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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLÓGICA DA SUÍTE PLUTÔNICA NEOPROTEROZÓICA DA REGIÃO DE SERRINHA, PORÇÃO CENTRO-LESTE DO MACIÇO SÃO JOSÉ DE CAMPESTRE, SUDESTE DO RN Autor: LUIZ GUSTAVO DA SILVEIRA DIAS Orientador: PROF. DR. ANTONIO CARLOS GALINDO Co-Orientador: PROF. DR. ZORANO SÉRGIO DE SOUZA Dissertação N°57/PPGG Natal-RN, Agosto de 2006 UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, GEOQUÍMICA EGEOCRONOLÓGICA DA SUÍTE PLUTÔNICA NEOPROTEROZÓICA DAREGIÃO DE SERRINHA, PORÇÃO CENTRO-LESTE DO MACIÇO SÃO

JOSÉ DE CAMPESTRE, SUDESTE DO RN

Autor:LUIZ GUSTAVO DA SILVEIRA DIAS

Orientador:PROF. DR. ANTONIO CARLOS GALINDO

Co-Orientador:PROF. DR. ZORANO SÉRGIO DE SOUZA

Dissertação N°57/PPGG

Natal-RN, Agosto de 2006

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, GEOQUÍMICA EGEOCRONOLÓGICA DA SUÍTE PLUTÔNICA NEOPROTEROZÓICA DAREGIÃO DE SERRINHA, PORÇÃO CENTRO-LESTE DO MACIÇO SÃO

JOSÉ DE CAMPESTRE, SUDESTE DO RN

Autor:LUIZ GUSTAVO DA SILVEIRA DIAS

Comissão Examinadora:Prof. Dr. ANTONIO CARLOS GALINDO (PPGG/UFRN - Orientador)

Prof. Dr. FERNANDO CÉSAR ALVES DA SILVA (PPGG/UFRN)Prof. Dr. ELTON LUIZ DANTAS (IG/UnB)

Natal-RN, Agosto de 2006.

Dissertação de Mestrado apresentadaem 31 de agosto de 2006, paraobtenção do título de Mestre emGeodinâmica pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica eGeofísica da UFRN.

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

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i

A suíte plutônica da região de Serrinha, localizada no extremo nordeste da

Província Borborema (NE do Brasil), caracteriza-se por um volumoso e diversificado

magmatismo de idade neoproterozóica, intrusivo no substrato gnáissico-migmatítico, de

idade arqueana a paleoproterozóica, do Maciço São José de Campestre.

Relações de campo, dados petrográficos e geoquímicos permitiram individualizar

os diferentes tipos litológicos desta suíte plutônica, que são representados por

encraves intermediários a máficos, rochas dioríticas porfiríticas, granitóides porfiríticos,

granodioritos porfiríticos, granitos microporfiríticos e diques/sheets micrograníticos. Os

encraves intermediários a máficos ocorrem, principalmente, associados aos granitóides

porfiríticos, exibindo feições de mistura. Os dioritos porfiríticos ocorrem como corpos

isolados, associados com encraves intermediários a máficos, e localmente como

encraves nos granitos porfiríticos. Os granodioritos representam um fácies típico de

mistura entre um magma intermediário a máfico, diorítico, e outro ácido, granitico. Os

granitos microporfiríticos apresentam-se como pequenos corpos isolados, geralmente

deformados. Os diques e sheets micrograníticos são tardios na seqüência magmática

da área estudada, com relações intrusivas nas demais unidades magmáticas. Uma

idada U-Pb em zircão de 576 + 3 Ma foi obtida para o Granito Serrinha, que ocorre

controlado por uma zona de cisalhamento de direção geral E-W (Zona de Cisalhamento

Rio Jacu). Tendo em vista o caráter sintectônico desse plúton, essa idade marca a sua

colocação e o pico da deformação D3 associada. Este evento é responsável pela atual

arquitetura estrutural da área mapeada, com geração da tectônica

transcorrente/distensional impressa nas zonas de cisalhamento que controlam o

alojamento dos plútons neoproterozóicos.

Os granitóides porfiríticos apresentam composição predominantemente

monzogranítica, apresentando características transicionais entre peraluminosos e

metaluminosos, tipicamente de afinidade subalcalina - cálcio-alcalina de alto K. Os

encraves intermediários a máficos variam de quartzo dioritos a tonalitos/granodioritos,

com textura fanerítica fina a média. São rochas metaluminosas de afinidade

shoshonítica. As rochas dioríticas porfiríticas são principalmente quartzo monzodioritos,

com textura inequigranular porfirítica, com predomínio de fenocristais de plagioclásio

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ii

imersos numa matriz composta por biotita e piroxênios. São rochas metaluminosas, de

afinidade subalcalina máfica. Os granitos microporfiríticos são essencialmente

monzogranitos de textura fina a média, inequigranular, e os diques e sheets

micrograníticos apresentam composição variando de monzogranitos a sienogranitos,

com textura fina, equigranular. Apesar da pouca quantidade de dados, essas rochas

apresentam características de afinidade geoquímica com a série cálcio-alcalina de alto

K.

O diversificado magmatismo ocorrendo em uma superfície relativamente

pequena, associado a zonas de cisalhamento, apontam dimensões litosféricas para

essas estruturas, com extração de magmas a partir de diferentes níveis da crosta e do

manto superior. As características geológicas, geoquímicas e geocronológicas da suíte

plutônica Neoproterozóica da região de Serrinha sugerem um contexto geodinâmico

pós-colisional para a colocação dos corpos estudados ao final da orogênese

Neoproterozóica. Dados termobarométricos apontam condições P-T da ordem de 5-6

kbar (AlT-anfibólio) e 730-740°C (plagioclásio-anfibólio) para a colocação dos

granitóides porfiríticos e encraves intermediários a máficos associados.

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iii

The of Serrinha plutonic suite, northeastern portion of the Borborema Province

(NE Brazil), is characterized by a voluminous and diversified magmatism of

Neoproterozoic age, intrusive in the Archean to Paleoproterozoic gneissic-migmatitic

basement of the São José de Campestre massif.

Field relations and petrographic and geochemical data allowed us to individualize

different lithologic types among this plutonic suite, which is represented by intermediate

to mafic enclaves, porphyritic diorites, porphyritic granitoids, porphyritic granodiorites,

microporphyritic granites and dykes/sheets of microgranite. The intermediate-to-mafic

enclaves occur associated with porphyritic granitoids, showing mixture textures. The

porphyrytic diorites occur as isolated bodies, generally associated with intermediate-to-

mafic enclaves and locally as enclaves within porphyritic granites. The granodiorites

represent mixing between an intermediate to mafic magma with an acidic one. The

micropophyritic granites occur as isolated small bodies, generally deformed, while the

microgranite dykes/sheets crosscut all the previous granitoids. A U-Pb zircon age of 576

+ 3 Ma was obtained for the Serrinha granite. This age is interpreted as age of the peak

of the regional ductile deformational event (D3) and of the associated the E-W Rio Jacu

shear zone, which control the emplacement of the Neoproterozoic syntectonic plutons.

The porphyrytic granitoids show monzogranitic composition, transitional between

peraluminous and metaluminous types, typically of the high potassium subalkaline-calc-

alkaline series. The intermediate-to-mafic enclaves present vary from quartz diorite to

tonalite/granodiorite, with metaluminous, shoshonitic affinity. The diorites are generally

quartz-monzodiorite in composition, with metaluminous, subalkaline affinity. They

display coarse-grained, inequigranular, porphyrytic texture, with predominance of

plagioclase phenocrystals immersed in a matrix composed of biotite and pyroxenes.

The microporphyrytic granites are essentially monzogranites of fine- to medium-grained

texture, whereas microgranite dikes/sheets varying from monzogranites to

syenogranites, with fine to media texture, equigranular.

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iv

The diversified magmatism occurring at a relatively small surface associated with

shear zones, suggests lithospheric dimensions for such structures, with magma

extractions from different depths within the lower crust and upper mantle. The

geological, geochemical and geochronological characteristics of the Serrinha plutonic

suite suggest a pos-collisional geodynamic context for the Neoproterozoic magmatism.

Thermobarometric data show emplacement conditions in the range 5-6 kbar (AlT-

amphibole) and 730-740°C (plagioclase-amphibole) for the porphyrytic granitoids

(Serrinha body) and the intermediate-to-mafic enclaves.

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v

Desejo expressar minha gratidão a todos àqueles que generosamente se

propuseram a compartilhar e ajudar nessa nossa caminhada rumo ao eterno

aprendizado.

Gostaria de agradecer inicialmente aos meus familiares, em especial aos meus

pais, que tudo fizeram e tem feito, para que eu possa progredir e melhorar cada vez

mais. Vocês sempre foram e sempre serão o meu embasamento!!!

A Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) e ao Departamento de

Geologia (DG-UFRN) por toda infra-estrutura. A CAPES pelo apoio financeiro e, em

especial, ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG-UFRN)

por todo o apoio necessário ao desenvolvimento deste trabalho.

Agradeço aos professores do PPGG, especialmente ao Prof. Dr. Antonio Carlos

Galindo (Orientador), por todos os ensinamentos valiosos e pela sua dedicação. E ao

Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza (Co-Orientador) pelo incentivo e encorajamento na

realização deste trabalho. Estendo meus agradecimentos ao Prof. Dr. Fernando César

Alves da Silva, pelo apoio e discussões/contribuições ao longo do nosso trabalho, bem

como ao Prof. Dr. Jaziel Martins Sá, pelos bons ensinamentos.

Deixo aqui meus agradecimentos ao Prof. Dr. Elton Luiz Dantas, em nome do

Laboratório de Geocronologia do IG-UnB, pela obtenção dos dados geocronológicos

utilizados nessa dissertação.

Não poderia deixar de agradecer a todos os amigos que me ajudaram, de

diversas formas, a subir mais um degrau, abdicando de parte do tempo para me ajudar

a realizar esse sonho.

Finalmente, agradeço a Patrícia R. C. Costa, por todo o incentivo e ajuda, nessa

árdua, porém apaixonante tarefa que é o aprendizado geológico. Obrigado por tudo!!!

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Resumo..................................................................................................................................Abstract................................................................................................................................. iiAgradecimentos.................................................................................................................... v

CCaappííttuulloo 11 -- IInnttrroodduuççããoo........................................................................................................ 01

1.1 - Apresentação................................................................................................................. 011.2 - Justificativas e Objetivos................................................................................................ 011.3 - Localização da Área....................................................................................................... 021.4 - Métodos de Trabalho...................................................................................................... 05

1.4.1 - Etapa Inicial........................................................................................................ 051.4.2 - Etapa de Campo................................................................................................. 051.4.3 - Etapa de Laboratório.......................................................................................... 061.4.4 - Etapa Final........................................................................................................ 06

CCaappííttuulloo 22 -- CCoonntteexxttoo GGeeoollóóggiiccoo RReeggiioonnaall......................................................................... 07

2.1 - A Província Borborema (PB).......................................................................................... 072.2 - O Domínio Seridó........................................................................................................... 11

2.2.1 - A Faixa Seridó.................................................................................................... 122.2.2 - O Maciço Rio Piranhas....................................................................................... 132.2.3 - O Maciço São José de Campestre..................................................................... 15

2.3 - O Magmatismo Neoproterozóico na PB......................................................................... 182.3.1 - Suíte Básica a Intermediária............................................................................... 192.3.2 - Suíte Porfirítica................................................................................................... 212.3.3 - Suíte Leucogranítica........................................................................................... 222.3.4 - Suíte Alcalina...................................................................................................... 22

2.4 - Síntese Geocronológica do Magmatismo Neoproterozóico........................................... 23

CCaappííttuulloo 33 -- MMaappeeaammeennttoo GGeeoollóóggiiccoo ee LLiittooeessttrraattiiggrraaffiiaa................................................... 27

3.1 - Introdução....................................................................................................................... 273.2 - Relações Estratigráficas entre as Unidades Mapeadas................................................. 273.3 - Substrato Gnáissico-Migmatítico.................................................................................... 30

3.3.1 - Gnaisses Arqueanos.......................................................................................... 303.3.2 - Gnaisses Paleoproterozóicos............................................................................. 30

3.4 - Suíte Plutônica Neoproterozóica.................................................................................... 333.4.1 - Encraves Intermediários a Máficos..................................................................... 333.4.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas.............................................................................. 343.4.3 - Granitóides Porfiríticos....................................................................................... 363.4.4 - Granitos Microporfiríticos.................................................................................... 403.4.5 - Diques e Sheets Leucograníticos....................................................................... 41

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CCaappííttuulloo 44 -- GGeeoollooggiiaa EEssttrruuttuurraall.......................................................................................... 43

4.1 - Introdução....................................................................................................................... 434.2 - Eventos Deformacionais Pré-Alojamento da Suíte Plutônica........................................ 43

4.2.1 - Evento Dn............................................................................................................ 434.2.2 - Evento D1............................................................................................................ 444.2.3 - Evento D2............................................................................................................ 45

4.3 - O Evento Deformacional D3............................................................................................ 474.4 - Cinemática das Zonas de Cisalhamento D3................................................................... 52

4.4.1 - Setor 1 - Zona de Cisalhamento São José de Campestre................................. 524.4.2 - Setor 2 - Extremidades NW e SE do Plúton Serrinha........................................ 524.4.3 - Setor 3 - Zona de Cisalhamento Rio Jacu.......................................................... 544.4.4- Setor 4 - Extremidades do Plúton Poço Verde.................................................... 56

4.5 – Modelo Cinemático de Alojamento do Plúton Serrinha................................................. 57

CCaappííttuulloo 55 –– GGeeooccrroonnoollooggiiaa ddoo PPllúúttoonn SSeerrrriinnhhaa................................................................ 60

5.1 - Introdução....................................................................................................................... 605.2 - Procedimentos Analíticos............................................................................................... 605.3 - A idade do Plúton Serrinha............................................................................................. 615.4 - Discussões..................................................................................................................... 62

CCaappííttuulloo 66 -- AAssppeeccttooss PPeettrrooggrrááffiiccooss ee MMiiccrrootteexxttuurraaiiss...................................................... 64

6.1 - Introdução....................................................................................................................... 646.2 - Nomenclatura da Suíte Plutônica................................................................................... 64

6.2.1 - Encraves Intermediários a Máficos..................................................................... 656.2.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas.............................................................................. 676.2.3 - Granitóides Porfiríticos....................................................................................... 696.2.4 - Granitos Microporfiríticos.................................................................................... 726.2.5 - Diques e Sheets Micrograníticos........................................................................ 73

6.3 - Descrição Petrográfica e Microtextural........................................................................... 756.3.1 - Encraves Intermediários a Máficos..................................................................... 756.3.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas.............................................................................. 776.3.3 - Granitóides Porfiríticos....................................................................................... 816.3.4 - Granitos Microporfiríticos.................................................................................... 846.3.5 - Diques e Sheets Micrograníticos........................................................................ 87

6.4 - Seqüência de Cristalização............................................................................................ 896.5 - Considerações Petrogenéticas Preliminares.................................................................. 93

CCaappííttuulloo 77 -- QQuuíímmiiccaa MMiinneerraall ee CCoonnddiiççõõeess ddee CCrriissttaalliizzaaççããoo............................................. 94

7.1 - Introdução....................................................................................................................... 947.2 - Anfibólios........................................................................................................................ 947.3 - Piroxênios....................................................................................................................... 997.4 - Biotitas............................................................................................................................ 1027.5 - Plagioclásios................................................................................................................... 1087.6 - Condições de Cristalização............................................................................................ 114

7.6.1 - Geobarometria.................................................................................................... 114

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7.6.2 - Geotermometria.................................................................................................. 1167.6.3 - Fugacidade de Oxigênio (fO2)............................................................................ 119

CCaappííttuulloo 88 -- CCaarraacctteerriizzaaççããoo GGeeooqquuíímmiiccaa............................................................................ 122

8.1 - Introdução....................................................................................................................... 1228.2 - Caracterização Química com base em Diagramas de Variação.................................... 1238.3 - Definição de Séries Magmáticas.................................................................................... 132

8.3.1 - Saturação em Alumínio............................................................................... 1328.3.2 - Diagramas Discriminantes de Séries Magmáticas............................................. 135

8.4 - Comportamento dos Elementos Terras Raras e Diagramas Multielementares............. 1398.4.1 - Geoquímica de Elementos Terras Raras (ETR)................................................. 1398.4.2 - Diagramas Multielementares.............................................................................. 145

8.5 - Tipologia da suíte plutônica de Serrinha........................................................................ 1508.6 - Diagramas Discriminantes de Ambientes Tectônicos.................................................... 1518.7 - Considerações Petrogenéticas....................................................................................... 156

