Barro Alto idades U-Pb semelhantes às de Ferreira Filho et al. (op.cit) e propõem modelo de evolução semelhante ao desses autores.
    Brod et al. (1992) analisam a lito-geoquímica dessas sequências vulcano-sedimentares e demonstram que os teores de elementos incompatíveis de rochas análogas, anfibolíticas, variam sistemáticamente de norte (Complexo Cana Brava), onde ocorrem os termos magmaticamente mais evoluídos, para sul (Complexo Barro Alto). A interpretação dada é de que correspondem a exposição de níveis crustais diversos, ou alternativamente, de graus variáveis de fusão parcial.
    O Complexo Anápolis-Itauçu estende-se por ampla área, sem apresentar a individualização de compartimentos lito-tectônicos tão bem definida quanto a dos complexos máfico-ultramáficos granulitizados ao norte. Corresponde a uma crosta continentalizada polifasicamente retrabalhada e com acresções plutônicas pré e pós-granulitização. A ocorrência de fácies ácidas a intermediárias mais frequente do que nos complexos granulíticos ao norte favoreceu, aqui, a mobilização anatéxica sin e pós-granulitização que, adicionalmente, concentrou a fase aquosa, aumentando a PH₂O localizadamente. Em consequência, são comuns os gnaisses granitóides, anatexitos e migmatitos com lentes e boudins centi-decimétricos a métricos de restitos granulíticos máficos e ultramáficos, geralmente retrometamorfizados com hidratação e metassomatismo variável (anfibolitos, actinolititos, serpentina-talco xistos, biotititos..) em estruturas brechóides agmatíticas, bandadas ou schlieren.. Apesar destas características gerais distintas das dos complexos ao norte, nele distinguem-se vários corpos máfico-ultramáficos acamadados e granulitizados, frequentemente rompidos por falhamentos predominantemente de baixo ângulo, como as intrusões de Heitoraí, Itaguaru, Serra do Brandão, Água Clara-Faz. Conceição, Goianira, etc.. Como regra, à semelhança do que acontece no Complexo de Barro Alto, estas intrusões são "capeadas" por leptinitos, geralmente aplitóides que podem variar para fácies kinzigíticas per-aluminosas, associadas com ou entremeadas por granulitos máficos a ultramáficos, hoje maiormente "boudinados" e retrometamorfizados entre as fácies mais ácidas.
    Além desses terrenos granulíticos, objeto de maiores considerações adiante, são reconhecidas as seguintes ocorrências de granulitos no Brasil Central:

Granulitos da região de Edéia - Araujo et.al.(1980), no relatório do Projeto Pontalina, citam a ocorrência de gnaisses granulíticos, gabro-dioríticos a SW de Trindade e como resistatos de migmatitos brasilianos no Maciço de Edéia já fora do Complexo Anápolis-Itauçu e do mapa regional elaborado.

Granulitos a NW de Porangatu - Acompanhando o trend regional de N30E do Lineamento Trans-brasiliano (Schobbenhaus et al.1975), ocorre, a noroeste da Cidade de Porangatu, uma faixa de rochas granulíticas identificada pela equipe do Projeto Porangatu da CPRM (Machado et al.1981) em área de aproximadamente 300 km² do Maciço Mediano de Goiás. Esta área que aparece, em parte, no mapa regional aqui elaborado, foi selecionada para estudo detalhado pelo Projeto Geofísico Brasil-Canadá por ter apresentado lineamentos de forte contraste magnético em N20E e anomalias de Cr e Ni.

    Machado et al.(op.cit.) dividiram o conjunto granulítico em 3 sub-zonas de sudeste para nororeste, delimitadas por falhas NE mas na descrição das mesmas não são caracterizadas paragêneses típicas da fácies granulito.

Granulitos da região de Porto Nacional - Cerca de 300 km a norte de Porangatu, a sudeste de Porto Nacional, também dispostos junto e a NW do lineamento Transbrasiliano (ver mapas do Projeto Geofísico Brasil-Canadá publicados pelo DNPM) foi identificada uma "faixa de rochas granulíticas .... São rochas mesocráticas a melanocráticas que evidenciam frequentemente porfiroblastos avermelhados de granada. Na Cachoeira Comprida, a montante de Porto Nacional, foram referidos anortositos e gabros" (Schobbenhaus et al,1975). Segundo o Projeto LETOS (Barbosa et. al., 1973) "os granulitos ocorrem principalmente em Goiás, do lado oeste da Sa. da Natividade... dentro da fácies granulito foram encontradas as variedades granulitos, piroxênio granulitos, hornblenda granulitos.." fazendo parte de um complexo metamórfico onde são comuns gnaisses milonitizados orientados segundo o "trend" NE, transbrasiliano.

Granulito do Rio Maranhão - Na estrada Uruaçu-Niquelândia, às margens do Rio Maranhão, ocorre um cordierita-sillimanita gnaisse kinzigítico (Fotomicrografia 1) bandado a maciço, podendo apresentar até 30% de granada almandínica em bandas de cor rósea alternadas com bandas verdes ricas em sillimanita e cordierita. Corresponde talvez a metapelitos associados ao suposto Complexo Água Branca, entre os complexos Niquelândia e Barro Alto (Figura 2-2), sugerido por Barreto Filho (1992).

    Vários autores (eg.Hasui & Mioto,1988) tem destacado a disposição dos terrenos granulíticos do Brasil Central em duas faixas preferenciais, uma mais a oeste (Porangatu, Porto Nacional) e outra mais a leste (complexos máfico-ultramáficos) do Maciço Mediano de Goiás, coincidentes com cinturões de cisalhamento.
    Almeida (1981) propôs a existência de um compartimento cratônico (Craton do Paramirim) estabilizado ao fim do evento Jequié, há cerca de 2,7 bilhões de anos. Este craton seria circundado por mobile belts com terrenos granulíticos retrabalhados em ciclos recorrentes até o Proterozóico. Seriam eles: o cinturão Costeiro a leste; Alfenas a W e SW e Ceres ou Goiás a W e NW (Figura 1-4). Esta concepção lembra o modelo de evolução dos cinturões granulíticos como de faixas periféricas a conjuntos de blocos cratônicos arqueanos tectonicamente amalgamados, à semelhança do modelo de Glikson (1971). Com a exumação e consolidação destas faixas móveis e seu posterior envolvimento em ciclos geotectônicos proterozóicos, esse craton seria retrabalhado principalmente em suas bordas, dando origem, pro parte, ao Craton do São Francisco do Ciclo Brasiliano, que teria incorporado boa parte do Cinturão Móvel Costeiro. Este lay out geotectônico é contestado por Cordani (1981), visto que a manutenção de uma grande entidade cratônica retrabalhada em suas bordas por vários eventos tectono-magmáticos recorrentes segue uma linha fixista com crosta continental destruída e regerada sistematicamente o que contraria, segundo esse autor, os dados isotópicos disponíveis destas faixas.
    Chouduri & Barrueto (1994), com base na litogeoquímica de corpo diferenciado no contexto dos granulitos máficos de Varginha-Guaxupé, na porção sudeste do Cinturão de Alfenas, concluíram que o magma de diferentes afluxos deve ter sido gerado junto a borda continental e em profundidades de geração e com interação com a crosta continental variáveis.
    Os greenstone belts de Pilar/Hidrolina, Crixás, Goiás (este mais ao sul) ocorrem, no Maciço Mediano de Goiás, entre amplos terrenos TTG. A sua identificação como sequências vulcano-sedimentares mais antigas (Danni et.al. 1973), a efetiva caracterização como greenstone belts (Sabóia,1978) e datações diversas, principalmente dos terrenos granito-gnáissicos associados (e.g. Tassinari & Montalvão,1980; Tassinari et.al.1981; Tomazzoli,1992) permitem assegurar que o Maciço Mediano de Goiás corresponde, em grande parte, a elemento(s) geotectônico(s) arqueano ou que apresenta, entre terrenos de geração crustal bem mais jovens, restos de crosta continental arqueana (Pimentel et. al. 1990).
    Processos geológicos do Paleoproterozóico (Ciclo Transamazônico) foram importantes no desenvolvimento do Maciço Mediano de Goiás, alguns resultando em significativa acresção crustal, tanto lateral quanto vertical, e são evidenciados pelas sequências metassedimentares, pluto-vulcano-sedimentares e plutônicas datadas ou tidas, por posicionamento estratigráfico, como daquelas épocas, a saber: Formação Ticunzal (Marini et.al.1978); sequência vulcano-sedimentar de Mossâmedes (Simões,1984; Barbosa,1987), datada por Fuck & Pimentel (1990) com cerca de 2Ba.; Sequência Serra do Cantagalo (Danni et.al.1981); diorito de Posselândia datado com cerca de 2,146 Ba. por Pimentel et.al. (1990), e que ocorre junto do domo de Hidrolina, cortando terrenos e falhas arqueanos; meta-granito Pau de Mel, datado com 2.175 +12/-9Ma (Pimentel et al., 1993) que ocorre a oeste da Sequência Indaianópolis.
    As vulcânicas do Grupo Araí e os granitos estaníferos associados da Sub-Província Paranã (Marini et. al.,1985) foram datados com cerca de 1.77 Ba. (Pimentel & Fuck,1991a; Pimentel et al.1991), indicando que o evento de rifteamento do craton (Paramirim?) foi paleo a mesoproterozóico. A mesma idade é verificada nos vulcanitos basais do Grupo Espinhaço (Complexo Rio dos Remédios, Bahia) e em riolito de Conceição de Mato de Dentro, MG com idade U-Pb em zircão de 1,77 Ba. (Neves et. al. 1979). Os grupos Araí e Espinhaço, além de crono-correlatos, apresentam características magmáticas e sedimentológicas análogas, notadamente pela ocorrência de granitos estaníferos associados com vulcanismo riodacítico de fase de rift e pela ocorrência de camadas espessas de psamitos maduros, hoje quartzitos, variavelmente associados com meta-psefitos e meta-pelitos, gradando para o topo e lateralmente para meta-margas (calcixistos) com lentes de calcário (mármores).
    A norte da Mega-inflexão dos Pireneus o Grupo Araxá, apresenta, localmente, registros de vulcanismo e subvulcanismo como, por exemplo, na região dos Guimarães, a N de Pirenópolis, onde, em anticlinal desventrada pelo Rio do Peixe, nos contatos com rochas granitóides milonitizadas de embasamento(?), ocorrem gnaisse lamboanito (quartzo-sienítico) milonitizado e metagabro (xistos verdes), além de rochas metavulcânicas ácidas (quartzo xistos feldspáticos e gnaisses finos) a básicas junto com eventuais meta-tufos (níveis de xistos verdes e de cloritóide-clorita xistos) entremeadas no pacote de quartzo-xistos. Níveis esporádicos de gonditos em associação com grafita-xistos são encontrados mais acima na coluna. Há forte possibilidade de esta fácies vulcano-sedimentar da base do Araxá desta região a sul/sudeste do Complexo Barro Alto ser crono-correlata da base do Araí, vistos os seguintes pontos:

1) posicionamento estratigráfico análogo e uma quase continuidade dos lineamentos lito-estruturais (níveis de quartzitos e de quartzo-xistos) fotointerpretados (ver mapa regional);
2) a tipologia sedimentar análoga com um importante pacote psamito-pelítico de sedimentação madura, apresentando nos níveis basais, psamito-psefíticos, registros de vulcanismo localizado de tendência bimodal;
3) a variação vertical e lateral para meta-margas (calcixistos);
4) a ocorrência de sub-vulcânicas básicas até quartzo-sieníticas com fácies de meta-granito ocasionalmente greisenizado e estanífero como o que ocorre na Serra do Quebra-Rabicho, afetando corpo alpino (biotitização/albitização com esmeralda) alojado na base dos quartzo-xistos Araxá. Urge, assim, datar este vulcanismo e plutonismo da base do Grupo Araxá para confirmar ou não esta correlação sugerida.