CCaappííttuulloo 99 -- CCoonnssiiddeerraaççõõeess FFiinnaaiiss...................................................................................... 158

RReeffeerrêênncciiaass BBiibblliiooggrrááffiiccaass................................................................................................... 162

AAnneexxooss

Anexo 01 - Mapa de PontosAnexo 02 - Mapa Geológico

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CCaappííttuulloo 11 -- IInnttrroodduuççããoo

Figura 1.1 - Mapa de localização da região estudada, situada na porção sudeste do Estado do Rio Grande doNorte................................................................................................................................................................ 03Figura 1.2 - Detalhe das folhas topográficas onde a área de estudo encontra-se inserida, com destaque paraas principais vias de acesso da região................................................................................................................. 04

CCaappííttuulloo 22 -- CCoonntteexxttoo GGeeoollóóggiiccoo RReeggiioonnaall

Figura 2.1 - Reconstrução pré-deriva mesozóica de parte dos continentes africano e sul-americano, comênfase nos grandes lineamentos dúcteis continentais, onde neste contexto paleogeográfico a ProvínciaBorborema (retângulo vermelho) mostra uma nítida continuidade com as faixas orogênicas do continenteafricano................................................................................................................................................................. 09Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando o arcabouço tectono-estratigráfico da ProvínciaBorborema............................................................................................................................................................ 10Figura 2.3 - Mapa geológico simplificado do Domínio Seridó, com destaque para as zonas de cisalhamentoque particionam a região em diferentes blocos, bem como as diferentes suítes plutônicas neoproterozóicas... 11Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado do Maciço São José de Campestre, com detalhe da área estudadana presente dissertação....................................................................................................................................... 17Tabela 2.1 - Correlação entre as principais classificações para o magmatismo neoproterozóico da ProvínciaBorborema............................................................................................................................................................ 20Tabela 2.2 - Integração de dados geocronológicos para o magmatismo neoproterozóico do Domínio Seridó(Província Borborema).......................................................................................................................................... 26

CCaappííttuulloo 33 -- MMaappeeaammeennttoo GGeeoollóóggiiccoo ee LLiittooeessttrraattiiggrraaffiiaa

Figura 3.1 - Mapa geológico simplificado da região estudada............................................................................ 29Foto 3.1 - Aspecto geral dos gnaisses bandados apresentando faixas claras de composiçãogranítica/granodiorítica, enriquecidas em quartzo e feldspatos, e faixas escuras de composição tonalítica,enriquecidas em biotita e anfibólio....................................................................................................................... 32Foto 3.2 - Feição de campo dos gnaisses bandados, fortemente milonitizados, de composição granodiorítica,com injeções pegmatíticas. Notar mobilizado pegmatítico interdigitando-se ao gnaisse granodiorítico gerandoum bandamento gnáissico pronunciado.......................................................................... 32Foto 3.3 - Gnaisse milonitizado, com dobras sin-miloníticas D3 em veio pegmatítico......................................... 32Foto 3.4 - Gnaisse bandado, fortemente migmatizado, marcado por uma estruturação aleatória,possivelmente formada durante a intrusão dos plútons granitóides.................................................................... 32Foto 3.5 - Gnaisse tonalítico/quartzo diorítico apresentando bandamento pronunciado e processo de fusãoavançado, gerando gnaisses quartzo-feldspáticos.............................................................................................. 32Foto 3.6 – Detalhe da fusão in situ de gnaisses tonalítico/quartzo diorítico (melanossoma), gerando gnaissesquartzo-feldspáticos (leucossoma)....................................................................................................................... 32Foto 3.7 - Aspecto geral dos encraves dioríticos associados aos granitóides porfiríticos................................... 35Foto 3.8 - Contato interdigitado entre o magma granítico (ácido) e diorítico (básico), indicando alto contrastede viscosidade...................................................................................................................................................... 35Foto 3.9 - Interação entre o magma granítico (ácido) e diorítico (básico), onde observa-se estrutura de fluxodobrada, indicando alto contraste de viscosidade................................................................................................ 35Foto 3.10 - Encraves dioríticos, em forma de pequenas bolhas ou glóbulos, associados a um mega-encravequartzo diorítico.................................................................................................................................................... 35Foto 3.11 - Diques sin-magmáticos de dioritos em granitóides porfiríticos......................................................... 35Foto 3.12 - Detalhe de um dique sin-magmático englobando granodioritos porfiríticos...................................... 35Foto 3.13 - Diorito porfirítico Poço Verde apresentando clot máfico e finas vênulas de quartzo........................ 37Foto 3.14 - Diorito porfirítico Poço Verde apresentando encrave diorítico microgranular com fenocristais deplagioclásico imersos nos encraves, denotando processo de mistura mecânica de magmas............................ 37Foto 3.15 - Porção de borda do diorito porfirítico Poço Verde apresentando encrave diorítico microgranularcom forma elipsoidal............................................................................................................................................. 37Foto 3.16 - Diques leucograníticos e pegmatíticos truncando a trama principal (NE-SW) das rochas dioríticasporfiríticas, e dobrados segundo essa estruturação............................................................................................. 37Foto 3.17 - Encraves de rochas dioríticas (tipo Poço Verde) em granitóide porfirítico........................................ 37Foto 3.18 - Aspecto de campo dos corpos dioríticos porfiríticos ao oeste do Plúton Poço Verde, os quaisapresentam textura média e ocorrem com abundantes cristais de biotita e piroxênios....................................... 37

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Foto 3.19 - Aspecto textural do granitóide porfirítico de Serrinha, onde observa-se o caráter porfirítico bemmarcado pelos fenocristais de feldspato potássico.............................................................................................. 39Foto 3.20 - Aspecto de campo dos granitóides porfiríticos que afloram na transição entre o Plúton Serrinha eo Batólito de M. das Gameleiras.......................................................................................................................... 39Foto 3.21 - Aspecto de campo dos granitóides porfiríticos que afloram na transição entre o Plúton Serrinha eo Batólito de M. das Gameleiras, onde observa-se a textura grossa dessas rochas, marcada por pórfiroscentimétricos de K-feldspato................................................................................................................................ 39Foto 3.22 - Fenocristais centimétricos de feldspato potássico, orientados segundo o trend geral da Zona deCisalhamento São José de Campestre................................................................................................................ 39Foto 3.23 - Textura típica inequigranular porfirítica, marcada por fenocristal euédrico de feldspato potássicoimerso na matriz da rocha.................................................................................................................................... 39Foto 3.24 - Aspecto de campo dos granodioritos porfiríticos, onde estes ocorrem, invariavelmente,associados aos encraves intermediários a máficos............................................................................................. 39Foto 3.25 - Texturas de zonação, marcadas por orlas claras (albíticas) contornando os pórfiros de feldspatopotássico............................................................................................................................................... 40Foto 3.26 - Encrave diorítico em granitóide porfirítico, onde se observa processo de mistura mecânica demagmas, marcado pela presença de fenocristais de feldspato potássico imersos na matriz diorítica................ 40Foto 3.27 – Aspecto de campo dos granodioritos porfiríticos, onde observa-se pórfiros de feldspato potássicodisseminados em uma matriz escura (diorítica), denotando processo de mistura do tipo mixing....... 40Foto 3.28 - Relação de campo observada para os granitos porfiríticos e os granodioritos porfiríticos, ondeobserva-se contatos interdigitados entre o magma granítico e diorítico, gerando uma mistura tipo mixing edando origem aos tipos granodioríticos................................................................................................................ 40Foto 3.29 - Aspecto de campo dos granitos microporfiríticos, onde observa-se a presença demicrofenocristais de feldspato potássico, denotando o aspecto porfirítico fino dessas rochas, além de cristaisde biotita fortemente alinhados, marcando uma foliação na rocha...................................................................... 42Foto 3.30 - Dique microgranítico de coloração cinza e espessura métrica, intrusivo em gnaisses arqueanos... 42Foto 3.31 - Diques leucograníticos de espessuras centimétricas, intrusivos em augen gnaissespaleoproterozóicos............................................................................................................................................... 42Foto 3.32 - Dique leucogranítico com xenólito de gnaisse bandado................................................................... 42

CCaappííttuulloo 44 -- GGeeoollooggiiaa EEssttrruuttuurraall

Foto 4.1 - Dobra recumbente em gnaisse arqueano, evidenciando a estruturação planar de baixo ângulo,comumente observada nessas rochas (Evento Dn?). A ilustração abaixo mostra a geometria do dobramento,com detalhe para a lineação de estiramento e eixo de dobra LX

B........................................................................ 44Foto 4.2 - Gnaisse bandado paleoproterozóico expondo mesodobramento isoclinal, evidenciando aparalelização entre as tramas S1 e S2.................................................................................................................. 46Foto 4.3 - Desenvolvimento de dobras isoclinais intrafoliais D2 em ortognaisses bandados.............................. 46Foto 4.4 - Mesodobramento aberto afetando a trama S1+S2, com desenvolvimento de foliação de plano axialS3.......................................................................................................................................................................... 47Foto 4.5 - Gnaisses bandados apresentando dobras inversas, características da deformação D3, com planoaxial inclinado para NW........................................................................................................................................ 48Foto 4.6 - Padrão de interferência coaxial, evidenciando o retrabalhamento da trama S1//S2 durante o EventoD3.......................................................................................................................................................................... 48Foto 4.7 - Detalhe de um corte transversal (em planta) de uma dobra em bainha............................................. 49Foto 4.8 - Ortognaisse bandado apresentando bandas de cisalhamento conjugadas, sendo sinistrógira ascom direção NE-SW e dextrógira as com direção NNW-SSE.............................................................................. 50Foto 4.9 - Junta de distensão preenchida por quartzo, com direção aproximadamente N-S.............................. 50Foto 4.10 – Desenvolvimento de dobras nos planos de cisalhamento C3’, mostrando o caráter dúctil desseevento no final do Neoproterozóico e início do Cambriano.................................................................................. 51Foto 4.11 - Shear bands apresentando preenchimento por mobilizados anatéxicos no embasamentoindicando regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons neoproterozóicos........................... 51Figura 4.1 – Modelo esquemático mostrando a arquitetura estrutural das zonas de cisalhamentotranscorrentes/distensionais que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos da região estudada.Observar subdivisão em setores, usados na caracterização estrutural, e respectivos estereogramas (Schmidt,hemisfério inferior) das estruturas analisadas...................................................................................... 53Foto 4.12 - Lineação de estiramento mineral L3

x, com suave caimento para NE, marcada pelo estiramento dequartzo em dioritos.......................................................................................................................................... 55Foto 4.13 - Porfiroclasto de feldspato potássico, do tipo , indicando cinemática transcorrente dextrógira....... 55Foto 4.14 - Cisalhamento C3, marcado por milonítica, onde observa-se a cinemática dextrógira evidenciadapela inflexão da foliação magmática da rocha..................................................................................................... 55Foto 4.15 - Veio leucogranítico sigmoidal, indicando cinemática transcorrente dextrógira................................. 55Foto 4.16 - Encrave diorítico sigmoidal, indicando cinemática dextrógira........................................................... 55Foto 4.17 - Lineação de estiramento mineral L3

x, com caimento forte (downdip) para NNW.............................. 55Foto 4.18 - Lineação de estiramento mineral L3

x, com caimento forte para NNE, marcada pelo estiramento dequartzo e feldspatos........................................................................................................................................ 57Foto 4.19 – Foto em perfil mostrando porfiroclasto de feldspato potássico apresentando caudas assimétricas,indicando cinemática distensional para esta porção da Z.C. Rio Jacu.......................................... 57

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Foto 4.20 - Lineação de estiramento mineral L3x, marcada pelo forte estiramento de quartzo e feldspato, no

substrato gnáissico-migmatítico. L3x apresenta caimento forte para NW............................................................. 57

Foto 4.21 - Assimetria de pórfiros de plagioclásio, fortemente estirados, com desenvolvimento de caudas derecristalização indicando movimentação normal com topo para NW................................................................... 57Figura 4.2 - Modelo cinemático de alojamento proposto para a colocação do Plúton Serrinha.......................... 59

CCaappííttuulloo 55 -- GGeeooccrroonnoollooggiiaa ddoo PPllúúttoonn SSeerrrriinnhhaa

Tabela 5.1 - Dados analíticos/isotópicos de determinações U/Pb em zircões do granitóide porfirítico deSerrinha (amostra ES300).................................................................................................................................... 63Figura 5.1 - Diagrama U-Pb para o Plúton Serrinha (Amostra ES-300). Regressão em vermelho utilizandotodas as frações analisadas................................................................................................................................. 63Figura 5.2 - Diagrama concórdia U-Pb em zircão do Plúton Serrinha, utilizando as frações ES-300-E2, E11 eE14. Na regressão em vermelho o intercepto inferior foi forçado para a origem................................................. 63

CCaappííttuulloo 66 -- AAssppeeccttooss PPeettrrooggrrááffiiccooss ee MMiiccrrootteexxttuurraaiiss

Figura 6.1 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os encraves intermediários a máficos................................... 65Tabela 6.1 - Composição modal representativa dos encraves intermediários a máficos.................................... 66Figura 6.2 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas dioríticas porfiríticas.............................................. 67Tabela 6.2 - Composição modal representativa das rochas dioríticas porfiríticas............................................... 68Figura 6.3 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas granitóides porfiríticas........................................... 69Tabela 6.3 - Composição modal representativa das rochas granitóides porfiríticas............................................ 70Tabela 6.4 - Composição modal representativa dos granitos microporfiríticos................................................... 72Figura 6.4 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os granitos microporfiríticos.................................................. 73Tabela 6.5 - Composição modal representativa dos diques e sheets micrograníticos........................................ 74Figura 6.5 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os diques e sheets micrograníticos....................................... 74Fotomicrografia 6.1 - Cristal de plagioclásio (Pl) zonado, fortemente saussuritizado. Encraves Intermediáriasa Máficas...................................................................................................................................... 78Fotomicrografia 6.2 - Aspecto geral dos cristais de anfibólio (Hbll), apresentando inclusões de opaco (Op),biotita (Bt) e apatita (Ap). Encraves Intermediárias a Máficas............................................................................. 78Fotomicrografia 6.3 - Processo de esfenitização de opacos (Op) onde observa-se cristais de opacos II(OpII), xenomórficos, rodeados por titanita II (TitII). Encraves Intermediárias a Máficas..................................... 78Fotomicrografia 6.4 - Cristal de epídoto (Ep) subédrico incluso em biotita (Bt). Encraves Intermediárias aMáficas................................................................................................................................................................. 78Fotomicrografia 6.5 - Fenocristal de clinopiroxênio (Cpx) apresentando núcleo alterado. Observa-se tambémcristal de ortopiroxênio (Opx) que difere-se do cristal de Cpx pela sua menor birrefringência. RochasDioríticas Porfiríticas............................................................................................................................................. 78Fotomicrografia 6.6 - Aspecto geral da mineralogia máfica dominante nas rochas dioríticas porfiríticas, ondeobserva-se cristais de biotita (Bt) associados a opacos (Op), bem como cristais de clinopiroxênio (Cpx) setransformando para anfibólio (Anf). Rochas Dioríticas Porfiríticas.................................................................. 78Fotomicrografia 6.7 - Aspecto geral dos fenocristais de plagioclásio das rochas dioríticas porfiríticas.Observa-se vários indícios de deformação tanto em baixa temperatura como em alta temperatura,evidenciado por fraturas intra e intergranulares nos plagioclásios (Pl I e Pl II), extinção ondulante em grãos dequartzo (Qtz) e plagioclásio (Pl II), geminação mecânica em plagioclásio (Pl II) e recristalização de quartzo eplagioclásio (Pl III)................................................................................................................................ 80Fotomicrografia 6.8 - Fenocristal de feldspato potássico (Kf) exibindo geminação simples segundo a lei deCarslbad conjugada às geminações da Albita e do Periclínio em padrão xadrez. Exsoluções pertíticas emfiletes também podem ser visualizadas. Granitóides Porfiríticos......................................................................... 83Fotomicrografia 6.9 - Cristais de plagioclásio (Pl I) inclusos em fenocristal de feldspato potássico (Kf)pertítico. O Pl I exibe borda albítica e textura mirmequítica (Mir). Granitóides Porfiríticos.................................. 83Fotomicrografia 6.10 - Franja de mirmequita bulbosa (Mir) no contato entre o Pl II e os fenocristais defeldspato potássico (Kf). Granitóides Porfiríticos.................................................................................................. 83Fotomicrografia 6.11 - Mirmequita em gotículas (Mir) no interior do Pl II, gradando para mirmequita bulbosaem contato com o feldspato potássico (Kf). Granitóides Porfiríticos.................................................................... 83Fotomicrografia 6.12 - Cristal de plagioclásio (Pl II) apresentando extinção ondulante e maclas dobradas,denotando processo de deformação mecânica da rocha. Granitóides Porfiríticos.............................................. 83Fotomicrografia 6.13 - Cristal de quartzo (Qtz) desenvolvendo extinção em bandas, indicando expressivoprocesso de deformação mecânica. Granitóides Porfiríticos............................................................................... 83Fotomicrografia 6.14 - Cristal losangular de titanita (Tit I) com inclusão de Opaco (Op), associada a biotita(Bt) e Opacos (Op). Granitóides Porfiríticos......................................................................................................... 85Fotomicrografia 6.15 - Inclusão de opaco (Op) em cristal hipidiomórfico de Titanita (Tit II). GranitóidesPorfiríticos............................................................................................................................................................. 85Fotomicrografia 6.16 - Cristal prismático de allanita (All) apresentando fraturas radiais. GranitóidesPorfiríticos............................................................................................................................................................. 85Fotomicrografia 6.17 - Cristais idiomórficos de allanita (All) e titanita (Tit I), exibindo associação com epídoto(Ep II e Ep I, respectivamente). Observa-se também o aspecto zonado da Allanita. GranitóidesPorfiríticos............................................................................................................................................................. 85