    A grande extensão destas unidades correlatas (Grupos Espinhaço, Araí, Serra da Mesa, Araxá, e Canastra), margeando o Craton do São Francisco e adentrando-se a êle como aulacógenos (grupos Espinhaço e, em parte, Chapada Diamantina na Bahia e sul do Piauí), indica a importância desta fase (1,77 Ba.) de tectônica extensional que rompeu (rifts) área cratônica de supercontinente (?) pós-transamazônico.
    Idades de cerca de 1,6 Ba. foram obtidas com U-Pb em zircões de granitos da sub-província granítica Tocantins (Granito Serra da Mesa com cerca de 1.6 Ba.; Pimentel et al. op.cit.; Rossi et al. 1992). Estes granitos mostram analogias metalogenéticas com os granitos da província do Paranã e estão encaixados em xistos e quartzitos do Grupo Serra da Mesa (Marini et al., 1977) que tem sido correlacionado com o Grupo Araí e Grupo Araxá (Schobbenhaus et. al., 1975). O desenvolvimento de porfiroblastos tardi a pós tectônicos de granada, estaurolita (centimétricos) e biotita de pleocroísmo avermelhado a marrom (Fotomicrografia 2) nestes xistos, em faixa junto ao contato com o granito, indica a natureza intrusiva ou diapírica com aquecimento das encaixantes. Apresentam analogias metalogenéticas e de posicionamento tectono-estratigráfico, também, com os meta-granitos de Arturlândia, Raizama (Serra do Quebra Rabicho), Santa Cruz, Ipameri.. que ocorrem para o sul, margeando sutura crustal balisada pelos complexos granulitizados e por corpos alpinos com retrabalhamentos nos diastrofismos proterozóicos. Esses granitos estão em ambiente geotectônico mais interno e mais tectonizado da orogênese brasilaiana e as idades obtidas são cerca de 170 Ma. mais jovens do que os granitos e vulcânicas associadas da Província do Paranã. Há, entretanto, controvérsias se eles seriam anorogênicos (=fase rift?) ou tardi-orogênicos do Ciclo Uruaçuano. A disposição tectono-estrutural dos granitos Serra Dourada, Serra da Mesa e Serra Branca no alinhamento direcional entre os complexos granulitizados Niquelândia e Cana Brava mostra a importância que eles têm para o estudo da evolução dos granulitos. Botelho & Pimentel (1993) determinaram dois eventos graníticos, g1 e g2, no maciço da Pedra Branca da Sub-Província Estanífera do Paranã: o primeiro com a mesma idade paleoproterozóica (cerca de 1,78 Ba.) já deteminada por Pimentel et al.(op.cit) para a fase rift do Araí e o segundo, mineralizante e correspondendo a granito aluminoso, com idade mesoproterozóica igual à do granito Serra da Mesa (± 1,58 Ba.). A RI ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ~0,710 de ambas as fases indica provavel refusão de antiga crosta na geração destes granitos.
    A carência de dados geocronológicos referentes a metamorfismo Mesoproterozóico junto com estudos recentes de sistematização dos dados do Espinhaço e da Faixa Uruaçuana tem levado a formulação de novos modelos tectogenéticos que questionam (e.g. Kiang et al.,1988; Fuck et.al. 1993) a existência do ciclo orogenético Uruaçuano/Espinhaço. Assim, com as devidas ressalvas, volta-se ao modelo original de Almeida (1967) de um único ciclo tecto-orogenético (=Brasiliano) do Neoproterozóico e que teria envolvido as rochas sedimentares e vulcânicas de várias idades (Grupos Serra da Mesa, Araxá, Canastra, Paranoá, Bambuí.. ).
    Essa tese foi defendida por Dardenne (1978) quando considerou todos os grupos (Araxá,Araí, Canastra, Paranoá, Bambuí) como distribuídos em cinco zonas isópicas e evoluídos em um único ciclo geossinclinal (Brasiliano) do Neoproterozóico.
    Entretanto, alguns trabalhos de geocronologia como o de Neves et.al. (1979) e de Machado et al. (1989) para o Cinturão do Espinhaço, de Fuck et al.(1989) para a região do Complexo Barro Alto e de Correia (1994) para o Complexo Cana Brava apontam para eventos uruaçuanos de reequilíbrio isotópico. Fuck et al.(op.cit.), baseados em dados de isótopos Rb-Sr de amostras de granulitos ácidos da Serra da Gameleira e de gnaisses da Sequência Juscelândia propuseram que a granulitização teria ocorrido durante colisão continental há cerca de 1.3Ba., mas as altas razões iniciais de ⁸⁶Sr/⁸⁷Sr indicam envolvimento isotópico crustal dos protólitos. Esta idade (entre 1.4 e 1.2 Ba.) corresponde aproximadamente à que tem sido advogada para a orogênese espinhaço/uruaçuana.
    Na região de São Domingos de Goiás, em pleno domínio cratônico (Craton do São Francisco), cerca de 50 quilômetros a leste da região com os riolitos datados do Grupo Araí, ocorre (Teixeira et.al.1983; Faria et al.1986) a Sequência Vulcano-sedimentar São Domingos metamorfizada em fácies xisto verde baixo, constando de pelitos, grauvacas, vulcânicas ácidas (entre elas riolitos e riodacitos), hipabissais básicas e cortada por meta-ultramáficas e por tonalitos e granitos estaníferos (estes produzem auréolas metamórficas) em um conjunto dobrado e estruturado em graben WNW-ESE que jaz em discordância inconforme sob os sedimentos do Grupo Bambuí (900Ma?). Se esta sequência meta-vulcanossedimentar for correlata do Grupo Araí, fica evidenciada a ocorrência de tectogênese Araí, mesmo que restrita, há mais de 900 Ma.
    O Grupo Espinhaço na Bahia é cortado por, pelo menos, dois sistemas de diques/sills máficos (Winge, 1970,1972). Um apresenta diabásios frescos, muito provavelmente mesozóicos, e o outro, mais desenvolvido, com ocasionais pequenos stocks, apresenta, comumente, metamorfismo estático parcial (uralita/saussurita diabásios e gabros) com deformações marginais para xistos verdes. Estes diques representam provável magmatismo da fase tafrogênica (extensional) da bacia do Super-grupo São Francisco (Bambuí) pois diques análogos foram datados por U-Pb, usando zircão e baddeleita (Machado et al.,1989), com 906± 2 Ma. na região de Pedro Lessa. Êles cortam os quartzitos e xistos do Espinhaço (Serra da Vereda) e da Chapada Diamantina; raramente estão transformados, de forma completa, para xistos verdes. Isto indica a provável a existência de uma fase de deformações e metamorfismo Espinhaço (e Uruaçu) anterior ao Ciclo Brasiliano durante a qual, sem dúvida, as mesmas regiões foram novamente afetadas, mas com tectônica compressional, principalmente N-S, gerando-se flambagem, domos e bacias estruturais nos metassedimentos Espinhaço e dobras com eixos ~ EW nos calcários e ardósias Bambuí, tanto a leste (Bacia de Irecê) quanto a oeste na área cratônica, região de Caratinga, junto da Serra do Boqueirão queé formada por quartzitos e xistos/filitos do Grupo Espinhaço dobrados em NNW-SSE.
    O meta-riolito de Maratá (efusivo?) que fica próximo de Santa Cruz de Goiás foi datado (U-Pb em zircão) por Pimentel et.al. (1992) com 794+-10 Ma. interpretada como a idade de derrames. Assim, os xistos e quartzitos dessa região associados com esta meta-ígnea, e sempre tidos como Grupo Araxá do Mesoproterozóico, corresponderiam a fácies internas das sequências carbonatadas plataformais do Grupo Bambuí metamorfizados em eventos brasilianos. Essa datação junto com a identificação de novos terrenos de acresção tem levado a proposta de uma área oceânica (e.g. Fuck,1994) na região SW da Faixa Brasília.
    No Maciço Mediano de Goiás, em suas bordas sudoeste, mais especificamente região de Jaupaci, Israelândia, Arenópolis..(Pimentel & Fuck,1987; Amaro,1989..), ramo oeste da junção tríplice dos lineamentos proterozóicos das faixas Paraguai-Araguaia e Brasíla, foram identificados sequências vulcano-sedimentares, ortognaisses e migmatitos que representam (Pimentel & Fuck ,1991b; Pimentel & Fuck.1992), terrenos de acresção crustal de arcos de ilha e suas raízes plutônicas/subvulcânicas gerados no Ciclo Brasiliano. Ao norte do Maciço Mediano de Goiás, região de Porangatu,no ramo norte da mesma junção tríplice, também foram determinados terrenos brasilianos (Tassinari et al. 1981) e com um quadro geológico similar daquele ao sul composto de supracrustais e raizes de arcos de ilha (Pimentel & Fuck, 1992; Pimentel et al., 1993) acrescionados a crosta continental cerca de 856 Ma e metamorfisados há cerca de 630 Ma atrás.
    Dado este balanço geral verifica-se que o Maciço Mediano de Goiás, pensado como grande maciço intermediário arqueano, face à grande extensão de terrenos gnáissico-graníticos-migmatíticos, comporta terrenos de várias idades, incluindo grandes frações de terrenos granito-gnáissicos de acresções brasilianas. Em consequência torna-se imperiosa a necessidade de rever não só a sua extensão mas, também, o real significado geotectônico do Maciço Mediano de Goiás.
    Vistas as colagens de antigos arcos de ilha, deve-se admitir que tenha correspondido, nos seus terrenos mais antigos, a microcontinente(s) durante a tafrogênese do Neoproterozóico, talvez com bacias oceânicas restritas(?) em um modelo multi-arcos conforme proposta de Pimentel & Fuck (1987). Esta(s) "Ilha" foi envolvida, posteriormente, entre cinturões orogênicos, as atuais faixas de dobramentos Paraguai-Araguaia a oeste e Brasíla, a leste.
    O ápice do retrabalhamento crustal deste Maciço deu-se com a Orogênese Brasiliana, durante colisão continental entre o Cráton do São Francisco a leste e o Cráton Amazônico ou do Guaporé a oeste, o que é bem atestado pelas frequentes idades radiométricas do Neoproterozóico determinadas (e.g.Girardi et al.,1978; Tassinari et.al.1981) principalmente em faixas blasto-miloníticas posicionadas em falhamentos transcorrentes a inversos na borda oriental. com vergência regional para leste, mas são verificadas, em compartimentos tectono-estruturais, variações significativas deste eixo de esforço.
    Entre os cinturões Ceres e Alfenas ocorre um notável lineamento transcorrente ao sul de Ceres com um sistema de falhas como a de Pirenópolis-Pirapora em WNW-ESE que teria desenvolvimento levógiro original com rejeito total de mais 200 km no Craton do Paramirim (Haraliy & Hasui.1981). Este elemento tectônico reflete-se na superestrutura metassedimentar proterozóica como uma inflexão EW (Virgação dos Pirineus de Costa et.al.1970, Acidente Tectônico de Pirenópolis de Almeida et.al.1976; Mega-inflexão dos Pireneus de Araujo Filho, 1980,1981).
    Sub-paralelos a este lineamento são observados outros não tão conspícuos e que também se refletem na cobertura metassedimentar com mudanças direcionais abruptas, formando mosaicos de blocos crustais, transversais aos lineamentos regionais e que parecem separar sub-províncias tectono-magmáticas. Reflexos desta estrutura transversal a ortogonal adentram-se em direção ao Craton do São Francisco. A região de Brasília, por exemplo, mostra predominância de estruturas EW e que correspondem, na realidade, a uma extensão, na superestrutura metassedimentar, da mega-inflexão dos Pireneus. A não continuidade dos complexos Canabrava, Niquelândia, Barro Alto e Anápolis-Itauçu está ligada a estes lineamentos já identificados anteriormente (Sistema Goiano Transversal - Marini et.al.1984). Conforme já aventado por esses autores, lembram muito a segmentação transversal andina que, segundo Frutos (1980) está relacionada com a subducção de elementos crustais oceânicos, térmica e estruturalmente diferenciados, e com limites que coincidem, muitas vezes, com falhas transformantes subductadas, originando blocos crustais transferentes com mergulhos de plano de Benioff variados e com tectogênese e magmatogênese diferenciadas.
    A interpretação de dados geofísicos do Projeto Geofísico Brasil-Canadá indica que estes complexos, hoje isolados, correspondiam a um cinturão contínuo, existindo "outros complexos" sob a cobertura proterozóica entre os tres como é o caso do provável complexo Água Branca proposto por Barreto Filho (1992) entre os atuais complexos de Niquelândia e Barro Alto (ver Figura 2-2). Realmente, junto à rodovia Uruaçu-Niquelândia, nas maregens do Rio Maranhão ocorre, em uma janela tectônica, um granulito aluminoso completamente deslocado para W com relação ao trend regional dos lineamentos dos Complexos Niquelândia/Barro Alto..
    Os trends direcionais dos cinturões Ceres (NE-SW) e Alfenas (NW-SE) são perfeitamente balizados por contrastes gravimétricos significativos (Haralyi & Hasui, 1981; Assumpção et al.1981;Marangoni,1994) verificados nos limites orientais dos terrenos granulitizado e indica, junto ao Complexo de Barro Alto, (Assumpção et.al.,op.cit.) cavalgamento do bloco Porangatu, a oeste, sobre o de Brasília, a leste, com forte espessamento crustal neste último.
    Marangoni (1994) realizou levantamento gravimétrico da região central do Brasil, abarcando desde o cinturão dobrado do Espinhaço até o cinturão Araguaia. No mapa de anomalia Bouguer (Figura 2-3) são identificados dois blocos com feições gravimétricas distintas separados por faixas com forte gradiente (-60 a -110 mgal) que coincide com a localização dos complexos granulitizados. No bloco a leste tem-se a faixa Uruaçu/Brasília com baixo gravimétrico interpretado como falta de massa e na região do "Maciço Central de Goiás", bloco a oeste, é indicado alto gravimétrico com anomalias de > de -60mgal, interpretado como excesso de massa. O padrão gravimétrico do forte gradiente de anomalia corresponde ao de suturas litosféricas onde teria havido encurtamentos crustais da ordem de 125 km ao N e 150 km ao S para ângulos de mergulho entre 20 e 10^o derivado de cavalgamento para E antes de se formar a Faixa Brasília (Marangoni, op.cit.).
    Estes dados e interpretações geofísicos, junto com a ocorrência comum de corpos alpinos talco-serpentiníticos junto desses limites gravimétricos nos metassedimentos dos Grupos Araxá e Canastra, indica existirem aí suturas crustais importantes retomadas (zonas de mélanges tectônicas) na Orogênese Brasiliana como assinalado, e.g. por Danni & Teixeira (1981), Strieder (1989), Winge (1990), Nilson & Misra (1993)...
    A Sequência vulcano-sedimentar Mossâmedes corresponde à evolução de sistema arco de ilha (Simões,1984; Barbosa,1987) que deve ter sido acrescionado no transamazônico, segundo as datações de Fuck & Pimentel (1990), aos terrenos granito-greenstone Anicuns-Itaberaí/Goiás nas margens a W / SW (hoje) desta massa siálica arqueana. Gnaisses, xistos, anfibolitos, calciossilicatadas, bif’s .. que ocorrem entre Anicuns e Mangabal talvez correspondam a partes mais internas e mais metamórficas deste conjunto de arco de ilha que dispor-se-ia, assim, em forma de um semi círculo limitado por falhas e/ou margeando e cavalgando a faixa meta-psamito-pelítica da Serra Dourada (Grupo Araxá) com vergência para o norte. A ocorrência de sistema deposicional tipo Witwatersrand de suposta idade transamazônica, retomando a calha do greenstone Goiás (Sequência Serra de Cantagalo de Danni et al.,1981), poderia representar sedimentação proximal no "continente" arqueano e em suas margens crono-correlata do "sistema de arcos de ilha Mossâmedes". Durante o Ciclo Brasiliano esta área foi retomada, sofrendo importante acresção plutônica (eg.Granito Choupana; meta-granodiorito Sanclerlândia) datada por Fuck & Pimentel (1990b), acompanhando e sucedendo importante evento deformacional e metamórfico (granitos gnaissificados) responsável pelas conspícuas transcorrências levógiras N-S (Lineamentos Fazenda Nova, NovoBrasil, São Luis de Montes Belos), com escamas e rampas com vergência para o norte. Nos blocos ocidentais destes falhamentos transcorrentes N-S são encontrados pequenos corpos alpinos com cromita podiforme (J.C.M.Danni inf.verbal e Amaro,1989) indicativos, provavelmente, de suturas crustais relacionadas com a Orogênese Brasiliana quando deu-se a colagem dos sistemas de arcos de ilha neoproterozóicos (sequências vulcano-sedimentares Jaupaci, Arenópolis, Córrego do Ouro..). Estas faixas de corpos alpinos estendem-se para o sudeste, grosso modo acompanhando os limites do Grupo Araxá e indicando a continuação de suturas crustais importantes muito provavelmente relacionadas com fechamento de área oceânica do Ciclo Brasiliano.
    Ao N dessa região, entre Goiás e Itapuranga, ocorrem gnaisses arqueanos cortados por sistemas de diques máficos e ultramáficos, desde completamente transformados (actinolititos, biotititos, anfibolitos) até bem preservados com texturas diabásicas a porfiríticas (e.g. ponto 2MW194). Alguns desses diques cortam os quartzitos e xistos da Serra Dourada. Esta retomada sucessiva de tectônica rúptil e a ocorrência de prováveis depósitos tipo Witwatersrand (Sequência Serra de Santa Rita na calha do greenstone belt) próximos pode ser indício de crosta continentalizada espessa desde tempos arqueanos/proterozóicos o que favorece a possibilidade de conter ou ter contido kimberlitos diamantíferos que, erodidos, teriam fornecido os diamantes para os conglomerados diamantíferos mesoproterozóicos da Serra Dourada a sul/sudeste conforme já sugerido por Coelho et al.(1985). A ocorrência de diques máficos e sedimentação madura Araxá/Espinhaço, contendo conglomerados diamantíferos, lembra a geologia da região da Chapada Diamantina (Serra de Santo Inácio e Morro do Chapéu), sugerindo que as duas regiões tenham tido evolução geotectônica análoga durante o Proterozóico (crosta siálica espessa, tectônica extensional, etc).
    A parte mais ocidental do Maciço Mediano de Goiás sofreu, junto com os demais compartimentos geotectônicos, falhamentos pré-cambrianos jovens que atravessam o país em NE-SW (Lineamento Trans-Brasiliano de Schobbenhaus et al., 1975). O exame de mapa compilado do Continente Gondwana (University of Witwatersrand,1988), mostra que este lineamento é trans-gondwândico, continuando na África com o lineamento Alibory-Bifur como já mostrado por Torquato & Cordani(1981), o que lhe confere uma extensão total de mais de 5.000 km. As falhas deste lineamento foram reativadas no Fanerozóico e condicionaram, em parte, o desenvolvimento de bacias molássicas subsequentes ao Ciclo Brasiliano e zonas marginais das bacias sedimentares fanerozóicas do Paraná e do Parnaíba. A reativação em tectônica de blocos permitiu a preservação de diversas unidades sedimentares, molássicas principalmente, em grabens ao longo deste lineamento. O graben de Água Bonita, siluro-devoniano (Barbosa,1981; Schobbenhaus et.al.,1975), que ocorre no Maciço Mediano de Goiás é um exemplo destes registros sedimentares ligados a tectônica de blocos, reativando o lineamento que trunca e afeta estruturas dobradas brasilianas-panafricanas, molda a borda de grandes bacias sedimentares intracratônicas e sofreu uma reativação de ruptura crustal no Fanerozóico, de grau continental.
    A área centro-brasileira caracteriza-se, desde a consolidação cratônica, após o Ciclo Brasiliano, como região epirogenéticamente positiva e funcionando como antéclise com fornecimento de sedimentos para as bacias sedimentares do Parnaíba e do Urucuia a N e E, Paraná a S e SW e, de preenchimento mais recente, para a "fossa" da Ilha do Bananal a W. Nesta evolução, interregnos de maior estabilidade cratônica propiciaram o desenvolvimento de superfícies aplainadas e lateritizadas, das quais destaca-se a superfície Sul-Americana pós -Gondwândica (King,1956) do K-T.
    Rupturas e reativações de falhas durante a revolução "wealdeniana" estão registradas em vários pontos, às vezes com preenchimento por diabásio (eg. no local Macacão dos Correias a E de Anicuns) e a sismicidade de baixo grau ainda verificada na região (Hasui & Mioto,1988) indica que o Lineamento Transbrasiliano permanece ativo.