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Fotomicrografia 6.18 - Cristal de allanita (All) com processo de metamictização e com espessa borda deepídoto (Ep II). Granitóides Porfiríticos................................................................................................................ 85Fotomicrografia 6.19 - Cristal de allanita (All) com processo de metamictização avançado e com bordairregular de epídoto (Ep II). Granitóides Porfiríticos............................................................................................. 85Fotomicrografia 6.20 - Microfenocristal de feldspato potássico (Kf) geminado segundo a lei da Albita e doPericlínio em padrão xadrez, apresentando inclusões de plagioclásio (Pl) e parcialmente alterado para micabranca. Granitos Microporfiríticos......................................................................................................................... 90Fotomicrografia 6.21 - Abundantes mirmequitas de borda em cristais de plagioclásio (Pl I e Pl II) no contatocom feldspato potássico. Diques e Sheets micrograníticos................................................................................. 90Fotomicrografia 6.22 - Aspecto geral dos plagioclásios apresentando alteração para carbonato, observa-setambém cristais de feldspato potássico (Kf) geminados segundo a lei da Albita e do Periclínio em padrãoxadrez. Diques e Sheets micrograníticos............................................................................................................. 90Figura 6.6 - Seqüências de cristalização propostas para as rochas da suíte plutônica estudada...................... 92

CCaappííttuulloo 77 –– QQuuíímmiiccaa MMiinneerraall ee CCoonnddiiççõõeess ddee CCrriissttaalliizzaaççããoo

Tabela 7.1a - Análises de microssonda de anfibólios do granitóide porfirítico de Serrinha................................ 96Tabela 7.1b - Análises de microssonda de anfibólios dos encraves intermediários a máficos........................... 97Figura 7.1 - (a, b) Diagramas de classificação de anfibólios para o granitóide porfirítico de Serrinha eencraves intermediários a máficos associados.................................................................................................... 98Tabela 7.2 - Análises de microssonda representativas de ortopiroxênios do diorito porfirítico de Poço Verde.. 100Figura 7.2 - (a, b) Diagramas aplicados para os ortopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, comexplicações mais detalhadas no texto.................................................................................................................. 100Tabela 7.3 - Análises de microssonda representativas de clinopiroxênios do diorito porfirítico de Poço Verde. 101Figura 7.3 - (a, b) Diagramas aplicados para os clinopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, comexplicações mais detalhadas no texto.................................................................................................................. 102Tabela 7.4 - Análises de microssonda representativas de biotitas do granitóide porfirítico de Serrinha............. 104Tabela 7.5 - Análises de microssonda representativas de biotitas dos encraves intermediários a máficos........ 105Tabela 7.6 - Análises de microssonda representativas de biotitas do diorito porfirítico de Poço Verde.............. 106Figura 7.4 – Diagrama de classificação para as micas com base na quantidade de AlT e na razãoFe/(Fe+Mg), de acordo com Speer (1984)........................................................................................................... 106Figura 7.5 – Diagrama TiO2 - FeO+MnO - MgO (Nachit 1986), mostrando as características de reequilíbriopós-magmático observado para algumas biotitas analisadas.............................................................................. 107Figura 7.6 – Diagrama AlT vs. Mg (Nachit et al., 1985), mostrando a natureza subalcalina – cálcio-alcalina dasbiotitas dos fácies majoritários da suíte plutônica estudada.......................................................................... 107Figura 7.7 – Diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Abdel-Rahman 1994) para classificação das biotitas, mostrando arelação destas com granitos de afinidade cálcio-alcalina................................................................................. 108Figura 7.8 - Diagrama Or - Ab - An para classificação dos plagioclásios da suíte de rochas analisadas........... 109Tabela 7.7 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios do granitóide porfirítico de Serrinha.... 110Tabela 7.8 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios dos encraves intermediários amáficos................................................................................................................................................................. 111Tabela 7.9 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios das rochas dioríticas porfiríticas......... 112Tabela 7.10 - Valores de pressão para alguns litotipos da área mapeada, calculados com base nosgeobarômetros de AIT em hornblenda.................................................................................................................. 115Figura 7.9 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrando ospossíveis intervalos de pressão para os anfibólios do granito porfirítico e encraves intermediários a máficos... 116Tabela 7.11 - Valores de temperatura calculados com base no geotermômetro plagioclásio-anfibólio.............. 117Tabela 7.12 - Temperatura de saturação em Zr, de acordo com cálculos sugeridos por Watson (1987)........... 119Figura 7.10 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrandoas composições desses minerais nos granitóides porfiríticos e encraves, e suas prováveis relações com aO2 reinante durante a cristalização..................................................................................................................... 120

Tabela 7.13 – Estimativa da fO2 para as rochas estudadas (Wones 1989)......................................................... 121Figura 7.11 - Diagrama O2 (log O2) vs. temperatura, mostrando a estabilidade de várias paragênesesminerais (Wones 1989)........................................................................................................................................ 121

CCaappííttuulloo 88 –– CCaarraacctteerriizzaaççããoo GGeeooqquuíímmiiccaa

Tabela 8.1 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os granitóides porfiríticos............. 124Tabela 8.2 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os encraves intermediários amáficos e os dioritos porfiríticos........................................................................................................................... 125Tabela 8.3 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os granodioritos porfiríticos,granitos microporfiríticos e diques e sheets micrograníticos................................................................................ 126Figura 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de diferenciação 128Figura 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para os elementos traços, utilizando SiO2 como índice dediferenciação........................................................................................................................................................ 129Figura 8.3 - Diagramas de variação do tipo Harker (alguns elementos maiores e traços) com destaque paraos trends descontínuos dos litotipos estudados, indicando que estes não apresentam correlação genética..... 131Figura 8.4 - Representação das suítes de rochas estudadas segundo o Índice de Shand................................ 132

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Tabela 8.4 - Normas CIPW para os granitóides porfiríticos................................................................................ 133Tabela 8.5 - Normas CIPW para os encraves intermediários a máficos e dioritos porfiríticos........................... 133Tabela 8.6 - Normas CIPW para os granodioritos porfiríticos, diques e sheets micrograníticos........................ 134Figura 8.5 - Diagrama catiônico R1 vs. R2, segundo De La Roche et al. (1980)................................................ 136Figura 8.6 - Diagrama SiO2 versus K2O, segundo Rickwood (1989)................................................................... 136Figura 8.7 - Diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2) com campos e tendências de séries granitóides............. 137Figura 8.8 - Diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981)............................................. 138Figura 8.9 - (a) Diagrama SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO e (b) SiO2 vs. FeOtot/(FeOtot+MgO) (Frost et al. 2001)...... 139Tabela 8.7 - Análises de elementos terras raras para as rochas da suíte plutônica estudada............................ 140Figura 8.10 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitóides porfiríticos (granitos porfiríticos egranodiorítos porfiríticos), sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).......... 141Figura 8.11 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os encraves intermediários a máficos, sendoutilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).................................................................. 142Figura 8.12 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para as rochas dioríticas porfiríticas, sendo utilizadoos valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).................................................................. 143Figura 8.13 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitos microporfiríticos, sendo utilizado osvalores de normalização segundo Evensen et al. (1978)................................................................................ 144Figura 8.14 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os diques e sheets micrograníticos, sendoutilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).................................................................. 144Figura 8.15 - Diagrama multielementar para os granitóides porfiríticos.............................................................. 146Figura 8.16 - Diagrama multielementar para os encraves intermediários a máficos........................................... 147Figura 8.17 - Diagrama multielementar para as rochas dioríticas porfiríticas..................................................... 148Figura 8.18 - Diagrama multielementar para os granitos microporfiríticos.......................................................... 148Figura 8.19 - Diagrama multielementar para os diques e sheets micrograníticos............................................... 149Figura 8.20 – Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos, segundo Pearce et al. (1984)..................... 153Figura 8.21 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica deSerrinha (Thiéblemont e Cabanis 1990)............................................................................................................... 154Figura 8.22 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica deSerrinha (Thiéblemont e Tégyev 1994)................................................................................................................ 154Figura 8.23 - Padrões geoquímicos normalizados em relação ao ORG (Pearce et al. 1984), para as rochasda suíte plutônica estudada (a, b, c, d, e), comparados a alguns tipos de suítes plutônicas de ambientetectônico colisional (f, g)....................................................................................................................................... 155

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1

1.1 - Apresentação

A presente dissertação é parte dos requisitos necessários para a obtenção do

grau de Mestre junto ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica

(PPGG) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). O trabalho teve a

participação dos professores Dr. Antonio Carlos Galindo (orientador) e Dr. Zorano

Sérgio de Souza (co-orientador) e importante auxílio por parte dos professores

doutores Fernando César Alves da Silva (PPGG-UFRN) e Elton Luiz Dantas (IG-UnB).

O mesmo consta de 09 Capítulos+Anexos, onde são reportadas as principais

atividades desenvolvidas, bem como, os principais resultados obtidos ao longo do

mapeamento geológico (1:50.000), visando a caracterização da petrogênese e

evolução geodinâmica da suíte plutônica neoproterozóica da região. O apoio logístico e

financeiro para o desenvolvimento das atividades ficou a cargo do programa de pós-

graduação (PPGG/UFRN), além da bolsa de mestrado junto ao programa de demanda

social da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES).

1.2 - Justificativas e Objetivos

O nordeste brasileiro, geologicamente representado pela entidade geotectônica

denominada por Almeida et al. (1977) de Província Borborema, tem como característica

marcante um volumoso e diversificado plutonismo de idade neoproterozóica, controlado

por zonas de cisalhamento. Esse plutonismo vem sendo alvo de diversas discussões e

tem despertado o interesse de vários autores ao longo dos anos (Almeida et al. 1967,

Brito Neves 1975, Jardim de Sá et al. 1981, Sial 1987, Jardim de Sá 1994, Santos

1995, Nascimento et al. 2000, entre outros), resultando em vários modelos de evolução

tectonoestratigráfica e diferentes propostas de classificação para o plutonismo

granitóide da Província Borborema. Todavia, algumas lacunas ainda permanecem,

onde destacamos: a ausência de estudos mais aprofundados das relações entre as

diferentes suítes neoproterozóicas, bem como, trabalhos de mapeamento geológico em

escalas de maior detalhe; escassez de análises mais detalhadas da mineralogia

dessas rochas; melhor entendimento dos processos responsáveis pela petrogênese do

plutonismo; compreensão das fontes envolvidas na gênese dessas rochas;

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entendimento/detalhamento do modo de alojamento dos corpos plutônicos ao longo

das zonas de cisalhamento; e carência de dados geocronológicos.

Diante do exposto, destacamos alguns aspectos relevantes nessa dissertação,

tais como:

(i) Caracterização petrográfica, geoquímica e geocronológica do plutonismo

granitóide neoproterozóico, controlado por zonas de cisalhamento pré-cambrianas.

Essas estruturas são bem marcantes na área de estudo, com destaque para a Zona de

Cisalhamento Rio Jacu-ZCRJ, que possui direção aproximadamente E-W,

diferentemente das demais estruturas do Maciço São José de Campestre (extremo

nordeste da Província Borborema), que apresentam direção geral NE-SW;

(ii) Aquisição de dados geocronológicos U-Pb em zircão, uma vez que são

poucos os dados existentes;

(iii) Por fim, um terceiro aspecto importante neste trabalho é o detalhamento

cartográfico e sugestão do modo de alojamento do granitóide Serrinha, com o intuito de

definir como se dá a transição entre este plúton e o batólito granitóide Monte das

Gameleiras, tendo em vista a proximidade entre esses corpos, além das similaridades

em vários aspectos geológicos que serão discutidos ao longo do trabalho.

Com isso, como objetivos gerais da presente pesquisa, cita-se: (i) a realização

de um mapeamento geológico na escala de 1:50.000, visando o detalhamento da suíte

plutônica neoproterozóica da região de Serrinha-RN; (ii) a análise detalhada da

mineralogia dessas rochas, buscando um melhor entendimento dos processos

petrogenéticos e das fontes envolvidas na geração do magmatismo; (iii) a

compreensão do modo de alojamento da suíte plutônica ao longo das zonas de

cisalhamento; e, por fim, (iv) a análise dos dados geocronológicos U/Pb em zircão

obtidos, permitindo posicionar no tempo a deformação dúctil que propiciou o

alojamento das suítes plutônicas da região mapeada.

1.3 - Localização da Área

A região estudada encontra-se posicionada no extremo Nordeste do Brasil, mais

especificamente na porção sudeste do estado do Rio Grande do Norte,

compreendendo uma área de 1.152 km2. Geograficamente está posicionada entre os

meridianos 35°16´42´´W e 35°42´39,1´´W e os paralelos 06°13´2,4´´S e 06°26´10,8´´S

(Folhas topográficas: São José do Mipibu - MI-1055 e São José de Campestre - MI-

1054). O acesso à área pode ser feito partindo de Natal (RN), através das rodovias

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federais BR-101 ou BR-226, as quais interligam a capital do RN às cidades de

Goianinha (RN) e Tangará (RN), respectivamente. A partir destas cidades, o acesso à

região é feito por meio de rodovias estaduais (RN-003; RN-093) que dão acesso aos

municípios de Santo Antônio, Serrinha e São José de Campestre. Já no interior da área

estudada, são utilizadas rodovias estaduais, estradas secundárias carroçáveis e

diversos caminhos que interligam os pequenos povoados, fazendas e sítios da região

(Figuras 1.1 e 1.2). No âmbito geológico regional, a região estudada encontra-se

inserida no extremo nordeste da Província Borborema, no denominado Maciço São

José de Campestre, um bloco gnáissico-migmatítico na porção leste da Faixa Seridó

(detalhes no capítulo seguinte).

Figura 1.1 - Mapa de localização da região estudada, situada na porção sudeste do Estado do

Rio Grande do Norte (ver detalhe na Figura 1.2).

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1.4 - Métodos de Trabalho

Para elaboração da presente dissertação, a execução das atividades ocorreu de

forma sistemática, envolvendo trabalhos de gabinete e campo, alternados com

trabalhos de laboratório. A determinação dos métodos empregados foi decorrente dos

tipos de caracterização propostos no tema da pesquisa, e os subitens abaixo resumem

as várias etapas de trabalho realizadas ao longo da elaboração desta dissertação.

Maiores detalhes sobre as diferentes atividades serão apresentados nos capítulos que

se seguem.

1.4.1 - Etapa Inicial

As atividades tiveram inicio com um apanhado bibliográfico dos principais

trabalhos realizados na região estudada. Além disso, foram adquiridos materiais

básicos para a realização do trabalho, tais como cartas topográficas (1:100.000),

diferentes produtos de sensores remoto (Fotografias Aéreas – 1:70.000, Imagens de

Radar – 1:250.000 e Imagens de Satélite Landsat 7ETM+ – resolução de 30m) e

mapas geológicos pré-existentes. Procederam-se ainda nesta etapa, a interpretação e

confecção de mapas base a partir dos diferentes produtos de sensores remotos, além

da integração de mapas pré-existentes na literatura (Campelo 1997; Lima 1997;

Antunes 1999; Lima 2002).

1.4.2 - Etapa de Campo

Essa etapa teve como premissa o mapeamento geológico na escala de

1:50.000, com ênfase na separação das diferentes suítes plutônicas neoproterozóicas,

e o estudo do controle tectônico-estrutural das fases deformacionais que afetaram a

região estudada. Durante o mapeamento, foram coletadas amostras para análises

petrográficas, litogeoquímicas e geocronológicas. Como ferramenta para a execução

do mapeamento, fez-se uso de interpretações realizadas a partir dos produtos de

sensores remotos citados no item anterior.

Considerando a complexidade tectônica da região estudada, além do

mapeamento litoestratigráfico usual, destaque foi dado às principais feições estruturais

da área mapeada, com caracterização das zonas de cisalhamento imediatas aos

corpos neoproterozóicos, visando à compreensão dos seus aspectos cinemáticos,

regime, geometria e estimativa das condições termais de funcionamento/instalação.

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1.4.3 - Etapa de Laboratório

As atividades continuaram com o estudo petrográfico e textural detalhado das

rochas mapeadas da suíte plutônica neoproterozóica, permitindo o reconhecimento de

diferentes litotipos e possibilitando aumentar o conhecimento sobre a petrogênese do

magmatismo neoproterozóico. O estudo petrográfico subsidiou a seleção de amostras

para análises geocronológicas (U-Pb em zircão) e químicas (rocha total e mineral).

As amostras utilizadas para determinações geocronológicas a partir do método

U-Pb em zircão foram britadas no Laboratório de Preparação de Amostras da UFRN e

enviadas para o Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília (UnB),

onde, nesse laboratório, as mesmas foram moídas, concentradas/bateadas,

selecionados os grãos e datados aos cuidados do Prof. Dr. Elton Luiz Dantas (IG-UnB).

Os estudos litogeoquímicos tiveram início após britagem e moagem no

Laboratório de Preparação de Amostras do Departamento de Geologia UFRN, onde

algumas amostras foram selecionadas e analisadas quimicamente para elementos

maiores, menores e terras raras. As análises foram feitas por fluorescência de raio-x e

através da utilização de espectometria de emissão acoplada a uma fonte de plasma

(ICP). Os dados litogeoquímicos foram obtidos no Laboratoire de Pétrologie et

Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), no Centre de

Recherches Pétrograph iques et Géoquimiques – CRPG/CNRS (Vandoeuvre, França) e

no Lakefield Geosol Laboratórios Ltda. (Belo Horizonte, Brasil).

As análises de química mineral foram feitas por microssonda eletrônica nas

universidades de Brasília (IG-UnB) e Blaise Pascal (Clermont-Ferrand, França). Foram

analisados anfibólios, piroxênios, biotitas e plagioclásios.

1.4.4 - Etapa Final

De posse de todos os dados adquiridos nas etapas descritas anteriormente, foi

feita uma interpretação final dos mesmos seguida de uma integração e discussão dos

resultados, culminando na elaboração do mapa geológico final (1:50.000) e da presente

dissertação de mestrado, incluindo texto, figuras, tabelas e fotos.

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2.1 - A Província Borborema (PB)

A região denominada de Província Borborema (Almeida et al. 1977), onde está

inserida a área objeto do presente trabalho, é interpretada como um segmento crustal

de uma extensa faixa fortemente afetada pela deformação Brasiliana/Pan-Africana

(cerca de 700-540 Ma) (Figura 2.1), resultante da colisão entre os crátons do Oeste

Africano/São Luís e Congo/São Francisco, que constituíam massas continentais

consolidadas em tempos pré-Brasilianos (Jardim de Sá 1994, Brito Neves et al. 2001).

As características marcantes da Província Borborema são o expressivo

magmatismo neoproterozóico e o notável sistema de zonas de cisalhamento,

constituindo o último episódio de deformação dúctil regional afetando a região (Corsini

et al. 1991, Jardim de Sá 1994, Vauchez et al. 1995). Essa deformação é caracterizada

por um regime transcorrente traduzido num complexo arranjo de zonas de

cisalhamento dúcteis litosféricas e de escala continental, com trends NE-SW e E-W

(principalmente), associadas a um volumoso plutonismo de origem crustal e mantélica

(Jardim de Sá 1994). Os limites atuais da província (Figura 2.2) são marcados a sul

com o Cráton São Francisco (este representando um embasamento consolidado em

tempos pré-Brasilianos), a oeste, é recoberta por sedimentos fanerozóicos da Bacia do

Parnaíba, enquanto que os demais limites são delineados pelos sedimentos das bacias

costeiras e interiores do Nordeste brasileiro, implantadas no Mesozóico (bacias

Potiguar, Pernambuco-Paraíba e Sergipe-Alagoas; a Bacia de Tucano-Jatobá recorta o

limite da província com o Cráton São Francisco).

De forma sinóptica, a Província Borborema é formada por uma vasta área de

rochas gnáissico-migmatíticas de idades arqueana a paleoproterozóica,

correspondendo ao substrato geológico regional (Jardim de Sá 1994). Esse

embasamento compõe vários blocos que separam extensas faixas de rochas

supracrustais, cujas idades variam desde paleoproterozóicas a neoproterozóicas (p.ex.,

Zona Transversal, entre os lineamentos Pernambuco e Patos; NW do Ceará; Ceará

Central; Faixa Seridó; Faixa Riacho do Pontal; e Faixa Sergipana, as duas últimas no

limite sul da província). Intrusivo nesta seqüência encontra-se o expressivo

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magmatismo Neoproterozóico, que representa uma das características mais marcantes

da Província Borborema (Figura 2.2).

Tendo em vista a presença de vários blocos crustais apresentando evoluções

geodinâmicas distintas, inúmeros trabalhos vêm subdividindo a Província Borborema

em setores ou domínios estruturais, onde ressaltamos os primeiros trabalhos de Brito

Neves (1975; 1983), Almeida et al. (1976), Santos & Brito Neves (1984) e Santos et al.

(1984), dentre outros. Esses autores subdividiram a província em vários segmentos,

englobando faixas de supracrustais (metassedimentos e metavulcânicas proterozóicas)

e maciços medianos (embasamento gnáissico-migmatítico arqueano a

paleoproterozóico).

Os vários trabalhos de Jardim de Sá (1984; 1988; 1994) e Jardim de Sá et al.

(1990; 1992) discutiram a ocorrência, na província, de faixas supracrustais

monocícliacas ou policíclicas. As faixas monocíclicas seriam aquelas afetadas apenas

pela orogênese Brasiliana/Panafricana, enquanto que as faixas policíclicas também

teriam sido afetadas por orogêneses pré-brasilianas (Transamazônica ou Cariris

Velhos/Kibariana).

Trabalhos recentes, utilizando-se de um maior acervo de dados geocronológicos

(idades U-Pb e Rb-Sr; idades modelo Sm-Nd) admitiram ou reforçaram a ocorrência de

um evento orogênico denominado de Cariris Velhos (aproximadamente 1.0 Ga),

equivalente ao Kibariano na África (Santos & Brito Neves 1993, Campos Neto et al.

1994, Jardim de Sá 1994, Santos et al. 1994, Santos 1995, Van Schmus et al. 1995,

Santos & Medeiros 1998, 1999, Kozuch 2003, dentre outros). Todavia, uma hipótese

alternativa, considerando um contexto anorogênico/rifte para o evento Cariris Velhos,

onde algumas feições atribuídas a este ciclo são consideradas como de um evento

mais jovem, foi defendida por Bittar (1998), Mariano et al. (1999), Neves et al. (2000),

Neves (2002), Silva et al. (2003), dentre outros.

Dentre os trabalhos mais recentes a cerca da subdivisão da Província

Borborema, destacam-se os trabalhos do início da década de 1990, onde foram

atribuídos aos diferentes blocos crustais o conceito de terrenos, resultando em uma

série de compartimentos no arcabouço da província (Jardim de Sá et al. 1992, Jardim

de Sá 1994, Santos 1995, 1999). Dentro dessa ótica de terrenos, destacamos o Maciço

São José de Campestre, no qual a área do presente trabalho encontra-se inserida

(maiores detalhes no item 2.2.3).

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Figura 2.1 - Reconstrução pré-deriva mesozóica de parte dos continentes africano e sul-

americano, com ênfase nos grandes lineamentos dúcteis continentais, onde neste contexto

paleogeográfico a Província Borborema (retângulo vermelho) mostra uma nítida continuidade

com as faixas orogênicas do continente africano (modificado do Jardim de Sá 1994). Legenda:

PB - Província Borborema, EC - Escudo dos Camarões, EN - Escudo Nigeriano, EH - Escudo

de Hongar, CC - Cráton do Congo, CSF - Cráton São Francisco, COA - Cráton Oeste Africano,

CA - Cráton Amazônico e CSL - Cráton de São Luís.

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Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando o arcabouço tectono-estratigráfico da

Província Borborema (modificado de Jardim de Sá 1994).

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2.2 - O Domínio Seridó

A região denominada de “Domínio Seridó” compreende a porção da Província

Borborema situada entre o Lineamento Patos (a sul), a Zona de Cisalhamento

Portalegre (a oeste), e as rochas sedimentares meso-cenozóicas das bacias Potiguar e

Pernambuco-Paraíba (a norte e a leste, respectivamente). Essa terminologia é aqui

adotada em virtude da definição do termo Faixa Seridó se confundir com a

nomenclatura oferecida ao conjunto de metassedimentos do Grupo Seridó (a

conhecida Faixa Seridó). Desta forma, o termo Domínio Seridó ora adotado,

corresponde à região composta em sua porção central pela Faixa Seridó, a oeste pelo

Maciço Rio Piranhas e a leste pelo Maciço São José de Campestre, onde estes serão

detalhados a seguir (Figura 2.3).

Figura 2.3 - Mapa geológico simplificado do Domínio Seridó, com destaque para as zonas de

cisalhamento que particionam a região em diferentes blocos, bem como as diferentes suítes

plutônicas neoproterozóicas (modificado de Jardim de Sá 1994 e Nascimento et al. 2000).

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2.2.1 - A Faixa Seridó (FSe)

A Faixa Seridó constitui um segmento crustal da Província Borborema,

caracterizado por conter uma seqüência de metassedimentos, dispostos

discordantemente sobre um substrato gnáissico-migmatítico, representado nas suas

porções oriental e ocidental pelos maciços São José de Campestre e Rio Piranhas,

respectivamente. Os limites sul e oeste da Faixa Seridó são feitos através das zonas

de cisalhamento Patos, de trend E-W, e Portalegre, NE. Em direção à costa

setentrional é recoberta por sedimentos meso-cenozóicos da Bacia Potiguar (ver Figura

2.3).

A estratigrafia das supracrustais da Faixa Seridó ainda é bastante discutida na

literatura, todavia, uma divisão em três subunidades (Jardim de Sá & Salim 1980) tem

sido aceita. Essa subdivisão é constituída por uma unidade basal, composta de

paragnaisses, com intercalações de mármores e calciossilicáticas (Formação

Jucurutu); uma intermediátia de quartzitos e metaconglomerados (Formação Equador)

e uma superior de micaxistos (Formação Seridó). Um modelo alternativo (Archanjo &

Salim 1986, Caby et al. 1995) propõe a presença de uma discordância entre as

formações Jucurutu/Equador e a Formação Seridó, onde está última é divida por esses

autores nas formações Parelhas e Seridó.

O arcabouço estrutural da Faixa Seridó é explicado em termos de uma sucessão

de três eventos de deformação principais (Ries & Shackleton 1977, Salim et al. 1979,

Jardim de Sá 1994). O primeiro evento deformacional (D1) está representado por um

bandamento gnáissico migmatítico (S1) restrito às rochas do embasamento,

variavelmente obliterado pelos eventos subseqüentes. O segundo evento (D2) é

relacionado a uma tectônica contracional de grande penetratividade. Esta evoluiu para

um contexto de empurrões, gerando megadobramentos recumbentes que provocaram

inversões locais na estratigrafia, com introdução de fatias alóctones do embasamento

no interior dos metassedimentos do Grupo Seridó. O evento deformacional D3

(Brasiliano), é caracterizado por um retrabalhamento crustal que gerou um mosaico

complexo de zonas de cisalhamento transcorrentes de orientação principal NE. Esse

regime deformacional essencialmente transcorrente durante o evento D3 mostra uma

distribuição em domínios, com a concentração de uma cinemática transpressiva,

caracterizada por estruturas em flor, na porção central da Faixa Seridó (Jardim de Sá

1994, Archanjo et al. 1992, 2002), enquanto que a leste, o estilo tectônico é

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dominantemente transtensional dado pelo desenvolvimento de expressivas zonas de

cisalhamento distensionais (Jardim de Sá et al. 1993, 1999).

Com relação à cronologia da FSe, existem algumas contradições. Jardim de Sá

(1994 e diversos trabalhos anteriores) considera esse segmento como formado de

rochas paleoproterozóicas com deformações policíclicas e polifásicas. Para Caby

(1988) e Caby et al. (1991, 1995), nessa unidade tectônica residem seqüências

paleoproterozóicas (Formação/Grupo Jucurutu) sotopostas às neoproterozóicas

(Formação/Grupo Seridó).

Van Schmus et al. (1995), datando uma amostra da Formação Jucurutu pelo

método U/Pb em zircões de gnaisses epidotíferos, obteve valores de 1,75 Ga, por eles

interpretada como a idade máxima da sedimentação e possível idade do vulcanismo

sincrônico. Van Schmus et al. (1996) reportaram idades Sm-Nd de 1,2 Ga a 700 Ma

para a fonte dos xistos da Formação Seridó e 1,6 Ga para os gnaisses Jucurutu.

Entretanto, datações U-Pb realizadas sobre zircões em prováveis metatufos

intercalados aos xistos Seridó, forneceram idades de 741+15 Ma, sendo esses zircões,

considerados como de origem ígnea.

Araújo & Alves da Silva 2000 e Araújo et al. 2000 acreditam que essas idades

mais jovens podem ser o reflexo de processos de re-homogeneização isotópica parcial

ou total, influenciada pela extensiva deformação de alta e baixa temperatura, durante

os processos tectono-metamórficos da Faixa Seridó.

Recentemente, Van Schmus et al. (2003), obteve uma idade em torno de 610 a

650 Ma para o Grupo Seridó, através do método U-Pb (SHRIMP) em zircões detríticos.

2.2.2 - O Maciço Rio Piranhas

Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves (1984) denominaram de Maciço Rio

Piranhas (MRP) um conjunto de rochas gnáissico-migmatíticas, correspondentes ao

embasamento da Faixa Seridó, cujos limites são dados pelas zonas de cisalhamento

Picuí-João Câmara (a leste) e Portalegre (a oeste), o Lineamento Patos a sul e os

sedimentos fanerozóicos da Bacia Potiguar a norte (ver Figura 2.3).

Em cartografia geológica de reconhecimento e síntese, a litoestratigrafia do MRP

é delineada, na maioria das vezes, em termos do Complexo Caicó (Campos et al.

1979). Entretanto, diversas propostas têm sido aventadas, tal como uma divisão nos

complexos ou grupos Caicó e São Vicente ou complexos Caicó e Nordestino ou

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simplesmente Pré-Cambriano Não-Diferenciado, incluindo núcleos arqueanos (Gomes

et al. 1981, Schobbenhaus et al. 1982).

Os primeiros estudos que definem o Complexo Caicó como embasamento da

Faixa Seridó foram realizados por Jardim de Sá (1978) que identificou uma

discordância marcada por seixos de gnaisses em metaconglomerados basais do Grupo

Seridó. Esta informação é reforçada pela observação de diques básicos anfibolitizados

dobrados ou boudinados que truncam o bandamento gnáissico das rochas do

Complexo Caicó e são ausentes na cobertura supracrustal. Essas correlações implicam

em uma relação de não conformidade entre as rochas do Grupo Seridó e o Complexo

Caicó.

Com base em estudos petrológicos e geoquímicos, Souza (1991) e Souza &

Martin (1991a, 1991b) dividem o Complexo Caicó em dois conjuntos litoestratigráficos:

(1°) uma seqüência metavulcanossedimentar mais antiga, constituída por paragnaisses

e anfibolitos, com intercalações subordinadas de lentes de kinzigito, quartzito,

formações ferríferas, leucognaisse fino, mármore e calciossilicática (escassas soleiras

de metagabros e boudins ultramáficos também estão presentes nessa unidade); (2°)

rochas metaplutônicas mais jovens que cortam o bandamento dos paragnaisses,

englobam suítes petrograficamente distintas de gnaisses tonalíticos, granodioríticos,

graníticos, além de rochas metaultramáficas e metabásicas a meta-intermediárias.

Quanto aos aspectos cronoradiométricos, os estudos mais recentes

(Hackspacher et al. 1990 e 1992; Dantas et al. 1991; Legrand et al. 1991; Souza at al.

1993; Jardim de Sá 1994; Magini et al. 1997; Legrand et al. 1997) evidenciam uma

predominância de ortognaisses granitóides de idades compreendidas entre 2,24 Ga e

2,15 Ga (migmatização em torno de 2,0 Ga). Contudo, nesse contexto, tem-se como

ponto controvertido a idade dos chamados granitóides G2, que para alguns

pesquisadores (Jardim de Sá 1994) seriam relacionados a uma tectônica tangencial no

Paleoproterozóico, marcada na unidade basal (Formação Jucurutu) do Grupo Seridó.