    As unidades máfico-ultramáficas granulitizadas do Complexo Cana Brava (ver mapa geológico regional regional e Figura 2-4) estendem-se em N-S por cerca de 40 x 12 km em forma de gota que se estreita para o norte.
    De forma análoga à verificada no Complexo Niquelândia, as unidades metaultramáficas ocorrem nas porções orientais e mergulham para W sob unidades gabro-noríticas que sustentam a Serra de Cana Brava. Metaperidotitos serpentinizados concentram-se a SE onde se tem a importante jazida de asbesto crisotila de Minaçu. Camadas de piroxenitos, intercaladas em meta-gabro-noritos, estendem-se paralelamente aos contatos basais tectonizados do Complexo.
    Este conjunto com mergulhos médios de 50^o para W ocorre empurrado sobre cinturão de cisalhamento que tem cerca de 5 a 10 km de largura onde predominam rochas quartzo-feldspáticas (protolitos gnáissico-granítóides), hoje transformadas em filonitos, milonitos e cataclasitos, com xistos Araí-Araxá do Paleo a Mesoproterozóico, com metabasitos e com gnaisses blasto-miloníticos envolvidos nessa faixa milonítica. Os gnaisses blasto-miloníticos apresentam paragêneses de fácies epidoto-anfibolito (epidoto, biotita, muscovita, Kf, oligoclásio, quartzo, granada..).
    Para oeste, em contato tectônico com o conjunto gabro-norítico, ocorre a Sequência Vulcano-sedimentar Palmeirópolis (Araújo & Alves,1979) que contém porções de crosta oceânica (Araújo, 1986).
    O complexo, junto com esta sequência, apresenta-se como uma estrutura pop up (Figura 2-5), sendo rodeado por xistos e quartzitos do Grupo Serra da Mesa (Marini et al.1977) e do Grupo Araí cobertos, em discordância, pelos metassedimentos do Grupo Paranoá. A SE, S e W, interrompendo o alinhamento tectono-estrutural dos complexos Cana Brava e Niquelândia, ocorrem corpos graníticos gnaissificados Serra Branca, Serra da Mesa e Serra Dourada da província estanífera de Goiás, Sub-província Rio Tocantins (Marini et al.,1984a,b). Estes granitos estão estruturados, juntamente com os metassedimentos que os alojam, na forma de domos a braquianticlinais. Nos granitos são encontrados xenólitos de xistos grafitosos e gnaisses (Marini et al.,1977). A borda gnáissica desses granitos apresenta-se recortada por filões pegmatíticos a berilo e topázio. Granitos pegmatóides, alguns de dimensões maiores, mas geralmente restritos, cortam ou envolvem os granitos e o sienito alcalino do Peixe, ao norte (NW do Complexo Cana Brava).
    O mapeamento geológico da Folha Dois de Junho (Projeto Serra Dourada da UnB -Convênio DNPM/UnB de 1972, inédito) delimitou, a oeste do Rio Cana Brava, isto é, a oeste dos gabro-noritos granulitizados da Serra de Cana Brava, meta-gabros anfibolitizados dentro de xistos e metabasitos considerados, na época, como Grupo Araxá. Esse mapeamento determinou, também, mergulhos para leste nos xistos da Sequência Palmeirópolis (considerados então do Grupo Araxá) e no Granito Serra Dourada.
    Araujo & Alves (1979) identificaram, neste pacote a oeste do complexo granulitizado, a Sequência Vulcano-sedimentar de Palmeirópolis, que correlacionaram com a de Mara Rosa e com a que fica a oeste de Niquelândia (Indaianópolis de Danni & Leonardos,1978). Ribeiro Filho & Teixeira (1981) consideraram-na como a continuidade tectonicamente truncada da sequência a oeste de Niquelândia, com idade provável Paleoproterozóica. Ela é separada do complexo granulitizado por falhas inversas a transcorrentes e é composta de xistos, quartzitos, meta-chert, rochas cálcio-silicáticas, granitos, gnaisses e anfibolito; estes são mais importantes na base. A essa sequência está associada mineralização de Zn-Cu-Pb. Figueiredo et al.(1981) definem controle estratigráfico-vulcanogênico para as mineralizações; em perfil esquemático (Figura 2-5) interpretam um empurrão da sequência para W, sobre o granito Serra Dourada e suas encaixantes e para E sobre o complexo máfico-ultramáfico. A análise lito-geoquímica sugere (Araújo,1986) que os anfibolitos (metabasaltos) são quimicamente análogos aos tholeítos modernos de ridge de expansão oceânica.
    A Mineração SAMA realizou o mapeamento geológico em 1/50.000 (inédito) de grande parte do complexo, identificando, também, nesta região além de xistos - tidos como Araxá - e metabasitos, corpos de metagabros e um corpo com cerca de 5 km de serpentinito. No mapa do complexo apresentado por Correia (1994) também está indicada, nesta região e estendendo-se para o N, uma faixa de orto-anfibolitos grossos, foliados a homogêneos, com aspecto gabróico. Estes meta-gabros já haviam sido indicados pelos mapeamentos (Trabalhos de Graduação) da UnB em 1972. O posicionamento estratigráfico parece não estar resolvido; o mais provável é que sejam correlatos aos granada anfibolitos, coronitos e gabro-anortositos das Sequências Serra dos Borges (Complexo de Niquelândia) e Serra da Malacacheta (Complexo de Barro Alto). Com base nas semelhanças entre os complexos, pode-se aventar ainda as seguintes possibilidades: 1- fatia tectônica - alóctone e retrometamorfizada do conjunto granulitizado - intrometida na Sequência Palmeirópolis, por analogia com estruturas verificadas no Complexo Barro Alto; 2- porção de infra-crosta oceânica semelhante à verificada na Serra da Figueira, Complexo Barro Alto.
    Matsui et al.(1976), realizando datações (K/Ar) em minerais e amostras do maciço, obtiveram as seguintes concentrações de idades geocronológicas: 3 amostras com 500 Ma, 3 com 900, 3 com 2.000 e 2 com valores mais elevados, coincidentes, aproximadamente, com os ciclos Brasiliano-Uruaçuano, Transamazônico e Jequié.
    Girardi et al (1978) realizaram estudo geocronológico (Rb-Sr e K/Ar em rocha total e minerais) do complexo. O metamorfismo granulítico, caracterizado como pré-transamazônico, teria ocorrido talvez há 2.700 Ma. e o metamorfismo anfibolítico, verificado em supracrustais na borda W do maciço (=Sequência Palmeirópolis), há cerca de 1.150 Ma. As rochas gnáissicas, representadas por blasto-milonitos e cataclasitos, de longa residência crustal, teriam sido re-homogeneizadas e recristalizadas em condições da fácies anfibolito com possível fusão parcial, caracterizada por estruturas agmatíticas, há 644 +- 27 Ma.
    Nesse estudo os autores reconhecem no Morro da Bota, a leste dos granulitos máfico-ultramáficos e seus derivados retrometamórficos, "rochas gábricas e noríticas ... com feições reliquiares ígneas, tais como zoneamento e presença de geminações complexas nos plagioclásios, zoneamento nos ortopiroxênios e frequentes exsoluções em ambos piroxênios .. olivina sob forma de núcleos cercados por coroas de reação envolvendo a presença de simplectitos de piroxênio e espinélio, além de anfibólios..." (Girardi et al.1978).
    Esta massa gabróica, segundo o mapa do Projeto Cana Brava-Porto Real (Araujo & Alves,1979) encontra-se alojada em faixa de gnaisses blasto-miloníticos e cataclasitos. Nesta borda leste ocorre, também, uma faixa (Jaime Filho, 1981) de metabasitos. Este posicionamento lembra o dos "gabros" finos granulitizados a leste das meta-ultramáficas do Complexo de Niquelândia só que aqui os metabasitos estão anfibolitizados na zona de falha e as fácies do Morro da Bota estão preservadas. Lembra, também , pela disposição estrutural no muro da falha, a pequena ocorrência da sequência vulcano-sedimentar Juscelândia ao sul do Complexo de Barro Alto, na região de Carmo do Rio Verde.
    Segundo Girardi & Kurat (1982) o Complexo Cana Brava corresponde a um maciço diferenciado a partir de um magma basáltico, com tipos de rochas que variam de harzburgitos e piroxenitos até ferronoritos e ferrogabros. Após a intrusão teriam ocorrido vários reequilíbrios no sub-solidus. O primeiro a aproximadamente 900o C e P de 6-7 kbar, sem atingir equilíbrio completo. Uma recristalização parcial, sucedente à primeira, teria convertido algumas rochas à fácies anfibolito de alto grau; eventos posteriores propiciariam serpentinização, rodingitização, talcificação.. Esta rodingitização, estudada por Girardi et al.(1976) dá-se em associação com piroxenitos, com rochas básicas grossas ou, caso mais comum, com serpentinitos e clorita xistos, onde os metassomatitos ocupam fraturas. Para Dreher et al.(1989), as paragêneses cálcio-silicáticas desses rodingitos (grossulária-diopsidio-vesuvianita) teriam cristalizado a cerca de 500^o C e a < 5 kbar, durante evento metamórfico relacionado com a ascensão do complexo durante o qual teria ocorrido fluxo de CO2 responsável pela talcificação e carbonatização ao longo de fraturas. Assim, esse processo seria distinto daquele que dá origem a rodingitos em sistemas ofiolíticos.
    Fugi (1989) realizou estudos de litogeoquímica de ETR e geocronologia Sm-Nd, determinando duas isócronas Sm-Nd, uma de amostras do Complexo Cana Brava e outra do Gabro da Serra da Bota, com valores, respectivamente, de 1.970 +- 69 Ma. e de 1.088 +- 18 Ma., interpretados como da cristalização ígnea destes corpos. A reinterpretação dos dados geocronológicos de Fugi (op.cit.), mas incluindo as amostras descartadas (ver Cap.8) indica uma isócrona de 1308 ± 330 Ma para as rochas do complexo. Esse autor, modelando o magmatismo, concluíu que o complexo derivou de magma basáltico parental enriquecido em ETRL, com progressivo enriquecimento em elementos leves incompatíveis por cristalização fracionada, indicando a origem em câmara magmática de complexo acamadado em crosta continental. Vários pulsos magmáticos teriam ocorrido e os valores negativos de å _Nd seriam devidos à assimilações de rochas ácidas. O magma que originou os anfibolitos a oeste (=Sequência Palmeirópolis) não foi cogenético do magma do complexo.
    Para Correia (1994) o Complexo Cana Brava corresponde a um corpo máfico-ultramáfico anorogênico, derivado de magma olivina-tholeítico cristalizado em pressões de <7kbar. Define-o como intrusivo na Sequência Palmeirópolis a partir de evidências como contatos fortemente aquecidos (paragêneses com sillimanita e outras) e xenólitos de anfibolitos, quartzitos e xistos, que seriam da sequência vulcano-sedimentar, em brechas plutônicas próximas dos contatos superiores do Complexo Cana Brava. Estas fácies de brechas lembram as dos corpos intrusivos tardios nos Complexo Niquelândia (intrusivas João Caetano) e no Complexo Barro Alto (intrusivas do Córrego do Guará e da Vista Alegre).
    Correia (op.cit.) realizou análises isotópicas Rb-Sr e Sm-Nd sobre amostras do Complexo. Obteve uma idade de 1.350 +- 35 Ma. através de diagrama isocrônico Rb-Sr (rocha total) de correlação entre amostras do nível de metabasito basal. Correlaciona este valor com o obtido por Girardi et al.(1978) neste Complexo e o obtido por Fuck et al.(1988,1989) no Complexo Barro Alto, considerando-os indicativos da existência de evento colisional uruaçuano em torno de 1.300 Ma. Baseado na estrutura isótropa, não-deformada, do Gabro do Morro da Bota, o autor propõe que a intrusão deste gabro é posterior a tectonismo compressivo uruaçuano. Com base nestes dados e nos demais estudos petrológicos, êsse autor interpreta as seguintes etapas evolutivas para o Complexo: 1) magma gerado entre 2,25 e 2,62 Ba., ficando residente em nível infra litosférico; 2) intrusão na Sequência Palmeirópolis há cerca de 2,0 Ba.; 3) evento principal de metamorfismo e deformação dúctil-rúptil há 1,3 Ba.; 4) reequilíbrios minerais posteriores em idades brasilianas, principalmente onde a água teve acesso às rochas. O autor não discute o significado geológico do Gabro do Morro da Bota nesta evolução.
    A datação do Gabro do Morro da Bota (1,1Ba.) por Fugi (op.cit.) leva a se interpretar que a ascensão do complexo (já granulitizado) ter-se-ia iniciado antes de 1.1 Ba., pois esse gabro, pelos dados bibliográficos citados atrás, ocorre indeformado entre faixas de forte milonitização no domínio do shear belt a leste do complexo. Esta interpretação é contraposta pelas recentes datações brasilianas do metamorfismo granulítico no Complexo Niquelândia (ver ítem 2.3).
    Nesta faixa cisalhada a leste do Complexo Cana Brava ocorrem corpos graníticos (Araújo &Alves, 1979) e no mapa metalogenético da CPRM (Baeta Jr,1987) são indicadas ocorrências estaníferas nestes granitos. Isto leva a duas interpretações referentes a origem destes corpos:

1) as intrusões graníticas (fácies granítica preservada entre os milonitos) dar-se-iam durante a fase magmática estanífera Granito Serra da Mesa, há cerca de 1.58 Ba. (Botelho & Pimentel, 1993), no muro da falha, por onde se elevou o complexo, ou seja, após a ascensão do Complexo já granulitizado para níveis rúpteis da crosta;
2) as fácies graníticas seriam mais jovens, do Ciclo Brasiliano, injetadas em fases tardias do falhamento, talvez em zonas de transpressão, de forma a manter a identidade petrográfica na zona de falha que atingiu condições de fácies epidoto-anfibolito a anfibolito.

    Com uma forma ovóide, circundado por falhas, o Complexo Niquelândia tem, aproximadamente, 45 km de extensão N-S. A Figura 2-6 retrata a geologia deste complexo como levantada e interpretada por Danni & Leonardos (1978,1980) e modificada em Marini et.al.(1984b). Corresponde a uma elevação estrutural fortemente tectonizada, com trends direcionais NNE-SSW e mergulhos de 40 a 65^o para W, entre terrenos granito-gnáissicos milonitizados. Compreende tres sequências de rochas de E para W: sequência máfico-ultramáfica granulitizada, sequência gabro-anortosítica com fácies coroníticas e troctolíticas (Sequência Serra dos Borges de Danni e Leonardos,1978,1980) e sequência vulcano-sedimentar (Sequência Indaianópolis de Danni & Leonardos,op.cit. ou Coitezeiro de Brod, 1988); as duas últimas deformadas e metamorfizadas na fácies anfibolito de pressão intermediária.
    Este conjunto desponta, bastante elevado topograficamente, exceto a sequência vulcano-sedimentar, entre terrenos cristalofilianos do Mesoproterozóico (Grupos Araí/ Araxá) a Neoproterozóico (Grupo Paranoá).
    Para Danni & Leonardos (1978, 1980), a estruturação da Sequência Serra dos Borges corresponde a uma forma dômica revirada e falhada, com anfibolitos finos supracrustais envolvendo meta-anortositos e gabro-anortositos e estes, grosso modo, circundando núcleo gabróico e coronito-troctolítico. Já para Ferreira Filho et al (1992b), a estrutura seria de empilhamento magmático homoclinal de uma grande intrusão em rift continental a qual teria como encaixantes crosta siálica e a sequência vulcano-sedimentar de Indaianópolis; não existiriam terrenos das supracrustais da Sequência Indaianópolis entre a sequência granulítica e a Sequência Serra dos Borges como apresentado no mapa da Figura 2-6.
    O Complexo Niquelândia vem sendo estudado de longa data (Pecora & Barbosa,1944) em função da ocorrência de minerais de interesse econômico, principalmente o níquel, e das possibilidades de comportar um quadro metalogenético bem amplo com, por exemplo, metais do grupo da platina, asbesto, cromo..
    O mapeamento geológico sistemático (Projeto Niquelândia) em 1:50.000, realizado pelo DNPM (Motta et al. 1969, 1970), levantou todo o complexo máfico-ultramáfico (então designado Complexo São José do Tocantins). À semelhança de Pecora & Barbosa (op.cit), esses autores consideraram ter o complexo se originado pela diferenciação de um magma tholeítico em uma grande intrusão estratiforme tipo Bushveld ou Stillwater, reconhecendo, ainda, rochas siálicas (leptinitos) granulitizadas como prováveis encaixantes e roof pendants supracrustais.
    Várias interpretações foram dadas por outros autores para a origem do complexo, mas a polêmica maior polarizou-se entre origem estratiforme versus alpina/ofiolítica.
    White et. al.(1971) descrevem as ocorrências de cromitititos platiníferos associadas com a zona ultramáfica do Complexo Niquelândia; a principal delas se dá na forma de lentes, camadas descontínuas e massas (pods) irregulares em uma zona tabular de 2 a 4m de espessura cuja hospedeira é um serpentinito derivado de peridotitos. Pelas características e quimismo, os autores propõem uma origem pseudo-estratiforme, ofiolítica para estas ocorrências.
    Thayer (1972) optou por uma origem "híbrida" do maciço, considerando que várias feições como cromita podiforme e aluminosa, distribuição não estratiforme de rochas ultramáficas e feldspáticas que apresentam interdigitações lenticuladas, texturas orientadas e com dobramentos, diques gabróicos localizados e sem raizes, metamorfismo muito mais alto que o das encaixantes e contatos tectônicos em toda a volta, apontam para o tipo alpino, porém o volume expressivo de anortositos, aponta para uma origem estratiforme.
    Danni & Leonardos (op.cit.), a partir de mapeamentos e estudos detalhados do maciço, propõem o novo quadro geológico, esboçado atrás, de duas unidades cronologicamente distintas:

1- pacote de rochas máfico-ultramáficas granulitizadas e fortemente deformadas, principalmente por transcorrência, com dunito-peridotitos basais de fatia tectônica mantélica, sucedidos por uma sequência acamadada de peridotitos/piroxenitos e por espesso pacote de gabro-noritos acamadados;
2- sequência gabro-anortosítica com gabros, coronitos, troctolitos e anortositos, variavelmente anfibolitizada, capeada pela sequência vulcano-sedimentar.

    Rivalenti et al.(1982), estudando a porção leste (granulitizada) do Complexo, do ponto de vista lito-geoquímico, concluíram pela não-existência de frações mantélicas basais como propugnado por Danni & Leonardos (op.cit.), mas pela gênese a partir de intrusão de magma tholeítico, colocado a 15-20 km de profundidade na crosta siálica e com pressões de reequilíbrio não muito diferentes durante sua evolução, comparáveis com condições que foram verificadas nos complexos de Canabrava e Barro Alto. Girardi et al. (1986), retomando esse trabalho inicial (Rivalenti et al.op.cit), agora para todo o Complexo na sua parte plutônica, reiteram a proposta de uma evolução magmática única decorrente de fracionamento magmático em sistema fechado, semelhante à de Bushveld, não reconhecendo deformações pervasivas nem metamorfismo regional importantes. Os gabros finos de leste, que ocorrem abaixo dos níveis ultramáficos, corresponderiam a uma borda resfriada e com dados petroquímicos, indicando tratarem-se de rochas menos diferenciadas do que os gabros acamadados sobrepostos à unidade ultramáfica. Esta proposta contraria a hipótese de Danni & Leonardos (1978, 1980) de que estes gabros finos correspondem a fatias tectônicas miloníticas do próprio complexo imbricadas nas suas bordas falhadas.
    Candia et al. (1988) estudaram a química mineral das paragêneses relacionadas às fácies coroníticas do conjunto gabro-anortosítico ou nível UGAZ de Girardi et al.(1986), concluindo que as 3 principais associações minerais coroníticas desenvolveram-se em sistema fechado, com pressões de 8-5 kbar e temperatura de 800oC (coroa anidra de olivina gabros) a 560oC (coroas com plagioclásio+hornblenda+granada+quartzo) e que as coroas devem ter se formado durante resfriamento magmático e não durante evento metamórfico regional.
    Ferreira Filho & Naldrett (1991,1993) e Ferreira et al. (1992a,b) assumem também a proposta de evolução magmática do tipo Bushveld. Admitem, porém, deformações associadas com metamorfismo granulítico e apresentam dados geocronológicos (Ferreira Filho et al. 1992a;1994a) U-Pb em zircões e rutilo de rochas do complexo que modificam substancialmente as propostas geocronológicas anteriores: as rochas do complexo, máfico-ultramáficas e intermediárias, tidas como arqueanas, teriam se consolidado entre 1.560 e 1.600 Ma. como uma grande intrusão semelhante à de Bushveld durante importante evento extensional relacionado a rifteamento continental no Mesoproterozóico e teriam sido metamorfizadas, monociclicamente em fácies anfibolito a granulito há cerca de 770 a 795 Ma., durante regime colisional.
    A partir de estudo sistemático da variação composicional de piroxênios e de ETR de amostras do Complexo Niquelândia em um corte estratigráfico E-W, Ferreira Filho et al.(1994b) reveem o modelo de fracionamento em um estágio a partir de uma grande câmara magmática, propondo o seguinte esquema evolutivo: -durante o rifteamento mesoproterozóico ter-se-ia gerado magma primitivo, picrítico, sub-alcalino que ascendeu a níveis crustais onde solidificou inicialmente como gabro fino, resfriado nas bordas (Unidade Máfica Inferior); o resfriamento mais lento da câmara teria levado ao fracionamento em níveis ultramáficos basais a gabróicos o que, junto com sucessivos afluxos de novo magma, desenvolveria unidades cíclicas com progressivo enriquecimento em elementos incompatíveis e em Fe, indicativo de baixa fO₂ na câmara. O aumento brusco de elementos incompatíveis e da razão La/Yb ao nível dos dioritos intrusivos estaria ligado a esta evolução, aliada a processo de contaminação crustal. Após a completa solidificação das rochas desta fase, teria havido novo afluxo de magma primitivo, mas com razão Mg/(Mg+Fe) menor do que a das unidades inferiores e com assinatura de ETR indicativa de fonte mantélica empobrecida em elementos incompatíveis. Isto, juntamente com um aumento de fO₂, teria levado a um trend de fracionamento distinto, com plagioclásio como fase cumulus, deposição de camadas de óxidos de Fe e de Ti empobrecendo o líquido silicático associado nestes elementos, cristalização de anfibólios ígneos.. e outras características da Sequência Serra dos Borges, troctolito/gabro-anortosítica. O metamorfismo granulítico foi determinado como de resfriamento isobárico (Ferreira Filho et al, 1992c) e com pico de 800-900o C e 6-8 kbar em blasto-milonito alumino-silicoso, verificando-se variação pró-gradante (Ferreira Filho et al, 1992b) de 500-600oC e 4-5 kbar, na fácies anfibolito da Sequência gabro-anortosítica Serra dos Borges até 800-900oC e 7-9 kbar (estabilidade de hercinita + quartzo) na fácies granulito.
    Ribeiro Filho & Teixeira (1981) correlacionaram a Sequência Palmeirópolis com a de Indaianópolis.
    Brod (1988) propôs a designação de Sequência Coitezeiro para a Sequência de Indaianópolis na qual identificou trend alcalino e fácies essencialmente miloníticas na zona de contato com a Sequência Serra dos Borges. Brod & Jost (1994) descrevem fácies metassedimentares e meta-vulcânicas a oeste do Rio Traíras na Sequência Coitezeiro. As fácies apresentam-se aí em grande parte preservadas, com menores deformação e grau de metamorfismo do que junto e a leste do Rio Traíras, onde fácies miloníticas compõem um shear belt. Entre as rochas descritas como da sequência sobressaem aquelas cujos protólitos foram vulcanoclásticos.
    Em um perfil leste-oeste, tem-se rochas gnáissicas blastomiloníticas e milonitizadas, estruturalmente abaixo de granulitos gabro-noríticos finos tectonizados. Segue-se a estes gabros finos, geralmente foliados, importante pacote de rochas meta-ultramáficas fortemente tectonizadas, dobradas e boudinadas (Foto 1), representado por harzburgitos e dunitos com fases piroxeníticas em veios centi-decimétricos, ora concordantes, ora discordantes (Foto 2), dobrados em isoclinais (Foto 3).