Entretanto, outros autores (Hackspacher et al., 1990; Dantas et al., 1991) admitem

esses G2 como membros mais evoluídos de uma suíte TTG (Complexo Caicó), ou seja,

geoquimicamente pertencentes ao mesmo trend de diferenciação cálcio-alcalina de

metagranitóides tidos como embasamento do Grupo Seridó.

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2.2.3 - O Maciço São José de Campestre

A área de estudo da presente dissertação encontra-se inserida no Maciço São

José de Campestre, que está posicionado no extremo Nordeste brasileiro, limitando-se

a sul pela Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos, a oeste pela Zona de

Cisalhamento Picuí-João Câmara, e na porção norte e leste, pelos sedimentos meso-

cenozóicos das bacias costeiras (Figura 2.4).

Os primeiros trabalhos realizados neste maciço foram feitos por Barbosa &

Braga (1974), ao caracterizarem geológica e petrograficamente migmatitos e gnaisses

indiferenciados. Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves (1984) denominaram o

conjunto de rochas que ocorrem à leste do “sistema de dobramento Seridó” de Maciço

Caldas Brandão/São José de Campestre, onde utilizaremos a segunda denominação,

simplificada em MSJC.

Esse maciço constitui um bloco dominantemente gnáissico, representado por

litotipos de composições diversas, variavelmente migmatizados, amplamente intrudidos

por corpos granitóides neoproterozóicos (ex. Plúton Serrinha). Em caráter mais restrito,

afloram fatias isoladas de metassedimentos da Formação Seridó: a norte de Ielmo

Marinho (RN), parcialmente capeados pelas coberturas sedimentares costeiras; e a

sudeste de Barra de Santa Rosa (PB). Nesses locais, os micaxistos repousam

diretamente sobre o substrato gnáissico-migimatítico, desenvolvendo foliações de baixo

ângulo com caimento, respectivamente, para NE e SE. A ausência das formações

inferiores do Grupo Seridó (formações Jucurutu e Equador) e os contatos miloníticos

com o substrato gnáissico-migmatítico condizem com a interpretação dos micaxistos

como fatias alóctones, tectonicamente decepadas das unidades inferiores do Grupo

Seridó (Jardim de Sá et al. 1993, Trindade et al. 1993, Jardim de Sá 1994). Esse

posicionamento alóctone dos metassedimentos conduz a evitar a designação de

embasamento para o complexo gnáissico-migmatítico da região. Em ambos os setores,

são possíveis reconstituir a seqüência de eventos deformacionais (D2 e D3), no entanto,

a geometria em baixo ângulo do fabric D3, especialmente desenvolvida nestes setores

do MSJC, permite inferir uma deformação em regime distensional ou transtracional,

marcada por transporte de massa para nordeste (região de Ielmo Marinho) e sul-

sudeste (região de Barra de Santa Rosa), respectivamente.

No que tange à estruturação presente no restante do MSJC, a análise

sistemática de imagens de satélite, conjugada com dados de campo, confirma um

arranjo macroscópico das zonas de cisalhamento distinto daquele observado nos

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outros setores do “Domínio Seridó” (Amaro 1998). No MSJC, as grandes estruturas D3

também se dispõem em trends NW, apresentando rejeito sinistral-distensional,

seccionando ou limitando blocos de idades distintas (Dantas et al. 1997). Estas

estruturas desenvolvem-se entre as duas grandes zonas de cisalhamento NE dextrais

(Picuí-João Câmara e Remígio-Pocinhos), formando um mosaico de pequenos blocos

retangulares, cujo arranjo geométrico condiciona sua interpretação como falhas

antitéticas regionais em um sistema conjugado com zonas transcorrentes E-W e NE

(Dantas et al. 1997 e Dantas 1997).

Dantas (1997) e Dantas et al. (1997, 1998), através de mapeamento geológico e

estudos de isotópos de Nd, apresentaram um contexto mais complexo para o MSJC.

Primeiramente, foi reconhecido um núcleo arqueano na porção central do maciço

(regiões de São José de Campestre (RN) e Serra Caiada (RN)), formado por

ortognaisses, diversos tipos de migmatitos, granulitos e uma seqüência de rochas

básicas. Dados geocronológicos (U-Pb em zircões) forneceram idades de 3,4 Ga nos

ortognaisses, 3,2 Ga nos migmatitos e em granulitos, e 2,7 Ga em sienitos, sendo que

as idades modelo TDM variam de 3,77 a 3,2 Ga. Em volta desse núcleo, encontram-se

rochas metaplutônicas paleoproterozóicas, variavelmente migmatizadas, com

composição oscilando de dioritos a granodioritos, além de augen gnaisses e

leucogranitos. Dados U-Pb em zircões de granodioritos indicaram idades de

cristalização no intervalo de 2,2 a 2,15 Ga. As idades TDM variam de 2,4 a 2,3 Ga para

os terrenos a sul do bloco arqueano e 2,6 a 2,5 Ga para os situados na porção oeste.

Além dos trabalhos reportados, citam-se ainda os trabalhos de mapeamento

geológico básico de alunos do curso de geologia da UFRN realizados em meados e

final da década de 1990 e início do terceiro milênio. Dentre estes trabalhos, destacam-

se: o de Campelo (1997), que realizou mapeamento geológico em uma área a oeste de

Santo Antonio (RN), com caracterização de campo e petrografia das principais

unidades aflorantes na região; o de Lima (1997), que desempenhou mapeamento na

região de São José de Campestre e Passa e Fica (RN); o de Antunes (1999), que

realizou mapeamento do Plúton Monte das Gameleiras, com ênfase na caracterização

cinemática de zonas de cisalhamento e alojamento do referido plúton; e o de Lima

(2002), que desenvolveu um mapeamento geológico-estrutural na região de Serrinha

(RN), visando a pesquisa hidrogeológica em terrenos cristalinos.

Vale ainda enfatizar a importância do estudo dessa região, já que a Província

Borborema tem sido considerada como um elo entre o Cráton Oeste Africano e o

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Cráton São Francisco, com o MSJC ocupando geograficamente um ponto chave nesta

correlação (Caby 1989, Brito Neves & Cordani 1991, Trompette 1994, Van Schmus et

al. 1995).

Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado do Maciço São José de Campestre, com detalhe da

área estudada na presente dissertação (modificado de Jardim de Sá 1994, Dantas 1997,

Amaro 1998 e Nascimento et al. 2000).

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2.3 - O Magmatismo Neoproterozóico na PB

Como dito anteriormente, o magmatismo de natureza plutônica, o qual faz parte

os diferentes corpos estudados neste trabalho (ênfase no Plúton Serrinha), constitui um

dos aspectos geológicos mais marcantes do ciclo Brasiliano na Província Borborema.

Trata-se de uma granitogênese associada à deformação D3 (Brasiliana), sendo

representado por um variado grupo de granitóides com diferentes afinidades.

Dentre os trabalhos clássicos a cerca do magmatismo neoproterozóico, cita-se

uma das primeiras tentativas de classificação proposta por Almeida et al. (1967) ao

posicionarem as rochas plutônicas da Província Borborema de acordo com o ciclo

Brasiliano, subdividindo o magmatismo neoproterozóico em: granitóides sin-tectônicos,

compreendendo os tipos Itaporanga (granitos porfiríticos) e Conceição (granodioritos e

tonalitos) e granitóides tardi-tectônicos, subdivididos nos tipos Catingueira (granitos

peralcalinos, quartzo sienitos e sienitos) e Itapetim (corpos menores e diques graníticos

finos).

Subseqüente ao clássico trabalho de Almeida et al. (1967), destaca-se o

trabalho de Jardim de Sá et al. (1981), o qual utiliza-se critérios estruturais para sugerir

uma classificação para os granitóides da Faixa Seridó (RN-PB) relacionados ao evento

Brasiliano. Essas rochas foram reunidos nos subtipos Gx (rochas básicas a

intermediárias), G3 (granitos e granodioritos porfiríticos ou equigranulares) e G4

(leucogranitos tardios).

Posteriormente, Sial (1986), utilizando dados geoquímicos, discriminou quatro

grandes grupos de granitóides para a Província Borborema, classificando-os como

Cálcio-alcalino Potássico, Cálcio-alcalino, Trondhjemítico e Peralcalino.

Jardim de Sá (1994) distingue as suítes básicas a intermediárias, porfiríticas e

leucograníticas, às quais foram adicionadas rochas com afinidades shoshoníticas e

alcalinas (Hollanda et al. 1995; Galindo et al. 1997a,b; Nascimento et al. 1997;

Nascimento 1998).

Dentre os trabalhos recentes, destaca-se o de Nascimento et al. (2000) que

integrou vários dados pré-existentes. Esses autores subdividiram as rochas plutônicas

neoproterozóicas do Domínio Seridó em quatro tipologias principais: (i) Suíte Cálcio-

alcalina Potássica Porfirítica (tipos porfiríticos com biotita e/ou anfibólio); (ii) Suíte

Shoshonítica (rochas básicas a intermediárias); (iii) Suíte Cálcio-alcalina Potássica

Equigranular (biotita+muscovita±granada leucogranitos); e (iv) Suíte Alcalina (leuco-

microgranitos com aegirina-augita e/ou andradita e faialita granitos).

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A tabela 2.1 sumariza as principais classificações citadas acima e os subitens

que se seguem sintetizam as principais suítes plutônicas relacionadas à granitogênese

neoproterozóica da Província Borborema.

2.3.1 - Suíte Básica a Intermediária

A suíte básica a intermediária (Jardim de Sá et al. 1987 e Jardim de Sá 1994),

tipo Gx (Jardim de Sá et al. 1981) ou rochas K-dioríticas (Sial 1986, Mariano 1989,

entre outros), ou ainda, suíte shoshonítica (Nascimento et al. 2000) compreendem

termos gabro-dioríticos (gabronoritos com clinopiroxênio e ortopiroxênio em equilíbrio

com labradorita ou andesina), embora dioritos/quartzo dioritos e quartzo monzodioritos

sejam as rochas dominantes. Nestes últimos, anfibólio e biotita representam à

mineralogia máfica principal e o plagioclásio é do tipo oligoclásio.

Essas rochas ocorrem como pequenos plútons isolados ou associados a corpos

da suíte porfirítica. Exibem textura fina a média (eventualmente grossa nos termos

gabro-dioríticos) e, feições de mistura com as rochas porfiríticas, são comumente

observadas (mixing ou mingling).

No geral são rochas enriquecidas em Fe(t), CaO, MgO e Ba e empobrecidas em

Th. Apresentam caráter metaluminoso e afinidade geoquímica com as rochas da série

shoshonítica (Leterrier et al. 1990, Galindo 1993, Jardim de Sá 1994). Com relação ao

padrão dos elementos terras raras, essa suíte apresenta um enriquecimento em terras

raras leves em relação aos pesados, com suaves anomalias positivas ou negativas de

Eu, e subordinadamente sem anomalia de Eu (Mariano 1989, Galindo 1993 e Jardim

de Sá 1994). Segundo Hollanda et al. (2003), as rochas K-dioríticas representam um

exemplo de magmatismo potássico intracontinental derivadas de uma fonte relacionada

ao manto enriquecido.

Os tipos shoshoníticos clássicos são representados pelos complexos de Terra

Nova e Bom Jardim e pelo batólito de Teixeira, estes no Domínio da Zona Transversal

(Silva Filho et al. 1987, Sial e Ferreira 1988, Guimarães 1989, Silva Filho 1989 e

Medeiros 1995), e pelo granitóide Quixaba no Domínio Seridó (Galindo 1993, Galindo

et al 1997a).

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2.3.2 - Suíte Porfirítica

Os granitóides porfiríticos, tipo Itaporanga (Almeida et al. 1967), ou suíte G3

(Jardim de Sá et al. 1981), ou grupo Cálcio-alcalino Potássico (Sial 1986), ou ainda

Suíte Porfirítica (Jardim de Sá 1994) e Suíte Cálcio-alcalina Potássica Porfirítica

(Nascimento et al., 2000), representam os tipos mais abundantes, ocorrendo sob a

forma de batólitos isolados ou associados a outros tipos de rochas (principalmente a K-

dioritos, suíte básica a intermediária de Jardim de Sá 1994).

São caracterizados por um fácies grosso, contendo grandes fenocristais de

feldspato potássico com comprimentos de até 15 cm. Esses granitóides apresentam

composição, predominantemente, monzogranítica, com granodioritos e quarzto

monzonitos subordinados. Biotita e anfibólio representam os máficos dominantes, com

titanita, opacos (magnetita e ilmenita), epídoto, allanita, zircão e apatita compondo a

mineralogia acessória (Nascimento et al. 2000).

Ao longo da Província Borborema, a suíte porfirítica representa o fácies

dominante na maioria dos plútons granitóides, a exemplo dos batólitos de Itaporanga,

Sa. Lagoinha, Bodocó (Sial 1986, Mariano 1989, McMurry 1991, Sobreira 1995), Acari

(Jardim de Sá et al. 1986), Monte das Gameleiras (Galindo 1982, Antunes 1999), São

José de Espinhares (Jardim de Sá et al. 1987), Patu-Caraúbas (Galindo 1993), Catolé

do Rocha-Alexandria, Pombal (Archanjo 1993) e Barcelona (Archanjo 1993, Cavalcante

2003). Esses granitóides estão relacionados à orogênese brasiliana, sendo

caracterizados pela ausência de um fabric tectônico (lineação/foliação) penetrativo ou,

quando estruturados, sua assinatura é correlacionável à tectônica transcorrente (evento

D3) cuja idade neoproterozóica pode ser assumida com segurança.

Geoquimicamente, a suíte porfirítica é representada por rochas transicionais de

metaluminosas a peraluminosas enriquecidas em álcalis (Na2O+K2O > 8%), TiO2, Rb,

Zr, Ba, Y e Ga e empobrecidas em MgO, CaO e Fe(t) (McMurry et al. 1987a, Mariano &

Sial 1990, Jardim de Sá 1994, Medeiros 1995 e Galindo et al. 1997c). Mostram

algumas afinidades geoquímicas com os granitos tipo I e magnetita granitos, e um

padrão de terras raras caracterizado por um enriquecimento de terras raras leves em

relação aos pesados com uma significativa anomalia negativa de Eu (Sial 1987,

Mariano 1989, Mariano & Sial 1990, Jardim de Sá 1994, Galindo et al. 1997c).

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2.3.3 - Suíte Leucogranítica

A suíte leucogranítica (Jardim de Sá 1994) é correlata ao tipo Itapetim de

Almeida et al. (1967), ou aos granitóides G4 de Jardim de Sá et al. (1981), ou ainda a

suíte Cálcio-alcalina Potássica Equigranular de Nascimento et al. (2000). Ocorrem

como enxames de diques, sheets, soleiras e corpos isolados, como por exemplo, em

Serra Pelada (NW de Ielmo Marinho), Dona Inês e Picuí, ou associados aos batólitos

de Acari, São José de Espinhares e Brejo do Cruz (Jardim de Sá 1994).

Composicionalmente variam de sienogranitos a monzogranitos, com textura

equigranular ou microporfirítica, fina a média. Segundo Nascimento et al. (2000),

plagioclásio (oligoclásio), microclina e quartzo são os minerais essenciais. A

mineralogia acessória é composta por biotita + anfibólio, titanita, epídoto, apatita,

zircão, allanita, opacos e turmalina. Em Dona Inês, granada e/ou muscovita podem

estar presentes como minerais primários.

São rochas dominantemente peraluminosas, enriquecidas em SiO2 e

empobrecidas em Fe(t), MgO, CaO, Sr e Zr, o que sugere uma fonte essencialmente

crustal para essas rochas (Jardim de Sá 1994). O padrão de distribuição de elementos

terras raras é caracterizado por um enriquecimento dos terras raras leves com relação

aos pesados e uma significativa anomalia negativa de Eu.

2.3.4 - Suíte Alcalina

A suíte Alcalina ou granitóides Peralcalinos a Alcalinos (Tipo Catingueira de

Almeida et al. 1967 e tipo Triunfo de Sial 1987), ocorrem sobre a forma de diques,

stocks ou batólitos. O tipo Catingueira inclui diques de rochas alcalinas supersaturadas

(quartzo sienitos a granitos), com piroxênio e anfibólio sódico, enquanto o tipo Triunfo

engloba álcali-feldspato sienitos com aegirina-augita.

No Domínio Seridó, as rochas que compõem a suíte alcalina são representadas

pelos plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Caxexa e parte do Plúton Japi,

esses posicionados no Maciço São José de Campestre (Araújo et al. 1993; Hollanda et

al. 1995, 1999; Nascimento et al. 1997; Nascimento 1998). No extremo NW do Maciço

Rio Piranhas ocorre o Granitóide Umarizal (Galindo 1993), representando outro corpo

granítico de afinidade alcalina.