    Análises de cromita podiforme (coletada por J.C.M.Danni) e que ocorre associada a este nível de meta-ultramafitos mostram, em gráfico Cr₂O₃ x Al₂O₃ (Figura 2-7), composição de cromita estratiforme.
    Milliotti (1994) estudou as ocorrências de cromita e o comportamento dos elementos do grupo da platina em Morro Feio e Niquelândia, Goiás, em sua tese de doutorado. Comparando, mineralógica e geoquimicamente, dois níveis de cromitito que ocorrem no Complexo Niquelândia, verificou que em diagramas Cr-Al-Fe⁺³ as cromitas caem, bimodalmente, em campos dos ofiolitos, mas em gráfico TiO₂ x Cr₂O_3, (Figura 2-8) exibem afinidade crescente com o campo das cromitas de complexos estratiformes em direção aos níveis estratigráficos superiores. As análises de rocha total de Milliotti (op.cit.) indicam em gráficos NiO x Cr₂O₃ e Al₂O₃-CaO-MgO afinidade com complexos estratiformes à exceção dos níveis basais, duníticos.
    Estas assinaturas geoquímicas das cromitas, graficadas nas figuras 2-7 e 2-8 e contraditórias em parte, devem ser vistas com cautela. São necessários estudos mais aprofundados, não realizados nesta pesquisa, sobre os efeitos geoquímicos das recristalizações relacionadas aos eventos metamórficos e metassomáticos subsequentes, desde os de alto grau e pressões médias (ver Cap. 5 e 8) até os que envolveram a serpentinização e talcificação das hospedeiras dos cromititos.
    Sucedem-se estratos de rochas máficas, noríticas principalmente, onde ocorrem camadas métricas a decimétricas, até centimétricas, geralmente rítmicas com os termos máficos, de piroxenitos, principalmente websteritos, e peridotitos que podem ser lherzolíticos (Foto 4).
    Na pedreira próxima da Usina da CNT, neste nível de meta-gabros, ocorre leuco-norito a norito cinza claro, médio com piroxenito estruturado em finos veios (sills, diques, camadas?) e em lentes métricas, cuja geometria em cunha (Foto 7) está relacionada com a forte transposição propiciada pela transcorrência, talvez dextrógira segundo a Foto 5, que envolveu estas rochas de diferentes graus de competência.
    Nesta pedreira ocorre, também, uma zona com cerca de 3m de espessura de norito tectonizado com foliação milonítica que trunca raras bandas ptigmáticas de mobilizados plagioclásicos e é truncada por veios descontínuos, cuneiformes e arranjados em Y de material escuro vítreo (pseudo-taquilitos) que pode ser visto na Foto 6. Leonardos et.al.(1979) descrevem fácies semelhantes que ocorrem no sul do complexo, detalhando a sua petrografia. É característica a textura afanítica (Fotomicrografia 3), vitrofírica dos veios, com relictos de opx e cpx dispersos na massa que foi fundida.
    Cerca de 1,5 km a W da Vila Macedo, intercalada no nível de gabro-noritos granulitizados, ocorre uma banda de material sílico-aluminoso, variando de feldspato-granada -sillimanita quartzito a quartzo-xisto (muscovita diaftorética); com vários metros de espessura, estende-se por quilômetros segundo a foliação N10E que se apresenta milonítica e clivada, retratando uma zona de falha retomada em vários eventos tectônicos. É tido como blasto-milonito de veios de origem por segregação tectônica (Danni & Leonardos,1978,1980; Ferreira Filho et al,1992; Ferreira Filho & Naldrett, 1993).
    Intrusivas (stocks) gabro-dioríticas a quartzo dioríticas granulitizadas (Unidade João Caetano de Ferreira et al, 1992), semelhantes às de Vista Alegre e do Córrego do Guará no Complexo de Barro Alto, frequentemente com fácies de brechas plutônicas, contendo autólitos e xenólitos diversos como granulitos máficos finos e ocasionalmente quartzitos, em parte cálcio-silicáticos, derivados provavelmente de cherts (Foto 8) ocorrem a oeste do Córrego Biliágua, onde há o contato tectônico das fácies granulitizadas com a Sequência Serra dos Borges. A sua mesóstase, apesar de apresentar um certo grau de hidratação (biotita), mostra paragênese granulítica, com opx ocasional.
    O conjunto troctolito-gabro-anortosítico (Sequência Serra dos Borges) ocorre para W do conjunto granulítico, separado por importante falha, onde se encaixou o Córrego Biliágua. Não são encontradas as intrusivas tipo João Caetano com seus autólitos e xenólitos nesta sequência, que também não apresenta fácies granulíticas, sendo as suas transformações metamórficas essencialmente hidratadas e desenvolvidas na fácies anfibolito de gradiente barroviano, com pelo menos duas fases severas de deformação (Foto9).
    A Fotomicrografia 4 mostra a textura reliquiar preservada em meta-diabásio de amostra (ponto 10675-55 do trabalho de graduação da UnB em 1977) que ocorre na Sequência Indaianópolis no local Córrego do Júlio, 5,5 km a NNE de Indaianópolis, em nível de anfibolitos finos foliados a lineados, próximo ao contato com a Sequência Serra dos Borges que ocorre a 1,5 km a leste. Esta fácies lembra à de contatos transicionais entre gabros e metabasaltos da Serra da Figueira (ver ítem 2.4.3) no Complexo de Barro Alto (Winge & Danni, 1994 a,b).

    O Complexo Barro Alto tem, aproximadamente, 160 km de extensão e 25 km de largura média. Apresenta a forma de um bumerangue, com orientação NNE-SSW, virgando para E-W e com a concavidade para NW (Figura 2-9 e mapa geológico regional). Como os complexos Niquelândia e Canabrava, êle forma um relêvo de serras alongadas segundo as direções estruturais. É limitado por falhas inversas de ângulos médios a fortes a leste e sul, cujo muro é constituído por gnaisses miloníticos que podem formar fatias tectônicas de milonito-gnaisses micáceos ou de cataclasitos entre unidades do Mesoproterozóico (Grupo Araxá). Estas, por sua vez, cavalgam em baixo ângulo, unidades do Neoproterozóico (grupos Paranoá e Bambuí) mais a leste.
    A estes limites tectônicos corresponde um forte gradiente gravimétrico que Assumpção et al.(1985) interpretaram como obducção do Bloco Porangatu (região a NW do complexo) com uma espessura da ordem de 5 km de rochas máfico-ultramáficas (Figura 2-10) sobre o Bloco Brasilia (região a SE do complexo) e, associadamente, um importante baixo gravimétrico (anomalia de -140 Mgal) na região dos grupos Bambuí e Paranoá, a SE e E do complexo, como possível depressão do embasamento.
    O Complexo Barro Alto foi interpretado por Figueiredo et.al. (1970, 1975) como um único corpo ou maciço acamadado ultramáfico-máfico, predominantemente gabro-anortosítico, com características intermediárias entre maciços alpinos e grandes corpos estratiformes de ambiente cratogênico.
    Stache (1976) estudou a porção leste do Complexo Barro Alto (~80x20km) com ênfase na petrologia do complexo que, para esse autor, teria evoluído na seguinte sequência:

1) intrusão anortosítica (tipo maciço Adirondack, de área orogênica) em embasamento pré-Araxá com as fácies de borda metamorfizadas;
2) remobilização de embasamento junto com domação do corpo anortosítico e intrusão de magma máfico-ultramáfico entre o anortosito e o embasamento, com diferenciação em peridotitos e gabro-noritos;
3) deslocamento do conjunto e metamorfismo de alto grau, granulítico a anfibolítico (M1);
4) ciclo Araxá, com metamorfismo regional de baixo grau até fácies anfibolito (M2);
5) soerguimento do conjunto e basculamento para oeste;
6) na zona marginal leste, uma intrusão gabro-norítica acamadada posterior aos metamorfismos de alto grau (M1) e do Araxá (M2) com 4.000 a 5.000 m de largura aflorante e apresentando cinco ciclos de acamamento ígneo, iniciados cada um por piroxenito ou norito e terminados em gabro para o topo;
7) sucessivos movimentos de soerguimento ao longo de zonas de falhas e ciclos de erosão para o aparecimento do maciço.

    Figueiredo(1978) estudou a porção leste/nordeste do maciço em sua dissertação de mestrado, com mapeamento geológico em 1:50.000, e concluíu que o complexo apresenta características distintivas que o coloca como tipo intermediário entre estratiforme e ofiolítico.
    Em 1980 (região de Goianésia) e em 1982 (região de Ceres- Rubiataba), abrangendo toda a porção sul, o complexo foi mapeado na escala de 1/50.000 através dos trabalhos de graduação da UnB, resultando em uma revisão (Fuck et al.,1981; Danni et al.,1984) estratigráfica e estrutural coerente com o quadro visualizado por Danni & Leonardos (1978,1980) para o Complexo de Niquelândia, ao norte. O mapa geológico esquemático (Figura 2-9) retrata a tectono-estratigrafia visualizada com base nesses trabalhos de mapeamento. Apesar de defasado com relação a ordenação estratigráfica, ele fornece uma visão geral das unidades lito-tectônicas e de seus traços estruturais.
    Girardi et al.(1981) estudaram a petrologia e a lito-geoquímica do maciço na região entre Goianésia e Barro Alto, utilizando o empilhamento magmático proposto por Figueiredo et al.(1975) e Figueiredo(1978). Esses autores verificaram um padrão petrográfico e de fracionamento ígneo que evidencia serem as unidades ofíticas superiores (UZ) e as unidades anortosíticas (AZ) membros de um corpo ígneo acamadado e que o padrão de fracionamento dos plagioclásios aponta para regime de colocação a baixa pressão (<5kbar). Já para as zonas basal (BZ-metagabros e anfibolitos) de leste e ultramáfica (UZ) não foi possível demonstrarem relações genéticas com o resto do maciço. As relações texturais e químicas entre as fases minerais da BZ indicariam reequilíbrio pós-magmático (lamelas de exsolução nos piroxênios) e metamórfico (cristaloblastos) em condições análogas e correspondentes à fácies granulito/alto anfibolito, em torno de 800^oC e pressões em torno de 5 kbar ou pouco acima.
    Oliveira & Jost (1992) e Oliveira (1993), como Stache (op.cit), identificaram na porção sudeste do Complexo, região de Goianésia, seis unidades cíclicas de diferenciação magmática, piroxeníticas-gabro-noríticas. Propuseram uma origem por afluxos magmáticos múltiplos em um complexo estratiforme no qual as deformações e metamorfismo subsequentes pouco teriam alterado a sequência original das rochas.
    Suita et al.(1994) apresentam idades U-Pb em zircão de rochas do Complexo Barro Alto: 1,72 a 1,73 Ba. para diorito granulitizado da Sequência Serra de Santa Bárbara e 1,29 a 1,35 Ba. para pegmatito hornblenda gábrico da Sequência Serra da Malacacheta, que apresentam como intercepto inferior ca. 790 Ma e 770 a 820 Ma, respectivamente. Interpretam estas idades como as das intrusões em crosta continental, durante fases extensionais (ca. 1,7 e 1,3 Ba.), e de metamorfismo sintectônico de alto grau (ca. 800 Ma) durante colisão continental (Ciclo Brasiliano/Panafricano), envolvendo os crátons Amazônico e São Francisco.