Os corpos alcalinos da região do MSJC são formados por álcali-feldspato

granitos, com quartzo álcali-feldspato sienitos subordinados e sienogranitos (Galindo et

al. 1997b). Possuem textura fina, equigranular, e contêm aegirina-augita/augita sódica

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e hedenbergita, as quais podem se transformar em anfibólio. Segundo Nascimento

(1998), nos plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão e Caxexa, ocorrem

granadas ricas em moléculas de andradita como mineral máfico, e o plagioclásio, em

geral, é bastante sódico, sendo mais rico em cálcio quando associado a granada.

Já no Granitóide de Umarizal, são identificados monzogranitos e quartzo

monzonitos, com textura média e inequigranular. Quanto à mineralogia apresentam

plagioclásio tipo oligoclásio, com mineralogia acessória formada por faialita ou ferro-

hiperstênio, além de hedenbergita, hornblenda ferro-edenítica, biotita subordinada, e

eventualmente zircão, apatita, allanita, magnetita e ilmenita (Galindo 1993).

Segundo Nascimento at al. (2000), os plútons alcalinos do MSJC mostram

variação na quantidade de sílica (67-77%), com forte enriquecimento em álcalis, e

acentuado empobrecimento em CaO e MgO. São rochas meta a peraluminosas, ricas

em Sr e pobres em Zr. As anomalias positivas de Eu são típicas dos tipos alcalinos do

MSJC, enquanto que em Umarizal as anomalias são negativas a positivas. Segundo

estes mesmos autores, a afinidade alcalina é sugerida em diagramas geoquímicos

discriminantes, permitindo separar as alcalinas de Umarizal daquelas do MSJC. As

rochas alcalinas do MSJC se assemelham com exemplos descritos em outras partes

do mundo (Martin et al. 1994), enquanto que as alcalinas de Umarizal são ligeiramente

mais cálcicas e de natureza charnoquítica (Galindo et al. 1995, McReath et al. 2002).

2.4 - Síntese Geocronológica do Magmatismo Neoproterozóico

O maior volume de dados geocronológicos do magmatismo Neoproterozóico da

Província Borborema refere-se à suíte porfirítica. Na localidade típica de Itaporanga-

PB, Brito Neves et al. (2003) obteve uma idade pelo método U-Pb em zircão de 580 + 4

Ma, compatível com dados Ar-Ar em hornblenda de 580 Ma (Dallmeyer et al. 1987,

Mariano 1989), valor considerado por esses autores como idade mínima para a

alocação do granito de Itaporanga. Para o fácies porfirítico grosso do Maciço de Acari

(porção central da Faixa Seridó), Jardim de Sá (1994) obteve uma isócrona Rb-Sr

(rocha total) com 547 + 21 Ma. Esse valor corrobora o obtido por Legrand et al. (1991),

que dataram o referido maciço pelo método U-Pb em zircão, obtendo uma idade de 555

+ 5 Ma. Galindo (1993) e Galindo et al. (1993) apresentam um grande volume de dados

isotópicos Rb-Sr para rochas porfiríticas do extremo NW do Maciço Rio Piranhas,

apontando para a região um intervalo de 630 Ma e 570 Ma para a atuação do evento

brasiliano. Da mesma forma, datações pelos métodos U-Pb (zircão) e isócronas Rb-Sr

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(rocha total) de granitóides da Faixa Seridó permitem estimar o principal episódio de

plutonismo em 580 ± 30 Ma (Leterrier et al. 1994; Galindo et al. 1995), intervalo este

considerado como o do pico do evento tectonometamórfico sincrônico ao plutonismo

(Jardim de Sá 1994). Recentemente, Galindo et al. (2005) apresentaram uma idade U-

Pb em zircão para o plúton Monte das Gameleiras, com idade de 573 + 7 Ma (maiores

discussões no capítulo 5).

Para as rochas da suíte intermediária a máfica, Macedo et al. (1993) destacam

que as evidências de contaminação e mistura de magmas com a suíte porfirítica

dificultam a obtenção de datações geocronológicas confiáveis pelo método Rb-Sr,

obtendo-se pseudoisócronas com idades elevadas entre 900 e 700 Ma (Jardim de Sá

et al. 1987). Todavia, idades pelo método U-Pb em zircão fornecem valores mais

confiáveis para essa suíte, onde Leterrier et al. (1994) obtiveram idade de 579 + 7 Ma

para dioritos do Maciço de Acari. Dantas (1997) apresentou uma idade de 599 + 16 Ma

para o plúton Poço Verde (hiperstênio diorito-U/Pb em zircão). Datação em monazitas,

através de microssonda eletrônica para esse mesmo corpo, forneceu uma idade de 555

+ 10 Ma, sendo interpretada como o pico de um evento térmico responsável pela

reabertura do sistema U-Th-Pb em monazitas do Diorito Poço Verde (Souza et al.

2006).

Da mesma forma que se observa para a suíte básica a intermediária, os estudos

geocronológicos para a suíte leucogranítica são escassos e não muito confiáveis,

geralmente apresentando idades com erros muito elevados. No plúton de Dona Inês

(McMurry et al. 1987b), apesar da boa variação das razões 87Rb/86Sr, o alinhamento de

15 amostras não é bom, definindo uma pseudoisócrona (MSWD = 197) com idade de

555 + 35 Ma. Borges (1996) acrescentou três amostras às 15 dos autores

mencionados, obtendo uma idade de 557 + 13 Ma (MSWD = 2,9), sendo este valor

considerado como de referência para a cristalização do plúton.

A idade para o magmatismo alcalino ainda é pouco conhecida, sendo mais bem

representada pelo granitóide de Umarizal através de uma concórdia U-Pb em zircão

que forneceu idade de 593 + 5 Ma (McReath et al. 2002). Para o plúton Serra do

Algodão (associado a Z.C. Remígio-Pocinhos-PB), o plote de três amostras em uma

isócrona Rb-Sr (rocha total), forneceu um valor de 530 + 54 Ma (MSWD = 0,60),

podendo representar a idade de cristalização, apesar do erro elevado (Nascimento

1998). Da mesma forma, uma isócrona Sm-Nd com rocha total e mineral (clinopiroxênio

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+ granada) para o plúton Caxexa, apresentou uma idade de 578 + 14 Ma, interpretada

como a mais adequada para o final da cristalização deste corpo (Nascimento 2000).

Recentemente, Brito Neves et al. (2003), apresentaram determinações U-Pb em

zircão para alguns granitos clássicos da Província Borborema, quando reportaram

idades de 651 + 15 Ma no granito de Tavares-PB, 635 + 9 Ma no granodiorito de

Conceição-PB, 573 + 45 Ma no granito de Catingueira-PB (este com erro elevado),

bem como a idade mencionada anteriormente para o granito Itaporanga-PB.

Mais recentemente, Guimarães et al. (2004) realizaram um estudo

geocronológico (U/Pb) em granitóides neoproterozóicos no Domínio da Zona

Transversal (porção central da Província Borborema), onde os mesmos dividiram o

magmatismo intrusivo em quatro eventos entre cerca de 644 e 512 Ma. O evento mais

antigo (610 – 644 Ma) evidenciado em granitóides cálcio-alcalinos médio a baixo-K

(tipo-I), está relacionado ao pico do metamorfismo e desenvolvimento da foliação de

baixo ângulo associada com a convergência entre os crátons São Francisco/Congo e

Oeste Africano. O segundo evento (590 – 581 Ma) caracterizado em granitóides cálcio-

alcalinos alto-K e shoshoníticos (estes últimos usualmente chamados de K-dioritos),

marca a transição entre o evento de baixo ângulo para o evento transcorrente. O

terceiro evento (cerca de 570 Ma), relacionado à colocação dos granitóides alcalinos

pós-colisionais, marca o estágio final da Orogênese Brasiliana. E por fim, o último

evento (540 – 512 Ma), evidenciado em granitos tipo-A, relacionados à extensão pós-

orogênica, reflete o relaxamento pós-tectônico da Orogênese Brasiliana.

A tabela 2.2 mostra um quadro com as principais determinações

geocronológicas para a granitogênese brasiliana no Domínio Seridó, onde de forma

preliminar, os valores permitem esboçar uma evolução regional, subdividida em

intervalos, com eventos distribuídos ao longo de aproximadamente 200 Ma, do

Neoproterozóico III ao Cambriano/Ordovinciano. Os dados atualizados no quadro

abaixo se somam às interpretações prévias de Brito Neves et al. (2003), onde se

observam intervalos de tempo importantes sinalizados na maioria das idades,

marcando eventos de formação de granitos no Neoproterozóico III (cerca de 580 a 570

Ma), além de idades dispersas, caracterizando formação de rochas graníticas do final

do Neoproterozóico III ao Cambriano/Ordivinciano (aproximadamente 550 a 450 Ma) e

presença de eventos acrecionários graníticos mais precoces, com idades superiores a

590 Ma.

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Tabela 2.2 - Integração de dados geocronológicos para o magmatismo neoproterozóico do

Domínio Seridó (Província Borborema), adaptado de Brito Neves et al. (2003). As idades

assinaladas com (*) e (**), representam, respectivamente, idades Rb-Sr e Sm-Nd. As demais

idades constituem dados U-Pb e Pb-Pb.

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3.1 - Introdução

Este capítulo apresenta uma descrição sumarizada das principais unidades

geológicas e suas respectivas litologias, definidas durante o mapeamento geológico.

Ao longo do mapeamento, procurou-se caracterizar os litotipos estudados no que diz

respeito às suas feições de campo, distribuição na área e suas relações estratigráficas,

bem como suas correlações com as unidades geológicas regionais, descritas no

capítulo anterior.

Vários critérios foram utilizados visando o ordenamento cronológico das

litologias estudadas, onde estas foram individualizadas por critérios como contatos por

intrusão, xenólitos, mistura de magmas e características estruturais (foliações e

lineações originadas em diferentes épocas). Ênfase maior foi dada aos litotipos

pertencentes à suíte plutônica tema desta dissertação, procurando-se separar os

diferentes litotipos ígneos e entender as relações existentes entre estes. Além disso,

procurou-se estabelecer as relações de contato entre os corpos ígneos e suas

encaixantes de natureza, principalmente, meta-ígnea.

A partir dos dados obtidos em campo, foi possível confeccionar um mapa de

pontos (Anexo 1) e respectivo mapa geológico (Anexo 2, ver simplificação na figura

3.1), ambos na escala de 1:50.000.

3.2 - Relações Estratigráficas entre as Unidades Mapeadas

A partir dos critérios supracitados, foi definida a seguinte ordem de

empilhamento estratigráfico para a área mapeada (vide figura 3.1 e coluna

litoestratigráfica no Anexo 2), que é formada da base para o topo por:

(1) Substrato Gnáissico-Migmatítico:

- gnaisses arqueanos (ortognaisses sienograníticos a monzograníticos de textura

homogênea);

- gnaisses paleoproterozóicos (ortognaisses variados, essencialmente graníticos

a tonalíticos, em parte migmatizados e milonitizados);

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(2) Suíte Plutônica Neoproterozóica:

- encraves intermediários a máficos (encraves dioríticos, quartzo-dioríticos e

tonalíticos, correspondendo à suíte diorítica que ocorre associada aos granitos

porfiríticos);

- rochas dioríticas porfiríticas (correspondem a corpos dioríticos de textura média

a grossa com pórfiros de plagioclásio imersos em uma matriz composta,

principalmente, por biotita e piroxênios);

- granitóides porfiríticos (anfibólio-biotita monzogranitos e biotita monzogranitos

porfiríticos, com granodiorítos ocorrendo de forma subordinada);

- granitos microporfiríticos (biotita monzogranitos de coloração acinzentada, com

pórfiros de feldspato potássico milimétricos);

- diques e sheets leucograníticos (biotita leucogranitos de coloração cinza a

rósea e leucogranitos grossos de coloração esbranquiçada);

(3) Coberturas recentes:

- sedimentos cenozóicos (arenitos e conglomerados inconsolidados que não

serão aqui detalhados por não fazerem parte dos objetivos do trabalho).

No que diz respeito à estruturação da área, pelo menos cinco gerações de

deformações são aqui apontadas (Dn, D1, D2, D3 e D4). As estruturas mais antigas são

restritas ao Substrato Gnáissico-Migmatítico, com o Evento Dn relacionado às rochas

do substrato gnáissico arqueano, e o Evento D1 correspondendo à deformação mais

antiga das rochas gnáissicas paleoproterozóicas. As estruturas formadas no Evento D1

mostram-se retrabalhadas pelo Evento D2, também restrito ao substrato, onde as

tramas S1+S2 estão fortemente paralelizadas por dobramentos isoclinais D2. O Evento

D3 é o principal responsável pela atual arquitetura estrutural da área mapeada, com

geração da tectônica transcorrente/distensional responsável pela formação das zonas

de cisalhamento que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Este

evento deformacional foi responsável por dobramentos abertos, onde a foliações de

plano axial S3 encontra-se em ângulo com a trama S1+S2, sendo que, em regiões de

mais alto strain, todas as tramas mostram-se paralelizadas (S1//S2//S3). Finalmente, o

Evento D4 corresponde à estruturação frágil, relacionada à falhas e fraturas, que

seccionam praticamente todas as unidades mapeadas.

No capítulo 4 são apresentados maiores detalhes a cerca da geometria,

cinemática dos eventos dúcteis e alojamento dos corpos graníticos.

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3.3 - Substrato Gnáissico-Migmatítico

3.3.1 - Gnaisses Arqueanos

Representam as rochas mais antigas da região, aflorando na extremidade NW

da área mapeada (proximidades de São José de Campestre, ver Anexo 2).

Compreendem, principalmente, rochas metaplutônicas de composição monzogranítica

a sienogranítica de coloração cinza esbranquiçada a rósea e textura equigranular

média. Mineralogicamente, os ortognaisses são compostos principalmente por

feldspato potássico, quartzo e plagioclásio, com anfibólio e biotita como máficos

dominantes.

Os ortognaisses arqueanos apresentam-se em contato direto com os gnaisses

paleoproterozóicos. As regiões de contato são marcadas por zonas de cisalhamento,

onde as rochas ocorrem bastante deformadas e exibindo uma trama L>>S. Além disso,

as rochas arqueanas apresentam uma estruturação caracterizada por superfícies

planares de baixo ângulo, frequentemente evidenciadas por dobramentos

recumbentes. Essa estruturação é aqui descrita como sendo relacionada à deformação

D1//D2, restrita às rochas do substrato gnáissico-migmatítico. É provável que essa

deformação tenha obliterado uma estruturação prévia (Dn) restrita as rochas

arqueanas, já que diferentes episódios de magmatismo são registrados durante a

história evolutiva do Arqueano no MSJC, com idades variando do Paleoarqueano (3.4

Ga), Mesoarqueano (3.2 Ga) e Neoarqueano (2.7 Ga) (Dantas 1997).

3.3.2 - Gnaisses Paleoproterozóicos

Representam os litotipos dominantes na área mapeada, compreendendo rochas

polideformadas, compostas por ortognaisses variados, essencialmente graníticos a

tonalíticos, em parte migmatizados e milonitizados.

Em campo, distinguem-se, principalmente, ortognaisses bandados com bandas

tonalíticas a graníticas, ortognaisses de coloração cinza e composição tonalítica a

granodiorítica, augen gnaisses granodioríticos a tonalíticos e ortognaisses quartzo-

feldspáticos. São observados ainda, diques máficos (anfibolíticos) intrusivos nesses

gnaisses. Esse conjunto compõe as rochas encaixantes dos plútons neoproterozóicos

(ver Anexo 2).

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Os ortognaisses bandados correspondem aos tipos mais comuns do substrato

gnáissico-migmatítico. São caracterizados por um bandamento metamórfico de alto

grau marcado por alternâncias de bandas félsicas, enriquecidas em quartzo,

plagioclásio e feldspato potássico, e máficas, enriquecidas em biotita e anfibólio

(Prancha 3.1 - Foto 3.1). As bandas ocorrem com espessuras variadas, onde o aspecto

bandado dos gnaisses é decorrente da contribuição de injeções pegmatíticas e,

principalmente, do efeito de zonas miloníticas (Prancha 3.1 - Foto 3.2). Esse

bandamento marca a fase deformacional D1, que se encontra retrabalhada pelo Evento

D2, gerando a trama planar S1+S2, já discutida anteriormente. Nas zonas de maior

strain as estruturas pretéritas são obliteradas pelo fabric milonítico superimposto (S3,

C3 - Evento D3), gerando a trama S1+S2+S3 (Prancha 3.1 - Foto 3.3). Nessas regiões

de mais alto strain, em especial nas proximidades das intrusões graníticas, os

gnaisses, por vezes, apresentam-se fortemente migmatizados (Prancha 3.1 - Foto 3.4).