    Sob este tópico apresenta-se uma síntese de feições geológicas relevantes da porção ocidental do Complexo Barro Alto mapeada pela UnB com o intuito de colocar em foco os elementos fundamentais para o entendimento da evolução dos compartimentos crustais granulitizados.
    O Complexo Barro Alto, como ocorre com os complexos apresentados atrás, tem todas as suas bordas tectonizadas. Esta estruturação é resultado de cavalgamentos e transpurrões, com vergência regional para ESE, sobre gnaisses granodioríticos e graníticos considerados como de embasamento arqueano e que se apresentam em grande parte filonitizados.
    Gnaisses muito finos, epidosíticos em parte, são encontrados neste embasamento filonitizado junto às ocorrências do Grupo Araxá, ao sul do complexo. Inicialmente,nos trabalhos de campo, foram interpretados como metavulcanitos, porém, a textura cataclástica constante e a transição para fácies mais grossas, típicas do embasamento, indicam fácies de retrabalhamento crustal com pouca entrada de H2O, lembrando a gênese que podem ter leptinitos no Complexo Anápolis-Itauçu (Winge & Danni,1994c), mas aqui em condições de fácies epidoto anfibolito em regime de recristalização dinâmica.
    A entrada de água durante o metamorfismo cinemático (milonitização em zonas de falhas) transformou, localizadamente, estes gnaisses de embasamento em muscovita xistos que se assemelham aos xistos pelíticos do Grupo Araxá que ocorrem associados - por vezes, imbricados - e deles somente se distinguindo quando apresentam texturas e minerais remanescentes e/ou lentes muscovíticas (mica fish) com feldspato K reliquiar associado. Por outro lado, é provável que muitos dos gnaisses/filonitos considerados como derivados do "embasamento" sejam de massas anatéxicas ou magmáticas mais jovens retrabalhadas juntamente com o embasamento e o Araxá, pois elas são detectadas em vários pontos dentro e fora do complexo.
    Fatias e cunhas tectônicas, tanto de rochas das sequências supracrustais proterozóicas, quanto das sequências granulíticas, intercalam-se com estes gnaisses, retratando importantes planos tectônicos reativados(?) na Orogênese Brasiliana. Encravado como uma cunha com mais de 10 km em E-W na porção oeste do complexo ocorre meta-granito com fácies porfiróide e cataclástica sem paragênese granulítica, isto significando que foi aí (tectonicamente?) colocado após o corpo granulitizado ter sido alçado para níveis mais frios e rúpteis.
    Lentes tectônicas de granulitos inserem-se nos anfibolitos bandados da Sequência Serra da Malacacheta, 4 km a sul de Juscelândia, e entre embasamento e Grupo Araxá/Sequência Juscelândia, 1,5 km a NE de Ipiranga, próximo a Rubiataba, estruturalmente acima do complexo.
    Neste contexto de forte filonitização, ao longo de faixa tectônica WNW-ESE (Uruana-Jaraguá-Abadiânia) ao sul/sudoeste do complexo, são encontrados anfibolitos finos, xistos e intrusivas filonitizados. O conjunto supracrustal é correlacionado com a Sequencia Juscelândia ao norte em virtude de ocorrerem níveis de meta-chert nos anfibolitos finos intercalados com xistos e gnaisses. Entretanto, parte destes filonitos é provavelmente, derivada dos próprios granulitos retrometamorfizados nestes shear belts e parte pode ser, também, de sequência mais jovem como o Grupo Araxá que localizadamente, em sua base, apresenta esporádicas fácies vulcânicas e subvulcânicas.
    A tectono-estratigrafia do complexo inicia-se com um pacote "basal" de noritos a gabronoritos granulitizados com fácies granoblásticas médias, ora bandadas ora maciças, sendo comuns a presença de fragmentos centimétricos lenticulados, geralmente de granulação mais fina, pouco conspícuos, retratando autólitos e/ou xenólitos. Nesse meio são encontradas bandas ou níveis, por vezes massas irregulares (pods), de ortopiroxenitos de granulação média a grossa, com enstatita podendo atingir até 2 cm; onde anfibolitizados viram tremolititos/ actinolititos. Diques irregulares de piroxenitos websteríticos também ocorrem. As fácies isotrópicas são granoblásticas mas, com frequência, verificam-se texturas ígneas reliquiares. Texturas coroníticas são encontradas ocasionalmente como, no meta-olivina gabro que ocorre 10 km a NNW de Ceres (Fotomicrografia 5).
    "Níveis" de xistos verdes a granada-anfibolitos, não raramente filonitos, paralelos aos planos de falhamentos inversos marginais, criam uma pseudo-estratigrafia que atesta o forte retrabalhamento com hidratação e retrometamorfismo em falhamentos internos do complexo. Nestas faixas ocorrem, muitas vezes, várias gerações de foliações e bandamentos, formando padrões interferentes em complexos arranjos como, por exemplo, na falha de contato a E de Rubiataba. Em outras faixas anfibolitizadas, entretanto, a rocha resultante pode ser maciça, como o anfibolito médio noduloso pelo crescimento de granada almandina que ocorre 5 km a SE de Bragolândia. As condições termodinâmicas em que se realizaram estes falhamentos gradam desde a fácies anfibolito alto até xisto verde. Esta variabilidade estrutural de fácies foliadas/miloníticas lado a lado com fácies maciças/isótropas constitui uma das características da evolução destes terrenos de alto grau originada nos vários estágios de desenvolvimento desde a fase de granulitização, provavelmente fases pré-granulitização, até as fases de ascensão tectônica vistas as paragêneses que registram tais eventos.
    Associações de fácies bimodais de leptinitos e granulitos máficos muito finos e sulfetados, com níveis centi a decimétricos de rochas cálcio-silicáticas (Fotomicrografia6), associam-se a pacotes de granada-sillimanita quartzitos plagioclásicos com espessuras aparentes de centenas de metros. Este conjunto preferencialmente "capeia" fácies gabróicas a dioríticas com brechas plutônicas mas também pode ser encontrado como lentes dentro das mesmas. Foi interpretado como roof pendants (Figueiredo et al.,1970) e como supracrustais (metabasaltos, metchert, riolitos..) de crosta oceânica (Fuck et al.,1981; Danni et al., 1984).
    Quartzitos verdes com diopsídio e hornblenda ocorrem no interior de fácies gabro-noríticas, assemelhando-se a metachert, porém a ocorrência isolada em faixas tectonicamente retomadas dentro de corpo meta-plutônico aponta para uma origem destas rochas por segregação metamórfica. A paragênese de alto grau indica que a segregação ocorreu antes ou durante o metamorfismo de alto grau. Certos níveis destes quartzitos de segregação, como o que ocorre 6km a sul de Rubiataba, no Córrego de Serra Abaixo, apresenta paragênese de quartzo com granada e sillimanita, esta transformada total ou parcialmente para cianita e muscovita. Estas rochas são muito semelhantes aos granada quartzitos associados com leptinitos que ocorrem em vários lugares como no serrote ao sul de Cafelândia mas com espessura e composição (gradam para gnaisse fino e granada sillimanita leptinito) diferentes e que avocam outra origem que a de segregação metamórfica.
    A associação de "rochas granulíticas máficas finas e calcissilicatadas ..em uma faixa de cerca de 2km EW" (Borges & Pimentel, 1982) na região a N e NE de Ceres, com importantes afloramentos de rochas cálcio-silicáticas no Córrego Limão, Faz. Rio do Peixe, sugere um conjunto de origem supracrustal de ambiente oceânico, entremeando derrames de basalto com depósitos vulcano-químicos. Este tipo de associação é que reforçou a proposta de origem proto-ofiolítica com rochas supracrustais de ambiente oceânico quando dos mapeamentos de Goianésia (Fuck et al,1981) e Ceres-Rubiataba (Danni et al,1984). A frequente associação destas fácies básicas finas e cálcio-silicáticas com leptinitos e granada sillimanita quartzitos feldspáticos que podem ocorrer em extensas faixas (até quilômetros), levou, dentro desta concepção de ambiente oceânico, a se propor como protolito dos leptinitos rochas vulcânicas ácidas.
    Intrusivas gabro-dioríticas com as zonas apicais que atingem termos quartzo-dioríticos até granodioríticos e graníticos (hoje gnaisses), por vezes ricas em xenólitos de diversas rochas e ocasionais autólitos(?) atestam um magmatismo tardio, com hibridização progressiva. São correlacionáveis com o diorito/quartzo dioríto da Unidade João Caetano (Ferreira et al.1992a,b) no Complexo Niquelândia. Elas são mais comumente encontradas próximas aos restos do capeamento de granulitos máficos finos, leptinitos e granada quartzitos, mas também ocorrem em outros níveis, inclusive os tidos como basais do Complexo como, por exemplo, próximo de Carmo do Rio Verde (Fotos 13,14,15). Nas fácies com brechas ocorrem, ubiquamente, blastos (?) poiquilíticos de biotita de cor vermelha rubi originada, provavelmente, devido a maior disponibilidade de H₂O retida das fases plutônicas nessas regiões apicais das intrusões.
    Estes corpos mostram em mapa formas frequentemente alongadas segundo o strike, e, ocasionalmente, formas de cogumelo que indicam terem sido envolvidos em, pelo menos, duas importantes fases de deformação, a primeira achatando/dobrando e a segunda redobrando essas massas meta-ígneas. No mapa da Figura 2-9 estes corpos foram reunidos em massas intrusivas maiores, mas esta interpretação deve ser vista com ressalvas. A seguir são brevemente descritos alguns locais onde ocorrem fácies desta suíte intermediária a ácida intrusiva nos diferenciados máfico-ultramáficos.
    No Córrego do Guará, a noroeste de Goianésia, ocorre um destes corpos intrusivos e granulitizados. Subindo o córrego, sobe-se, também, na estrutura intrusiva. Em nível inferior no ponto 2MW592 (ver Anexo 6), ocorrem fácies meta-gabronorítica a meta-gabrodiorítica, com fenocristais reliquiares milimétricos de andesina. Estas fácies mais preservadas das deformações apresentam variações para fácies com textura tipomorfa em mosaico ou granoblástica estirada com os cristais de plagiocásio mais deformados (mais dúcteis) do que os de piroxênio. Córrego acima (pontos 2MW591,590,589), a intrusiva transiciona para fácies de quartzo-dioritos a granodioritos. Estes constituem a matriz, também granulitizada, de brecha (Fotos 10,12) com xenólitos variados. Entre os xenólitos predominam os de fácies meta-basítico cinza-escuro a esverdeado, muito fino, rico em sulfetos, gabro-norítico a gabro-diorítico. Além deste tipo, ocorrem xenólitos de quartzitos (metachert?), de granada leptinito e de rocha cálcio-silicática (Fotomicrografia 9). Um pouco acima no córrego, a matriz quartzo-diorítica envolve diversos tipos de xenólitos dentre os quais predomina uma fácies fina de composição gabro-diorítica; xenólitos de olivina websterito uralitizado e biotitizado ocorrem neste local. Estas fácies de brechas fazem contato no alto dos morros com extensos terrenos de granada sillimanita gnaisses e leptinitos intercalados com anfibolitos (granulitos retrometamórficos), tidos como rochas de origem supracrustal (Fuck et al,1981; Danni et al,1984). Fases anatéxicas de material granitóide entremeiam-se nestas encaixantes (?) leptiníticas mas também são encontradas, inclusive com fácies mais mobilizadas (intrusivas), nas brechas (Foto 11), tendo-se transições entre material magmático e anatéxico. Estas fases anatéxicas são encontradas em vários outros sítios do complexo granulitizado mas são mais comuns nestas intrusivas de composição mais ácida .
    Na Serra da Vista Alegre a NW de Goianésia, na estrada para Cafelândia ocorre, em boulders e em afloramentos contínuos, um gnaisse (meta-granito) de cor cinza a cinza-esverdeada com xenólitos pequenos e esparsos.. A encaixante deste meta-granitos é um meta-norito maciço de grã média-fina, cor cinza e com foliação fraca.
    A fácies mais comum desta ocorrência (ponto 2MW588) é um sillimanita biotita cordierita gnaisse. Localmente varia para fácies kinzigítico com a cristalização de granada rósea dispersa ou concentrada em bandas. Apresenta ocasionais xenólitos máficos e raros xenólitos félsicos em meio a foliação geralmente bem evidenciada com planos superimpostos de cisalho e com filetes de quartzo tardio preenchendo planos de transposição subverticais.
    Os xenólitos geralmente são muito estirados mas com pouca foliação, sendo a fácies mais comum a de uma rocha máfica muito fina com composição variável de meta-norítica a meta-gabronorítica. Os xenólitos ácidos, mais raros, apresentam a mesma paragênese metamórfica da intrusiva a base de hiperstênio, sillimanita, cordierita.. (Fotomicrografia 12) o que indica tratarem-se provavelmente de autólitos. Um destes xenólitos apresenta pequenos porfiroclastos feldspáticos e uma foliação (Foto 16) que não se prolonga na hospedeira. Este fato leva as seguintes interpretações alternativas: 1) a de que a intrusão tenha ocorrido simultaneamente a eventos tectônicos (extensionais com falhamentos lístricos ou, alternativamente, compressionais em zona de transtensão) durante os quais foi facilitada a entrada de magma, ocorrendo uma sucessão de eventos alternados de injeções magmáticas/ solidificação e falhamentos/ milonitizações inclusive das fases intrusivas; 2) a de que o xenólito represente um fragmento reliquiar da crosta siálica que foi fundida e hibridizada com o magma tholeítico.
    Na borda sul (na base) do Complexo Barro Alto, na estrada Ceres - Carmo do Rio Verde, junto ao Córrego Mestre (ponto 2MW601), ocorrem afloramentos de brechas desta fase intrusiva, demonstrando que ela não tem nível privilegiado de instalação. Ali a matriz gabro-norítica a gabro-diorítica apresenta variações composicionais no teor de feldspatos e da biotita em escala de afloramento. Esta variação decorre tanto da evolução metamórfica quanto do efeito de assimilação, como mostram as auréolas de reação entre magma e xenólitos. Aqui também ocorrem xenólitos de diversos tipos: gabro-noritos, ricos em sulfetos, finos a muito finos e tenazes e que, como nas outras brechas, são os mais comuns; piroxenitos e mármores dolomíticos. O xenólito de piroxenito (Foto 13) sofreu metassomatismo K com hidratação. Os xenólitos de mármore e de rochas cálcio-silicáticas mostram auréolas reacionais (Fotos 14,15) geradas na fase magmática e retomadas, com novo equilíbrio mineral, na fase de metamorfismo granulítico.
As brechas descritas permitem concluir que:

1) as intrusões com brechas são anteriores à principal granulitização visto que a matriz ígnea está granulitizada;
2) o ambiente da intrusão era rúptil e de níveis crustais provavelmente rasos, dados:

a) os xenólitos localmente angulosos e variados;
b) fácies de metamáficas muito finas, indicando supracrustais ou bordas intrusivas de rápido resfriamento;

3) foram envolvidos níveis supracrustais (mármores e cálcio-silicáticas).

    Esta ambiência sugere sítios de crosta média a superior (rígida). Dentro desta possibilidade as seguintes origens - que não são, necessariamente, excludentes - podem ser aventadas para os xenólitos máficos finos (os mais comuns):

1) meta-basaltos associados com os mármores e metcherts dos demais xenólitos;
2)fragmentos de margem resfriada do próprio complexo afundando no magma;
3) diques/sills de diabásio do mesmo magmatismo ou de magmatismo antecedente ao do complexo;
4) fácies resfriadas nos canais de alimentação (em zonas de falhas) de fases intrusivas mais antigas; alguns xenólitos apresentam indícios desta origem pois apresentam-se arredondados.

    Os leptinitos e granada sillimanita quartzitos devem ter mais de uma origem em termos de protólitos e de processos geradores: além da origem tectonítica vista atrás, poderiam derivar de:

1)blastomilonitos granulíticos derivados de granitóides (Winge & Danni,1994c) como verificado no Complexo Anápolis-Itauçu (ver ítem 2.5.3);
2)granófiros de nível crustal raso, acima do complexo, estratiforme como ocorre em Bushveld (Willemse,1969), mas aqui sofrendo retrabalhamento crustal e granulitização;
3) meta-vulcânicas a subvulcânicas ácidas associadas com mármores, chert etc.. como remanescentes supracrustais dentro da crosta siálica.

    A Sequência Serra da Malacacheta, conforme definida por Fuck et al. (1981) e Danni et al. (1984) compreende um conjunto acamadado de rochas meta-plutônicas diferenciadas, constando de gabros, troctolitos e olivina-gabros coroníticos, anfibolitos grossos bandados, muitas vezes granadíferos, e um espesso pacote de meta-gabro-anortositos e anortositos. Não se verificam rochas de composição intermediária a ácida, contendo xenólitos nesta sucessão. Ela ocorre entre o conjunto granulitizado (Sequência Serra de Santa Bárbara) abaixo e a Sequência Vulcano-sedimentar de Juscelândia acima. As relações de contato são tectônicas, incluindo indentações e lentes tectônicas relacionadas com falhamentos inversos e transcorrências (ver mapa geológico). É notável a ocorrência de uma grande lente tectônica de rochas da associação granulítica dentro desta sequência a sudeste de Juscelândia/nordeste de Cafelândia imbricada no meio de falhas anastomosadas que deslocaram o conjunto gabro-anortosítico anfibolitizado.
    Contatos normais (não tectonizados) entre um conjunto de gabros, olivina-gabros coroníticos, anfibolitos, microgabros.., correlacionados com a Sequência Serra da Malacacheta, e anfibolitos (metabasaltos) da unidade vulcano-sedimentar de Juscelândia são vistos na região da Serra da Figueira que se constitui, assim, em área chave para o estabelecimento correto das relações crono-geológicas de unidades do Complexo Barro Alto e, por decorrência, dos demais complexos conforme já analisado por Winge & Danni (1994a,b).

    A Serra da Figueira, com cerca de 10x2km de extensão EW, eleva-se a 150m acima da topografia regional, entre os rios das Almas e São Patrício, na porção N-NW do Complexo Barro Alto. Bem visível em imagens de satélite, suas maiores elevações são sustentadas por um micro-gabro, com termos porfiríticos ocasionais e textura diabásica perfeitamente preservados (Fotomicrografias 24,25,26), que ocorrem lado a lado com rochas parcial ou totalmente metamorfizadas à fácies anfibolito.