Os ortognaisses de coloração cinza-esbranquiçada a cinza-escuro apresentam

textura equigranular média, com plagioclásio e quartzo compondo a mineralogia félsica

principal, e biotita + anfibólio como máficos dominantes. Mostram uma foliação bem

marcada (S1+S2), geralmente afetada por dobramentos suaves a apertados e por

zonas miloníticas, relativos ao Evento D3. Comumente são cortados por diques

pegmatíticos.

Os augen gnaisses ocorrem ao longo de faixas estreitas, geralmente se

dispondo na direção NE-SW. São rochas de textura média a grossa, tendo como

característica marcante, a presença de porfiroclastos estirados (augens) de feldspato

potássico nos tipos granodioríticos e plagioclásio nos tipos tonalíticos. Os augens

apresentam-se bastante deformados, caracterizando uma trama L>>S.

Os gnaisses quartzo-feldspáticos estão associados à fusão avançada de

gnaisses tonalíticos/quartzo dioríticos (Prancha 3.1 - Fotos 3.5 e 3.6). Apresentam

textura grossa e coloração esbranquiçada, sendo compostos principalmente por

quartzo e plagioclásio. São rochas fortemente deformadas, com uma trama S+L

geralmente bem desenvolvida.

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Os diques máficos, anfibolitizados, ocorrem de maneira restrita, dispersos, não

sendo representativos na escala do mapeamento. Correspondem a diques intrusivos

que ocorrem truncando em baixo ângulo a trama S1 dos gnaisses paleoproterozóicos.

São rochas de coloração escura (esverdeada a negra), compostas principalmente por

anfibólio, com biotita e plagioclásio em quantidades menores. Apresentam textura fina

a média, sendo provavelmente derivados do metamorfismo de diabásios.

Os gnaisses paleoproterozóicos podem ser correlacionados às rochas

metaplutônicas pertencentes ao Complexo Gnáissico-Migmatítico do MSJC, porção

leste do Domínio Seridó (ver Capítulo 2).

3.4 - Suíte Plutônica Neoproterozóica

3.4.1 - Encraves Intermediários a Máficos

Ocorrem tipicamente como encraves nos granitos porfiríticos (Prancha 3.2 - Foto

3.7), ou ainda, mais restritamente, como pequenos corpos isolados (ver Anexo 2). São,

em sua maioria, encraves comumente alongados e com tamanhos variando desde

centimétricos a decamétricos. Apresentam-se com textura fina a média, colorações

negra e esverdeada, enriquecidos em biotita e anfibólio. Essas rochas constituem

litotipos que variam desde dioritos a quartzo dioritos/tonalitos. Em vários afloramentos

são observados processos de mistura do magma granítico com o magma diorítico.

Algumas feições de campo dão suporte aos processos de mistura de magmas,

onde contatos interdigitados são comumente observados entre as rochas dioríticas e os

granitóides porfiríticos, além de estruturas de fluxo dobradas, ocorrendo em

afloramentos com predomínio do magma intermediário a máfico, indicando alto

contraste de viscosidade entre essas rochas (Prancha 3.2 - Fotos 3.8 e 3.9).

Um outro aspecto observado em campo é a presença de encraves dioríticos em

quartzo dioritos, mostrando a complexidade das diferentes interações observadas para

esta suíte, que comumente apresenta-se como encrave nos corpos porfiríticos

(Prancha 3.2 - Foto 3.10). Além de ocorrerem na forma de encraves, as rochas

intermediárias a máficas apresentam-se como diques sin-magmáticos, sendo estes,

possivelmente, relacionados ao último estágio de injeção de magmas dioríticos

(Prancha 3.2 - Fotos 3.11 e 3.12).

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No Plúton Serrinha, os encraves dioríticos ocorrem de maneira dispersa,

geralmente com formas elípticas e se dispondo, principalmente, nas porções de borda

do corpo granítico. O forte estiramento dos encraves nas porções de borda do plúton

se dá pela atuação das zonas de cisalhamento que bordejam o plúton, indicando

deformação ainda em estado magmático.

Os encraves intermediários a máficos podem ser correlacionados com as rochas

da Suíte Básica-Intermediária de Jardim de Sá (1994), descrita na literatura como

sendo os litotipos mais precoces das suítes brasilianas. Os mesmos também são

referidos como K-dioritos de afinidade shoshonítica (vide discussões no Capítulo 2).

3.4.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas

Ocorrem como corpos isolados intrusivos no embasamento Paleoproterozóico,

bem como associados aos granitóides porfiríticos. São rochas de textura média a

grossa, equigranulares a inequigranulares porfiríticas, de composição diorítica a

quartzo monzonítica. A mineralogia é formada por fenocristais de plagioclásio imersos

em uma matriz composta por plagioclásio, piroxênios e biotita.

Na região estudada, o Plúton Poço Verde representa o principal corpo ígneo,

diagnóstico da suíte diorítica porfirítica ora detalhada. O mesmo encontra-se localizado

na porção centro-oeste da área mapeada, intrusivo nos gnaisses paleoproterozóicos,

dispondo-se de forma alongada numa direção geral NE-SW, com mergulhos

invariavelmente para NW (ver Anexo 2). O diorito porfirítico Poço Verde tem como

característica marcante, a grande quantidade de encraves máficos, evidenciados pela

presença de clots máficos (Prancha 3.3 - Foto 3.13) e encraves dioríticos

microgranulares, onde processos de mistura mecânica de magmas são observados

(magma mingling), com fenocristais de plagioclásio imersos nos encraves dioríticos

(Prancha 3.3 - Foto 3.14). Nas bordas deste plúton, é comum a presença de xenólitos

do substrato gnáissico (gnaisses bandados e anfibolitos), e os encraves apresentam-se

geralmente estirados com formas sigmoidais (Prancha 3.3 - Foto 3.15). Um outro

aspecto observado é a presença de diques leucograníticos, pegmatitos e veios de

quartzo truncando a trama principal (NE-SW) do Plúton Poço Verde e/ou dobrados

segundo essa estruturação (Prancha 3.3 - Foto 3.16).

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Ao oeste do Plúton Poço Verde, corpos menores, ora isolados, intrusivos nos

gnaisses, ou como encraves em granitos porfiríticos são comumente observados

(Prancha 3.3 - Foto 3.17). Nessa região, as rochas dioríticas apresentam uma textura

média e são mais enriquecidas em máficos (biotita e piroxênios) (Prancha 3.3 - Foto

3.18). Quando associadas aos granitóides porfiríticos, observa-se processo de mistura

mecânica de magmas, com fenocristais de feldspato potássico imersos na matriz

diorítica.

3.4.3 - Granitóides Porfiríticos

Representam os litotipos dominantes da suíte neoproterozóica, com destaque

para o Plúton Serrinha que aflora na porção central da área mapeada, ocorrendo com

forma alongada numa direção aproximadamente E-W, estando alojado nos gnaisses

paleoproterozóicos (ver Anexo 2). Além do referido plúton, foram mapeados parte do

batólito de Monte das Gameleiras (extremo SW da área) e corpos menores

posicionados na transição desses dois granitóides (ver Anexo 2).

Os granitóides porfiríticos apresentam textura média a muito grossa,

inequigranular (Prancha 3.4 - Fotos 3.19, 3.20, 3.21 e 3.22), marcada pela presença de

fenocristais milimétricos a centimétricos de feldspato potássico (até 15 cm de

comprimento - Prancha 3.4 - Foto 3.23), imersos numa matriz formada principalmente

por quartzo, feldspatos e biotita, com proporções subordinadas de anfibólio. Em campo,

dois fácies podem ser separados, um granítico (principal) e outro granodiorítico

(subordinado), sendo este último relacionado a processos de mistura de magmas. Em

mapa, o fácies subordinado ocorre invariavelmente associado a encraves dioríticos,

geralmente nas extremidades dos corpos porfiríticos (Prancha 3.4 – Foto 3.24).

Uma característica comum, observada nos fenocristais são os geminados

Carlsbad, além de texturas de zonação, marcadas por orlas claras (albíticas) (Prancha

3.5 - Foto 3.25).

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Essas rochas apresentam como característica marcante, feições deformacionais

diferenciadas, onde se consegue distinguir um fácies com fabric magmático de fluxo

viscoso (fabric PFC, Hutton 1988) e um fácies com deformação no estado sólido de alta

ou baixa temperatura (fabric SPD, Hutton 1988). No Plúton Serrinha, as porções

centrais do corpo são caracterizadas pela não orientação dos fenocristais (Prancha 3.4,

foto 3.19) ou, quando orientados, o fabric é estritamente de origem magmática. Já em

direção às bordas do plúton, os cristais adquirem uma orientação muito pronunciada,

desenvolvendo caudas de recristalização e/ou sombras de pressão, com o quartzo

fortemente estirado (ribbons), denotando deformação em estado sólido.

Feições de mistura de magmas são comumente observadas, onde a interação

entre o magma ácido (granítico) com o magma básico (diorítico) é relatada pela

presença de fenocristais de feldspato potássico imersos em encraves dioríticos

(Prancha 3.5 - Foto 3.26), denotando processo de mistura mecânica de magmas

(mistura do tipo mingling). Já a presença de rochas de caráter híbrido, denotadas por

cristais de feldspato potássico ocorrendo disseminados na matriz diorítica de encraves,

assumindo um aspecto porfirítico (granodioritos porfiríticos), sugere a atuação de

processos de mistura do tipo mixing (Prancha 3.5 - Foto 3.27). Esses tipos de mistura

são formados por diversos fatores, com o volume do magma envolvido e os contrastes

termais e de viscosidade favorecendo um determinado tipo de mistura. Um exemplo

disso é observado em alguns afloramentos dos granodioritos porfiríticos, os quais

ocorrem, principalmente, nas extremidades dos corpos graníticos, onde são

encontradas maiores concentrações de encraves dioríticos, favorecendo a formação de

misturas do tipo mixing. Nesses afloramentos é possível observar a passagem dos

granitos para os granodiorítos porfiríticos, onde estes se apresentam em contatos

interdigitados (Prancha 3.5 - Fotos 3.28).

Os granitóides porfiríticos ora mapeados mostram-se fortemente controlados

pelo último evento deformacional de natureza dúctil reconhecido na área (D3), onde

este evento é bem marcado pelas zonas de cisalhamento que bordejam os granitóides,

exercendo forte controle na intrusão desses corpos (detalhes no Capítulo 4). Esses

granitóides podem ser correlacionados à suíte G3 de Jardim de Sá et al. (1981) e aos

clássicos granitos tipo Itaporanga de Almeida at al. (1967).

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3.4.4 - Granitos Microporfiríticos

Ocorrem de forma subordinada na região, em especial na borda leste do Plúton

Poço Verde, como pequenos corpos intrusivos nos gnaisses paleoproterozóicos (ver

Anexo 2). São rochas de coloração acinzentada, caracterizadas pela textura

inequigranular microporfirítica, marcada pela presença de fenocristais de feldspato

potássico com comprimento inferior a 1 cm, imersos numa matriz composta por

quartzo, feldspato e biotita (Prancha 3.6 - Foto 3.29). Os tipos microporfiríticos

apresentam uma foliação desenvolvida em estado sólido (tipo SPD), bem marcada pela

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forte orientação dos cristais de biotita e estiramento dos cristais de feldspato e quartzo

(Prancha 3.6 - Foto 3.29).

3.4.5 - Diques e Sheets Leucograníticos

Ocorrem de forma intrusiva tanto nos gnaisses do substrato como também nas

demais rochas da suíte neoproterozóica (Prancha 3.6 - Fotos 3.30, 3.31 e 3.32, ver

Anexo 2). Além disso, essas rochas praticamente não apresentam evidências de

deformação dúctil, exceto nas zonas de contato. Esse fato sugere que as mesmas são

tardias na seqüência magmática da área. Dois tipos de diques e sheets são

caracterizados em campo, os primeiros apresentam-se com colorações cinza a rósea e

espessuras métricas a decamétricas e o segundo ocorre com coloração esbranquiçada

e espessuras centimétricas a métricas (Prancha 3.6 - Fotos 3.30, 3.31 e 3.32).

Os diques e sheets ocorrem com orientações subparalelas ou oblíquas ao trend

local, sendo freqüentemente cortadas por falhas de natureza rúptil e, em alguns

afloramentos, truncados por diques pegmatíticos. Uma característica comum

observada nos diques e sheets é a presença de xenólitos de rochas do substrato

gnáissico (Prancha 3.6 - Foto 3.32).

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4.1 - Introdução

A região estudada comporta um amplo registro de uma estruturação tectônica

associada à atuação do Ciclo Orogênico Brasiliano. A maior expressão dessa

deformação dúctil corresponde a zonas de cisalhamento, a exemplo das zonas de

cisalhamento São José de Campestre (ZCJSC) e Espírito Santo (ZCES), de trend geral

NE-SW, como também à Zona de Cisalhament o Rio Jacu (ZCRJ), que se difere das

duas primeiras por apresentar um trend geral E-W (ver Anexo 2). Os efeitos dessa

deformação são visualizados em toda a extensão da área estudada, em graus variados

de intensidade. Nas regiões de menor strain, as estruturas relacionadas aos eventos

mais antigos (D1+D2) encontram-se bem preservadas. Já nos setores de maior strain, a

individualização dessas estruturas antigas é dificultada devido a paralelização destas

com as estruturas mais jovens (D3).

No decorrer deste capítulo será abordada a evolução do quadro estrutural da

área, estabelecida com base nas observações de campo, a partir da identificação e

análise dos elementos estruturais que caracterizam os diferentes eventos

deformacionais. Ênfase maior será dada à estruturação dúctil mais jovem

(neoproterozóica), analisando-se sua geometria, cinemática, e o seu controle sobre o

alojamento dos corpos plutônicos.

4.2 - Eventos Deformacionais Pré-Alojamento da Suíte Plutônica

4.2.1 - Evento Dn

Esse evento deformacional é aqui descrito na tentativa de individualização da

deformação impressa nos gnaisses de idade arqueana, aflorantes no extremo NW da

área mapeada (Anexo 2). Em campo a deformação observada nas rochas arqueanas é

caracterizada por uma estruturação planar de baixo ângulo, evidenciada por dobras

sem raiz, transpostas e dobramentos recumbentes (Foto 4.1). Apesar dessa

estruturação não ter sido objeto de detalhamento neste trabalho, chama-se a atenção

para a dificuldade de se reconhecer tramas antigas relacionadas unicamente ao

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Arqueano. O evento Dn é aqui empregado de moda a chamar a atenção para os

diferentes episódios de magmatismo do Arqueano no MSJC (3.4 a 2.7 Ga, Dantas

1997), o que sustenta a hipótese de tramas tipicamente arqueanas, sendo que estas

estão fortemente obliteradas pela deformação D1/D2.

Foto 4.1 - Dobra recumbente em gnaisse arqueano, evidenciando a estruturação planar de

baixo ângulo, comumente observada nessas rochas (Evento Dn?). A ilustração abaixo mostra a

geometria do dobramento, com detalhe para a lineação de estiramento e eixo de dobra LXB

(Afloramento localizado próximo a São José de Campestre - Ponto LG-176).

4.2.2 - Evento D1

A estruturação relacionada à D1 é de difícil identificação, já que as estruturas

relacionadas a esse evento encontram-se fortemente retrabalhadas pelos eventos

posteriores (D2, D3). Na região mapeada, o evento D1 é caracterizado por um

bandamento gnáissico de alto grau, marcado por bandas milimétricas a centimétrias,

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evidenciado pela alternância de níveis máficos, formados principalmente por anfibólio,

biotita e plagioclásio, e níveis félsicos, quartzo-feldspáticos (Foto 4.2). Esse evento

corresponde ao mais antigo presente no substrato gnáissico paleoproterozóico, com

corpos anfibolíticos reconhecidos como antigos diques básicos, cortando o

bandamento S1 em baixo ângulo e sendo deformado em conjunto pelos eventos

posteriores D2 e D3.

No geral, as estruturas desenvolvidas durante o evento D1 encontra-se

retrabalhado e paralelizado às estruturas D2, compondo a trama plano-linear S1+S2

(Foto 4.2).

4.2.3 - Evento D2

A deformação D2 encontra-se bem impressa nos ortognaisses bandados do

substrato gnáissico paleoproterozóico, sendo evidenciada por dobras isoclinais que

ocorrem afetando o bandamento gnáissico S1, gerando a trama S1+S2 (Foto 4.2). Essa

deformação é também evidenciada nestas rochas pela presença de dobras isoclinais

intrafoliais, as quais, possivelmente, foram geradas em regiões onde a deformação D2

atingiu alto strain (Foto 4.3).