Entre as rochas associadas com o micro-gabro, destacam-se:

1)anfibolito maciço ou hornblenda gabro médio(Fotomicrografia 23) sem foliação, textura granoblástica, com concentração localizada de fenocristais (blastos?) milimétricos de plagioclásio e fácies pegmatóides esparsas, com hornblenda centimétrica;
2) olivina gabros e metagabros coroníticos. A textura varia de grossa a fina (Fotomicrografias 21,22) e apresenta núcleos de olivina ou de opx e coroas de simplectitos de cpx+espinélio, de granada e de hornblenda;
3) granada anfibolitos maciços a bandados, médios a grossos, com texturas granoblásticas e nematoblásticas.

    Esta unidade plutônica da Serra da Figueira faz contato (Figura 2-11), em toda a sua volta, com os anfibolitos finos da Sequência Juscelândia, os quais apresentam quimismo primitivo de crosta oceânica (Danni & Kuyumjian,1984; Kuyumjian & Danni,1991; Moraes & Fuck,1992) e contêm intercalações de metachert. Para o topo, estes metabasaltos da Sequência Juscelândia intercalam-se com ortognaisses dacíticos finos blasto-porfiríticos, vulcânicos a subvulcânicos (metagranodiorito), caracterizando, junto com os tholeítos, um magmatismo bimodal próprio de bacias extensionais. Fácies bastante preservadas são ocasionalmente encontradas, como ocorre com o meta-riodacito e meta-dacito no Córrego do Coité perto da barra com o Rio São Patrício, 12 km a NE de Rubiataba. Subindo na estratigrafia, diminuem os anfibolitos e os meta-dacitos que dão lugar a cianita granada-biotita-muscovita xistos (metapelitos), localmente com feldspato reliquiar (meta-vulcanoclásticas). Quartzo-granaditos, gonditos e metachert, geralmente sulfetados e cálcio-silicáticos, ocorrem como níveis centi/decimétricos dentro dos xistos. Algumas das ocorrências de granada anfibolitos finos correspondem a sills e diques (estes truncam a superfície S0 dos xistos metapelíticos), representando recorrências do magmatismo básico, porém, em sua maior parte correspondem a supracrustais (derrames basálticos) que em certos pontos transicionam para ou associam-se com fácies anfibolíticas mais aluminosas (com biotita e quartzo), provavelmente, vulcanoclásticas.
    A variabilidade textural dos gabro-coronitos grossos para microgabros diabásicos, juntamente com a ocorrência entremeada de fácies hidratadas estáticas com fases pegmatóides e fácies de alterações carbonáticas e escapolíticas na Serra da Figueira são significativamente análogas ao que ocorre na interface das camada 2 e 3 da crosta oceânica de rápido resfriamento magmático e com algum afluxo convectivo de água do mar. Não foram encontradas estruturas sheeted dikes.
    Granada anfibolitos grossos a médios, bandados, ocorrem em estreitas faixas a sul e a norte da Serra da Figueira. Todas estas rochas enumeradas, à exceção dos termos diabásicos preservados, são análogas às que formam a Sequência Serra da Malacacheta que ocorre, no mesmo lineamento direcional E-W, 20 km a leste da Serra da Figueira (ver Figura 2-9 e mapa geológico regional). Na área tipo da Sequência Serra da Malacacheta, estes granada anfibolitos formam uma faixa com limites tectônicos entre os terrenos granulíticos e os terrenos supracrustais (anfibolitos finos, gnaisses finos e xistos) da Sequência Juscelândia.
    A comparação de assinaturas de ETR e elementos incompatíveis entre amostras de metabasalto Juscelândia e de gabro diabásico da Serra da Figueira (Figura 6-7) mostra padrão idêntico, atestando a cogeneticidade magmática entre as rochas das duas sequências, conforme já salientado por Winge & Danni (1994a,b).
    Moraes et al.(1994) determinaram condições metamórficas de 520^oC e 5,5 kbar para a Sequência Juscelândia e de 720^oC e 8,5 kbar para a Sequência Serra da Malacacheta na região de Cafelândia, inferindo uma descontinuidade crustal de cerca de 12 km (200^oC e 3 kbar) entre as duas sequências. Isto, junto com os padrões horário e anti-horário de evolução metamórfica das duas sequências inferidos por esses autores, indicariam que a Sequência Juscelândia deve ser tratada à parte do Complexo Barro Alto. Entretanto, como visto atrás ao se analisar a geologia da Serra da Figueira, as duas sequências são coevas, uma supra e outra infracrustal de um mesmo "oceano Juscelândia".
Cabem os seguintes comentários para a discussão deste ponto polêmico:

1) na região estudada pelos autores, Cafelândia, ocorrem lentes tectônicas de granulitos encravadas na faixa anfibolítica da Sequência Serra da Malacacheta e que são análogas a lentes tectônicas de granulitos parcial ou totalmente retrometamorfizados para anfibolitos e xistos verdes (filonitos) encravadas em gnaisses filonitizados de embasamento e xistos Juscelândia e Araxá mais a W do Complexo Barro Alto (e.g. 15 km a E de Rubiataba). Nestas fatias tectônicas tem-se impressa a evolução diaftorética (uralitização principalmente) dos granulitos que é comum, também, nos contatos transicionais entre granulitos da Sequência Serra de Santa Bárbara e anfibolitos da Sequência Serra da Malacacheta que ocorrem próximos ou seja nas zonas de contatos tectônicos que sofreram cisalhamento dúctil em alto grau e com acesso de água. Deve ser lembrado que quando a crosta é submetida a esforços tectônicos, a reologia diferencial entre um complexo máfico-ultramáfico anidro, um pacote gabrico-anfibolitizado e um embasamento granito-gnáissico proporcionará boudinagem e transposições do material mais competente (complexo máfico-ultramáfico) em várias escalas, favorecendo a ocorrência de lentes tectônicas nos planos de cisalhamento;
2) mesmo que a amostra analisada seja da Sequência Serra da Malacacheta e não um enclave tectônico diaftorético trazido de maiores profundidades, a descontinuidade de cerca de 10 km teria ocorrido após o pico de metamorfismo, quando o Complexo Barro Alto foi alçado por eventos tectônicos . Assim sendo, a descontinuidade não é estratigráfica mas sim de blocos crustais com paragêneses metamórficas congeladas da fase anterior à ascensão, quando teria ocorrido fatiamento do complexo;
3) nos granulitos as paragêneses tipomorfas registram eventos metamórficos de alto gradiente geotérmico enquanto as paragêneses diaftoréticas superpostas (e.g. hornblenda e granada sobre opx e plagioclásio; biotita+sillimanita/cianita sobre cordierita; granada sobre biotita; estaurolita sobre biotita+sillimanita.. - ver Cap.5) revelam condições termodinâmicas e de fluido idênticas às que metamorfizaram as sequências Serra da Malacacheta e Juscelândia: gradiente metamórfico tipo barroviano;
4) o mapeamento de isógradas pela espessura de pacotes crustais pode apresentar problemas como: a)falhas inversas mais jovens que o metamorfismo e transversais aos planos das isógradas, omitindo ou duplicando conjuntos de rochas; b) metamorfismo e/ou eventos deformacionais de idades diferentes ou de sítios diferentes registrados em blocos reunidos por tectonismo superimposto;
5) a região dos complexos corresponde a sítio de sutura litosférica (Assumpção et al.,1985: Marangoni,1994), sendo plausível que blocos da crosta primitiva tenham sido duplicados também em fase tectônica anterior à do pico de metamorfismo (underthrust extensional, por exemplo), aumentando a sua espessura para valores acima dos de uma crosta oceânica normal o que justificaria os valores correspondentes à descontinuidade crustal detectados por Moraes et al. (op.cit.).

2.5.COMPLEXO ANÁPOLIS-ITAUÇU

2.5.1. Introdução

    O Complexo Anápolis-Itauçu (Marini et al.,1984a,b) corresponde à extensão NW do Cinturão Granulítico Alfenas de Almeida (1981). Estende-se (ver Figura 2-12 e mapa geológico regional) da região de Heitorai, Itaguaru, Jaraguá, Anápolis,Itauçu, sua área tipo, para sudeste, seguindo o trend estrutural regional impresso pelas deformações proterozóicas, até a região de Santa Cruz de Goiás, onde foram mapeados granulitos retrometamorfizados em faixas de cisalhamento por Leonardos et al. (1986;1990).
    Define-se assim uma faixa NW-SE de forma irregular com cerca de 260 x 70 km para este complexo granulítico. É possível, como sugerido por Almeida (1981), que êle continue até a junção tríplice do Maciço de Guaxupé, sob a cobertura metassedimentar proterozóica e/ou se encontre descaracterizado por diaftorese e milonitização.
    Na presente pesquisa foram realizados perfis de reconhecimento na parte norte do complexo e um mapeamento de semi-detalhe (Cap 3) de uma área com cerca de 1.000 km² a W de Itauçu, onde verificou-se a inserção de terrenos anfibolíticos definindo-se um bloco granulítico separado (Bloco Capelinha, ver Cap.3 e Fig.2-12, 3).
    A região do Complexo Anápolis-Itauçu e de faixas metassedimentares dobradas que se associam têm sido objeto de diversos levantamentos geológicos, como os projetos Brasília, GoiâniaII, Pontalina, Cromínia-Mairipotaba..
    Nilson & Motta(1969) mapearam na escala de 1/50.000 a região entre Goiânia, Trindade e Caturaí, delimitando no Complexo Basal um conjunto "piroxenítico e gnáissico gábrico" granulitizado que compõe um complexo máfico-ultramáfico de mais de 11 x 14km na região de Goianira-Trindade. Mapearam, também, corpos de leptinitos, formando dois alinhamentos a E e SW desse complexo, inseridos em piroxênio gnaisses e outras rochas do embasamento, xistos e quartzitos do Grupo Araxá e uma intrusiva, o Granodiorito Serra da Pedra. Ao sul desta serra e junto ao corpo de piroxenito mapearam um "calcário cristalino... composto de calcita e grãos arredondados... Porções angulares e irregulares parecendo seixos se destacam na superfície dos grandes blocos aflorantes".
    Veiga et al.(1986) distinguiram na faixa granulítica Anápolis-Itauçu seis complexos granulíticos (Anápolis, Nerópolis, Damolândia-Taquaral, Itaguaru-Heitoraí, Araçu, Água Clara) constituindo blocos tectônicos de formas poligonais, compostos por sequências de rochas ultramáficas-máficas e supracrustais ácidas e que consideraram semelhantes, mas em menor escala, com o Complexo de Barro Alto. Propuseram, também, uma nova unidade: a Sequência Meia Ponte, de natureza vulcano-sedimentar, com ocorrência no entremeio desses complexos granulíticos. Na região ao norte de Goiânia, onde foi indicada esta sequência por aqueles autores, ocorrem quartzitos, granada leptinitos, cálcio-silicáticas .. intercaladas com rochas meta-máficas, mas no conjunto granulítico. Na região a leste de Anicuns, a Sequência Meia Ponte corresponde, maiormente, a terrenos do tipo greenstone (Sequência Anicuns-Itaberaí de Barbosa,1987).
    Wolff (1991) estudou uma parte destes terrenos granulíticos, na região que engloba Anápolis, Goiânia, Campestre e Itauçu com ênfase em determinações petrográficas, litogeoquímicas e geo-termométricas. Em seu mapa de integração regional reconhece: sequência metassedimentar, sequência vulcano-sedimentar, rochas plutônicas e outras do complexo metamórfico, além de rochas plutônicas ácidas e ultramáficas. Calcado no mapa metalogenético da CPRM (Valente,1986), posiciona a sequência vulcano-sedimentar entre os terrenos granulíticos e os metassedimentares psamito-pelíticos da região a norte de Anápolis onde Strieder(1989) reconheceu região de sutura crustal com mélange ofiolítica associada ao Grupo Araxá.
    A análise lito-geoquímica dos granulitos estudados por Wolff (op.cit.), indicou a ocorrência de tholeítos oceânicos de dois tipos, além de uma sequência calcialcalina. A associação de magmatismo tholeítico e calci-alcalino com prováveis metassedimentos pelito-grauváquicos, evoluídos para fácies anatéxicas granulitizadas, levou aquele autor a propor que o conjunto poderia representar raízes de greenstone belts retrabalhadas em um arco magmático de margem continental ativa. Com base nos dados de química mineral, esse autor sugeriu a possibilidade de terem ocorrido dois eventos de granulitização no Complexo: o primeiro de baixa pressão e o segundo de média a alta pressão com T=~800^oC.
    A CPRM vem realizando mapeamento sistemático do Centro-sul de Goiás (PLGB em escala 1:100.000) e que envolve parte do Complexo Anápolis-Itauçu.

    Os terrenos granulitizados que ocorrem ao norte da Mega-inflexão dos Pireneus apresentam-se como grandes complexos máfico-ultramáficos, com fácies intermediárias a ácidas subordinadas; as fácies granulitizadas restringem-se às regiões dos complexos máfico-ultramáficos, enquanto que no Complexo Anápolis-Itauçu os corpos máfico-ultramáficos são menores e inseridos em ampla área de granulitos ácidos e de rochas de retrabalhamento crustal, sem mostrar uma compartimentação geotectônica tão bem definida quanto aquelas do norte.
    A ocorrência mais frequente de fácies ácidas a intermediárias (khondalitos, leptinitos, gnaisses enderbíticos e charnockíticos) no Complexo Anápolis-Itauçu propiciou uma maior incidência de processos de mobilização anatéxica. Em consequência, aí são comuns os gnaisses granitóides, charnockíticos, enderbíticos, mangeríticos, etc.. associados com anatexitos e migmatitos que apresentam lentes e boudins desde centi-decimétricos a métricos de restitos granulíticos máficos e ultramáficos, geralmente retrometamorfizados, com hidratação e metassomatismo variável (anfibolitos, actinolititos, serpentina-talco xistos, biotititos..) em estruturas agmatíticas, bandadas ou em schlieren.
    Apesar destas diferenças, o quadro geológico do Complexo Anápolis-Itauçu mostra certas analogias com o dos segmentos ao norte:

1- tem-se, a oeste, terrenos TTG-greenstone representados pelo greenstone belt de Goiás e seu embasamento granito a tonalito gnáissico que se continuam para leste-sudeste (Sequência Anicuns-Itaberaí na área detalhada), onde ocorrem em contatos falhados com os terrenos granulíticos;
2- ocorre complexo gabro-anortosítico (Complexo Santa-Bárbara, Silva,1991) espacialmente associado com os granulitos, semelhantemente ao que ocorre, por exemplo, no Complexo Barro Alto, com a Sequência Serra da Malacacheta, gabro-anortosítica;
3- na região de Mossâmedes e Sanclerlândia, a oeste dos terrenos granulíticos, ocorre a Sequência Vulcano-sedimentar de Mossâmedes metamorfizada, na fácies anfibolito de média pressão. Fora da área-tipo, ela confunde-se com os greenstone belts, por um lado, e com os metassedimentos mais jovens do Grupo Araxá, por outro, visto ocorrer em uma região com tectônica complexa com imbricações de várias unidades. Foi considerada como sendo do Grupo Araxá do Meso a Neoproterozóico (Danni et al,1973; Danni et al.1981; Simões,1984; Barbosa,1987) mas as datações de Fuck & Pimentel (1990) indicaram idades do Paleoproterozóico. Representa a evolução de área oceanizada a oeste do complexo de forma semelhante ao que se dá com as sequências de Juscelândia, Indaianópolis e Palmeirópolis (tardi a pós-transamazônicas?) que se dispõem tectonicamente acopladas a oeste dos complexos máfico-ultramáficos.
4-o Grupo Araxá com suas fácies típicas de xistos, quartzo-xistos, cálcio-xistos, etc.. de baixo grau metamórfico, aqui também ocorre como cobertura descolada a oeste dos granulitos, onde compõe a Serra Dourada a oeste-noroeste, e como lascas tectônicas engavetadas em zonas de falhas.

    Neste tópico serão feitas observações geológicas sobre o segmento granulítico citado, incluindo aspectos do contexto regional em que o mesmo se insere.
    Os contatos das rochas de alto grau do Complexo Anápolis-Itauçu com a sequência metassedimentar Araxá são de natureza tectônica. Assim, por exemplo, ao sopé da Serra do Altamiro, do conjunto orográfico da Serra Dourada, próximo de Heitoraí (pontos 2MW82,83,604) tem-se leptinitos xistificados e milonitizados que se confundem com os xistos e quartzo-xistos Araxá que ocorrem na serra.
    Nas circunvizinhanças de Anápolis, onde foi identificada uma sequência vulcano-sedimentar (Valente,1986; Wolff,1991), ocorrem rochas granulíticas ácidas e máficas xistificadas em resposta à forte tectônica com falhamentos transcorrentes e inversos. É possível que parte do que foi interpretado como sequência vulcano-sedimentar tenha essa origem diaftorética vistas as semelhanças entre as fácies retrometamórficas, hidratadas e dinamicamente recristalizadas das faixas de cisalhamento e as fácies meta-vulcânicas (metabasitos) que aí existem entremeadas com quartzitos, restos ofiolíticos e xistos da base do Grupo Araxá, conforme mapeamentos anteriores (e.g.Strieder, 1989).
    Contatos com várias outras unidades como, por exemplo, terrenos granito-greenstone, meta-plutônicas.., também são demarcados por fácies de metamorfismo dinâmico (ver próximo capítulo).
    As intrusões máfico-ultramáficas de Gongomé, Americano do Brasil, Mangabal I e II, etc.. ocorrem a W , fora do domínio granulítico. Elas compõem com os corpos máfico-ultramáficos granulitizados (Faz.Conceição, Água Clara e associados, Araçu, Goianira..) um conjunto de intrusões referido por Pfrimer et al (1981) como Província Máfica-ultramáfica do sul da Serra Dourada. Este conjunto acompanha lineamentos direcionais que conformam um arco em semi-circunferência aberta para o sul, com mais de 100 km de extensão e que apresenta falhas inversas, cuja disposição sugere esforços radiais. Este alinhamento tectônico sugere, realmente, correlação magmática, conforme foi também proposto por Veiga et al (1986) quando compararam o Complexo Americano do Brasil (anfibolitizado) com os complexos de Nerópolis e Damolândia (granulitizados). Entretanto, há diferenças significativas de magmatismo (Nilson,1984;1992) e de emplacement geotectônico entre os corpos sediados no domínio granulítico e os demais, o que leva a separá-los em suítes ou conjuntos distintos. Outros alinhamentos de corpos intrusivos máfico-ultramáficos são perceptíveis na escala regional (Heitoraí- Sa. do Brandão ou Taquaral -Damolândia; Itaguaru - Rodrigo do Nascimento - Hinterlândia no domínio granulítico), porém faz-se necessário um maior esforço de cartografia geológica em escala adequada e litogeoquímica para melhor identificação e correlação desses corpos, que se dispõem sub-paralelamente a alinhamentos de falhas inversas.
    Cândia et al (1991) determinaram condições de metamorfismo granulítico que gerou coronas posteriormente a uma fase de deformação da olivina no complexo de Mangabal. Entretanto, como as encaixantes apresentam metamorfismo regional de baixo grau (Danni et al,1973) e as intrusões não apresentam, aparentemente, aloctonia significativa, pode-se concluir que estas condições de metamorfsmo granulítico foram circunscritas às intrusões.
    Por vezes, os limites das rochas granulíticas com rochas granito-gnaíssicas consideradas do embasamento são problemáticos, posto que mascarados pela superposição de processos anatéxicos nas rochas do Complexo Anápolis-Itauçu, de tal forma que parte de áreas que tem sido mapeadas como de embasamento (e.g. gnaisses e xistos a leste da Serra de Jaraguá e na região de Petrolina, São Francisco e ao norte de Nerópolis) são de terrenos granulíticos retrabalhados por migmatização ou anatexia. É o que ocorre, por exemplo, na pedreira de Jaraguá onde neossoma granito-granodiorítico, contendo segregações pegmatíticas quartzosas e feldspáticas com sulfetos e quartzo azulado envolve em estrutura agmatítica (Fotos 24,25) a estromática um paleossoma metadiorítico com xenólitos biotita-anfibólicos. Cerca de 500m ao sul da pedreira, encontram-se granulitos máficos gábricos a gabro-dioríticos (ponto 2MW54) com fases anatéxicas e retrometamórficas (Fotomicrografia 27) hidratadas subordinadas.
    Há uma grande variação de fácies no complexo: gnaisses de diversos tipos e composições (charnockitos, kinzigitos, plagioclásicos, lamboanitos, leptinitos..) apresentam frequentemente conspícuas bandas, lentes, boudins.. decimétricas a decamétricas de material máfico e ultramáfico o qual pode apresentar estrutura brechóide, com fragmentos geralmente arredondados devido ao cisalhamento dúctil que afetou estas misturas de rochas. As Fotos 18, 19, 20 e 52,53, 54 mostram o resultado deste tipo de evolução estrutural complexa, com duas ou mais fases reológicas bem diferenciadas.
    A fácies típica dos leptinitos é aplitóide, textura granoblástica ou flaser fina, cores claras cinza amareladas ou avermelhadas; azul-esverdeadas onde frescos; homogênea ou com bandamento inconspícuo. Transições para fácies hidratadas migmatíticas e miloníticas são comuns. Podem ser encontrados por extensões quilométricas, com grande homogeneidade e texturas finas a muito finas como, por exemplo, entre Araçu e Itauçu e entre Itauçu e Santa Rosa.
    Estes terrenos ácidos apresentam, muitas vezes, lentes, camadas, boudins e faixas de granulitos máficos finos. Podem transicionar ou conter intercalações de granada-sillimanita quartzitos e quando essa associação de rochas é acompanhada por rochas cálcio-silicatadas (e.g. ponto 2MW5 a N de Nerópolis) a interpretação, evidente, é de que os protólitos foram supracrustais. Decorre daí a interpretação frequente de que as rochas máficas finas são metabasaltos e as fácies de leptinitos, meta-vulcânicas ácidas.
    Sem descartar esta possibilidade, é comum existirem evidências de protolitos plutônicos como ocorre, por exemplo, na região de Heitoraí, na subida das Serras Capim Puba e Mata Pará (Foto 32, ponto 2 na Fig.2-12) onde se dá a associação de granulitos ácidos (granada sillimanita leptinitos, kinzigitos.. com texturas blasto-miloníticas e miloníticas) com granulitos básicos intrusivos, de granulação média a fina.
    A associação de complexos máfico-ultramáficos com leptinitos é vista, também, em vários outros locais do Complexo Anápolis-Itauçu: Fazenda dos Paulistas (intrusão Água Clara/Faz.Conceição, ponto 3 da Fig.2-12); Serra do Brandão; a oeste de Goianira; a leste de Araçu (ponto 4 da Fig.2-12, onde o leptinito apresenta assinatura de ETR dos TTG arquenaos: ver Cap.6); Itauçu,etc.. Neste tipo de associação, as fácies ácidas, leptinitos por vezes muito silicosos, resistem mais ao intemperismo e dispõem-se, preferencialmente, em áreas serranas, enquanto que as intrusões máficas, mais suscetíveis ao intemperismo, afloram nas baixadas. Os corpos máfico-ultramáficos apresentam-se variavelmente rompidos e desarticulados por forte tectônica de rasgamentos direcionais e tangenciais.
    A sul da Serra do Brandão, no local Mato de Dentro (1 na Fig.2-12), entre Itauçu e Santa Rosa, (pontos 2MW619,620,621,622) tem-se, com segurança, a chave para a origem de, pelo menos parte, dos leptinitos. Aí ocorre um meta-granito grosso transformado em sillimanita granada biotita gnaisse com sub-grãos submilimétricos de quartzo e de feldspato K achatados e crenulados que varia lateralmente para fácies de leptinitos típicos (Foto 33 e fotomicrografias 35,36). No sopé da Serra do Brandão, próxima deste local, ocorre a intrusão máfico-ultramáfica (da Serra do Brandão ou Taquaral) encaixada em leptinitos variavelmente muscovitizados que formam o topo da serra.
    Esta situação geológica demonstra que a colocação das intrusões máfico-ultramáficas deu-se em crosta de natureza granítica (continentalizada). As ocasionais ocorrências de rochas supracrustais (cálcio-silicatadas, mármores) incluídas nos leptinitos e granitóides granulitizados representam, assim, restos de sequências supracrustais embutidos na crosta siálica retrabalhada. Consequentemente, nesta evolução polifásica, as meta-ultramáficas e meta-máficas finas que ocorrem em schlieren, boudins, lentes,etc.., associadas com gnaissse, podem ter duas origens principais:

1) vulcânicas de associação granito-greenstone;
2) apófises, diques, sills.. (arqueanos ou mais jovens) intrusivos na crosta estirada e, posteriormente, com o metamorfismo, transpostos na massa siálica encaixante.

    Entre estas duas possibilidades, a 2^a hipótese, origem em ambiente intracrustal, é mais consistente para a maior parte dos casos, vista a ubíqua ocorrência bimodal leptinito-granulito máfico fino, com variações muito rápidas (contatos abruptos), na escala métrica.
    Registra-se, também, o desenvolvimento de extenso plutonismo, máfico a ácido, eventualmente sienítico (e.g. ponto 2MW21), dentro e fora dos domínios granulíticos. Com fácies fortuitamente preservadas, as rochas derivadas deste plutonismo transformaram-se, com deformações e metamorfismo sucedente ao metamorfismo granulítico, em anfibolitos, hornblenda gnaisses, biotita gnaisses.. que se confundem, em contatos tornados transicionais pelo retrabalhamento tectônico e hidratação, com as rochas granulíticas retrometamorfizadas encaixantes. É possível que em alguns locais existam transições metamórficas progradantes entre granulitos e estas intrusivas na fácies anfibolito. Entretanto, as zonas com hidratação e ocorrência de fácies com xenólitos (detalhados no próximo tópico) indicam um lapso de tempo entre os eventos granulitização e anfibolitização, com fase plutônica no entremeio.
    Associadamente a esse plutonismo, ocorreram processos pneumatolítico/hidrotermais pré a pós tectônicos, afetando tanto as rochas granulíticas quanto as intrusivas, originando greisens, biotititos, actinolititos, pegmatitos diversos..como, por exemplo, próximo ao sul da cidade de Petrolina, onde ocorre uma rocha a base de biotita e quartzo, isótropa, derivada, provavelmente, de pneumatólise e metassomatismo potássico sobre rocha meta-máfica. Pode-se, assim, verificar que tais processos ajudaram a camuflar terrenos originalmente de alto grau, dificultando o entendimento da organização estratigráfica/estrutural.
    A disposição tabular de talcito alterado a NE de Nerópolis (Foto29) com bordas reacionais de cloritito com a encaixante, um gnaisse greisenizado e pegmatitizado que apresenta restitos de leptinito, lembra as ocorrências de diques ultramáficos komatiiticos (talcificados, actinolitizados, cloritizados ou biotitizados em eventos mais jovens) que cortam o embasamento granito-gnáissico de greenstone belt, a exemplo do que acontece junto da cidade de Goiás. Isto sugere que terrenos granulíticos gnáissicos com lentes, boudins.. máficas e ultramáficas possam ter se originado também a partir da granulitização do embasamento granito-gnáissico dos greenstone belts com suas rochas filonianas antigas.
    O mármore mapeado por Nilson & Mota (1969), ocorre (ponto 2MW607) com mais de 30 m de extensão e apresenta estrutura de brecha com fragmentos centimétricos a decimétricos, muitas vezes angulosos (Foto 59). Os fragmentos são de biotita-gnaisses, piroxênio-gnaisses e cálcio-silicatadas que se destacam, com formas caprichosas, na superfície de intemperismo. A textura é granoblástica, sendo notável que os minerais cálcio-silicáticos, possam ocorrer com formas perfeitamente arredondadas. Interpretado preliminarmente como possível rodingito por A.A.Nilson (com.verbal) parece-nos, porém, tratar-se de mármore metassedimentar submetido a deformações intensas em alto grau, responsáveis pela textura e estrutura com boudinage e brechação de níveis e massas silicáticas, rúpteis, no meio de carbonatos altamente plásticos.
    A ocorrência próxima de terrenos granito-greenstone (Sequência Anicuns-Itaberaí) com significativa participação de mármores e o padrão de ETR de alguns leptinitos (Cap.6) permite aventar-se que entre os protólitos dos terrenos granulíticos estejam os terrenos TTG e greenstone correlatos dos que ocorrem a oeste. Idades em torno de 2,6 Ba. pelo método Rb-Sr foram obtidas pela CPRM (Lacerda Filho & Oliveira,1994) para gnaisses deste complexo granulítico, o que confirma a participação de crosta arqueana na estruturação do Complexo Anápolis-Itauçu.

INDICE da Tese 05                     -