A foliação S2 apresenta-se, geralmente, com variações em sua direção e sentido

de mergulho, os quais se dispõem coincidentemente com as orientações da foliação

S3. O mesmo ocorre com as lineações de estiramento L2X, que tendem a se paralelizar

às lineações L3X. Isso mostra o forte retrabalhamento exercido pela deformação D3 nas

estruturas pretéritas, dificultando a reconstrução da macroestruturação D2 na área de

estudo. De todo modo, nas regiões onde o evento D3 foi menos intenso (distanciando-

se das zonas de cisalhamento), a trama S1+S2 ocorre com mergulhos moderados,

geralmente para NW e SW e contendo uma lineação de estiramento mineral L2x de

forte rake, também para NW e SW, marcada pela orientação de anfibólio e/ou biotita,

bem como pelo estiramento de quartzo e feldspato. A medida que se aproxima dos

contatos miloníticos, a foliação S1+S2 é inflexionada devido à atuação das zonas de

cisalhamento D3, gerando a trama S1+S2+S3.

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Foto 4.2 – Gnaisse bandado paleoproterozóico expondo mesodobramento isoclinal,

evidenciando a paralelização entre as tramas S1 e S2 (Afloramento nas proximidades da

localidade Carnaúba - Ponto LG-29).

Foto 4.3 - Desenvolvimento de dobras isoclinais intrafoliais D2 em ortognaisses bandados

(Afloramento localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37).

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4.3 - O Evento Deformacional D3

O evento D3 é o principal responsável pela atual arquitetura estrutural da área

mapeada. Foi durante esse evento que se desenvolveram as zonas de cisalhamento

transcorrentes/distensionais que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos.

Além das zonas de cisalhamento, são associados a esse evento dobramentos

abertos, apertados, por vezes transpostos, com plano axial vertical, e freqüentes

dobras inversas, com plano axial inclinado para NW (Fotos, 4.4 e 4.5).

A superposição do evento D3 em relação ao fabric pretérito (D1//D2), provoca a

formação de padrões de redobramentos, coaxial (tipo III, Ramsay 1967) que são

comumente observados (Foto 4.6). Essas estruturas são observadas nos setores de

alto strain da deformação D3 (próximo às zonas de cisalhamento), gerando uma

foliação composta S1//S2//S3. Nesses setores, podem ser encontradas dobras em

bainha, desenvolvidas em ortognaisses bandados, demonstrando o alto strain

alcançado pelo evento D3 (Foto 4.7).

Foto 4.4 - Mesodobramento aberto afetando a trama S1+S2, com desenvolvimento de foliação

de plano axial S3 (Afloramento localizado na saída sul de São José de Campestre - Ponto LG-

174).

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Foto 4.5 - Gnaisses bandados apresentando dobras inversas, características da deformação

D3, com plano axial inclinado para NW (Afloramento localizado ao leste de Santo Antônio –

Ponto LG-87).

Foto 4.6 - Padrão de interferência coaxial, evidenciando o retrabalhamento da trama S1//S2

durante o Evento D3 (Afloramento localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37).

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Foto 4.7 - Detalhe de um corte transversal (em planta) de uma dobra em bainha (Afloramento

localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37).

Um estágio tardio para a deformação D 3 é caracterizado pelo desenvolvimento

de abundantes bandas de cisalhamento (shear bands) C3’ mesoscópicas com direção

NE-SW e cinemática sinistrógira distensional (Foto 4.8) e subordinadamente ocorrem

com direção NNW-SSE e cinemática dextrógira (Foto 4.8). Juntas de distensão

preenchidas por veios e mobilizados félsicos de direção aproximadamente N-S (Foto

4.9), também estão presentes.

A ductilidade dessas estruturas é marcada pelo desenvolvimento de dobras nos

planos de cisalhamento (Foto 4.10) e pelo preenchimento por mobilizados anatéxicos

no embasamento e por líquidos graníticos tardios nos plútons granitóides (Foto 4.11),

indicando ainda um regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons

neoproterozóicos. Como hipótese preliminar, este último evento pode ter sido

responsável pela reabertura do sistema isotópico U-Th-Pb em monazitas do Plúton

Poço Verde, que indicam idades de cerca de 550 Ma (Souza et al., 2006).

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Foto 4.8 - Ortognaisse bandado apresentando bandas de cisalhamento conjugadas, sendo

sinistrógira as com direção NE-SW e dextrógira as com direção NNW-SSE (Afloramento ao

norte de Serrinha - Ponto LG-20).

Foto 4.9 - Junta de distensão preenchida por quartzo, com direção aproximadamente N-S

(Afloramento ao leste de Santo Antônio - Ponto LG-49).

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Foto 4.10 – Desenvolvimento de dobras nos planos de cisalhamento C 3’, mostrando o caráter

dúctil desse evento no final do Neoproterozóico e início do Cambriano (Afloramento nas

proximidades da localidade Carnaúba - Ponto LG-29).

Foto 4.11 - Shear bands apresentando preenchimento por mobilizados anatéxicos no

embasamento indicando regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons

neoproterozóicos (Afloramento nas proximidades da localidade Carnaúba - Ponto LG-29).

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4.4 - Cinemática das Zonas de Cisalhamento D3

Várias feições observadas em campo denotam o caráter sin-tectônico da suíte

plutônica estudada em relação às zonas de cisalhamento adjacentes. Nos subitens que

se seguem, serão apresentadas as principais características das zonas de

cisalhamento imediatas aos plútons, analisando-se o comportamento dessas estruturas

com base no fabric plano-linear (foliações e lineações) e respectivo registro de

indicadores cinemáticos associados. Para tanto, a área foi individualizada em 4

setores, pelo fato de se identificar, nestas regiões, características distintas das zonas

de cisalhamento mapeadas na área estudada (Figura 4.1).

4.4.1 - Setor 1 - Zona de Cisalhamento São José de Campestre

O setor 1 compreende a porção oeste da área, onde ocorre a Zona de

Cisalhamento São José de Campestre. Essa estrutura delimita a borda NW do Batólito

de Monte das Gameleiras e corpos menores aflorantes na transição entre este batólito

e o Plúton Serrinha (Figura 4.1; Anexo 2). A mesma possui direção geral NE-SW,

caracterizada por uma foliação S3 que apresenta mergulhos fortes principalmente para

NW, desenvolvida no substrato gnáissico e nos granitóides porfiríticos. As lineações de

estiramento mineral L3X apresentam, no geral, caimentos suaves para NE, marcada

pela orientação de anfibólios e/ou biotitas e pelo forte estiramento do quartzo em forma

de ribbons (Figura 4.1; Prancha 4.1 - Foto 4.12).

Os marcadores cinemáticos observados em campo apontam uma cinemática

transcorrente dextrógira para a ZCSJC. Os elementos cinemáticos estão bem

desenvolvidos nos gnaisses do substrato, como também nos granitóides porfiríticos e

encraves intermediários a máficos. Os mesmos incluem assimetria de boudins de

veios, tramas SC e porfiroclastos do tipo e (Prancha 4.1 - Foto 4.13).

A cinemática dextrógira é corroborada pela geometria en cornue dos plútons que

ocorrem associados a essa zona de cisalhamento, como também pela fabric S1+S2,

que ocorre inflexionado em alguns setores com mergulhos para SW (ver Anexo 2).

4.4.2 - Setor 2 - Extremidades NW e SE do Plúton Serrinha

Esse setor é aqui subdividido em 2a (extremidade NW) e 2b (extremidade SE),

para representar o fabric milonítico (S3), que afeta o Granitóide Serrinha nessas regiões

(Figura 4.1).

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O Setor 2a marca a transição entre as zonas de cisalhamento São José de

Campestre e Rio Jacu. A foliação milonítica S3 apresenta orientação NE-SW, passando

para E-W, acompanhando a orientação do granitóide Serrinha, com mergulhos fortes

para NW e para N (Figura 4.1; A nexo 2). A lineação de estiramento L3X, marcada por

ribbons de quartzo e biotitas isorientadas, possui caimento suave a moderado,

invariavelmente para NE. Na extremidade SE do Plúton Serrinha (Setor 2b), o fabric

plano-linear coincide com o descrito para o Setor 2a, sendo que a foliação S3 mergulha

preferencialmente para NW (Figura 4.1; Anexo 2).

Os critérios cinemáticos são dados por zonas miloníticas, com o desvio da

foliação magmática denotando movimentação dextrógira (Prancha 4.1 - Foto 4.14).

Além disso, o desenvolvimento de caudas de recristalização assimétrica em cristais de

feldspato potássico, estruturas SC, veios leucograníticos e encraves dioríticos

sigmoidais, corroboram com a movimentação dextrógira sugerida para essas regiões

(Prancha 4.1 - Fotos 4.15 e 4.16).

4.4.3 - Setor 3 - Zona de Cisalhamento Rio Jacu

O setor 3, situado na porção centro-norte da área, compreende a Zona de

Cisalhamento Rio Jacu. Essa estrutura exerce um forte controle no alojamento do

Plúton Serrinha, sendo caracterizada por uma geometria complexa, que acompanha a

orientação desse corpo, delimitando-o nas suas extremidades N e S (ver Setores 3a e

3b, respectivamente - Figura 4.1; Anexo 2).

A ZCRJ caracteriza-se por li neação de estiramento mineral L3X, definida por

anfibólio e biotita isorientados e pelo estiramento de quartzo e feldspato, apresentando

caimento moderado a forte (down dip) para NNW e NNE, sendo observada tanto no

granito, como também nos gnaisses encaixantes (Figura 4.1; Prancha 4.1 - Foto 4.17;

Prancha 4.2 - Foto 4.18). Fenocristais de feldspato potássico apresentam-se com

caudas assimétricas (topo para NNW e NNE), indicando uma cinemática distensional

para a Zona de Cisalhamento Rio Jacu (Prancha 4.2 - Foto 4.19).

A foliação milonítica S3 dispõe-se acompanhando a forma do Plúton Serrinha,

geralmente apresentando mergulhos forte para N (Figura 4.1; Anexo 2). Nas porções

centrais do granitóide Serrinha, os fenocristais de feldspato potássico apresentam-se

pouco estirados, possuindo uma orientação magmática condizente com o que é

observado nas bordas do plúton e os cristais de quartzo são globulares, sendo que,

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nas regiões de borda, os fenocristais de feldspato potássico possuem uma orientação

proeminente e os cristais de quartzo são estirados. Tais características atestam o

caráter sin-tectônico do Plúton Serrinha com relação à ZCRJ, onde essa estrutura deve

ter servido de conduto para a colocação do plúton na crosta.

4.4.4- Setor 4 - Extremidades do Plúton Poço Verde

Na porção centro-sudoeste da área, onde aflora o Plúton Poço Verde (Anexo 2),

a trama S3 apresenta direção geral NE-SW, com mergulho moderado a forte

invariavelmente para NW (Figura 4.1). O Plúton Poço Verde possui orientação geral

NE-SW, paralelo a direção da trama S3 das encaixantes gnáissica-migmatíticas. No

plúton, a foliação milonítica é marcada pela orientação de biotitas e piroxênios e pelo

estiramento de encraves e clots máficos.

Nas encaixantes do plúton, a lineação de estiramento mineral L3X é marcada

pelo forte estiramento de quartzo e feldspato (Prancha 4.2 - Foto 4.20). Nas regiões de

borda do plúton, essa lineação é evidenciada pelo forte estiramento dos fenocristais de

plagioclásio. A lineação L3X apresenta caimento moderado a forte (down dip),

principalmente para NW e, subordinadamente para NE (Figura 4.1).

Os critérios cinemáticos, como assimetria dos pórfiros de plagioclásio, apontam

uma movimentação normal (distensional), com topo para NW para a zona milonítica

que bordeja o Plúton Poço Verde (Prancha 4.2 - Foto 4.21). Essa estrutura

possivelmente deve representar uma descontinuidade litosférica, tendo em vista o

caráter básico dos dioritos porfiríticos que ela hospeda.

As características supracitadas são indicativas de um alojamento sin-cinemático

do Plúton Poço Verde com relação à zona de cisalhamento que o bordeja. A idade U-

Pb em zircão de aproximadamente 600 Ma do Plúton Poço Verde (Dantas 1997),

mesmo apresentando um erro elevado (+ 16), é comparativamente mais antiga que as

idades obtidas para os plútons Monte das Gameleiras (Galindo et al. 2005) e Serrinha

(detalhes no capítulo 5), denotando, possivelmente, uma etapa precoce para o Evento

D3 na região. Todavia, faz-se necessário a aquisição de novos dados geocronológicos

para o diorito porfirítico de Poço Verde, bem como, uma análise detalhada das

estruturas relacionadas ao mesmo.

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4.5 - Modelo Cinemático de Alojamento do Plúton Serrinha

Como previamente relatado nos itens anteriores, a freqüente disposição dos

corpos graníticos adjacentes às zonas de cisalhamento, aliado à continuidade de

orientação e cinemática entre o fabric de estado sólido, na encaixante, e o fabric

magmático, impresso nos plútons, evidenciam o forte controle exercido pelas zonas de

cisalhamento no alojamento de magmas graníticos na crosta.

O Plúton Serrinha apresenta uma orientação geral E-W, dispondo-se ao longo

da Zona de Cisalhamento Rio Jacu (ZCRJ). Essa estrutura posiciona-se entre as zonas

de cisalhamento São José de Campestre (ZCSJC) e Espírito Santo (ZCES), que

apresentam direção geral NE-SW e cinemática transcorrente dextrógira (ver Mapa

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Geológico - Anexo 2). A hipótese empregada na tentativa de explicar o mecanismo de

criação de espaço, de acordo com a forma atual do Plúton Serrinha, baseia-se no

desenvolvimento de uma cunha crustal entre as ZCSJC e ZCES, em favorecimento de

uma cavidade distensional, gerada a partir de uma abertura tipo pull-apart, constituindo

um potencial mecanismo de alojamento do granitóide Serrinha.

A figura 4.2 sumariza as feições cinemáticas apontadas para a ZCRJ e possível

mecanismo gerador de espaço para a colocação do Plúton Serrinha. Como visto

anteriormente, a ZCRJ apresenta setores com cinemática distensional e outros de

cinemática transcorrente dextrógira. De acordo com o modelo proposto na figura

supracitada, a combinação destas cinemáticas distintas pode ter subsidiado a abertura

de uma estrutura tipo pull-apart, onde, possivelmente, o magma que deu origem ao

Plúton Serrinha se alojou (ver maiores detalhes na figura 4.2).

Dúvidas quanto ao real mecanismo de transporte e ascensão crustal do magma

permanecem. Os trabalhos mais recentes (Petford 1996, Weinberg 1996) tem se

concentrado em dois mecanismos de ascensão crustal: diápiros ou propagação de

diques. Uma das principais divergências par a a ascensão por diápiros é apontada por

Paterson e Fowler (1993), os quais apontam que as estruturas internas e externas de

plútons, descritos na literatura como diapíricos, não se ajustam com modelos físicos e

matemáticos propostos para o diapirismo. Para a propagação de diques, dois modelos

são reconhecidos: ascensão por fraturas geradas pela subida do magma (Clemens e

Mawer 1992) e ascensão aproveitando falhas ou zonas de cisalhamento como

condutos (Petford et al., 1993, 1994). Paterson e Fowler (1993) também discutem

algumas limitações para o modelo por propagação de diques, levantando dúvidas por

este não deixar claro a transformação de um enxame de intrusões tabulares em corpos

elípticos no final da colocação dos plútons. Em suma, as características estruturais dos

plútons refletem, principalmente, os estágios evolutivos finais de alojamento crustal e

num determinado nível estrutural de exposição das rochas.

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5.1 - Introdução

Nos últimos anos, estudos geocronológicos a partir do método U-Pb em zircão

têm desempenhado um papel importante no entendimento geodinâmico da Província

Borborema, com os plútons granitóides sendo considerados peças chaves para a

compreensão das relações entre as diferentes suítes, permitindo posicionar no tempo a

tectônica atuante durante o neoproterozóico. Com isso, esse capítulo tem como

principais objetivos, apresentar a idade U-Pb em zircão obtida para o Plúton Serrinha,

discutir esta idade com relação ao contexto geológico da área estudada e com relação

a idades prévias.

5.2 - Procedimentos Analíticos

Para datação do Plúton Serrinha, foram coletados cerca de 10 kg de amostra,

que foi britada no Laboratório de Preparação de Amostras da UFRN e enviada para o

Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília (U nB). Neste laboratório, a

amostra foi moída (80 mesh) e concentrada/bateada. Em seguida foi reconcentrada

utilizando um separador isodinâmico Frantz e, posteriormente, selecionado os grãos

com a utilização de um microscópio binocular. Os grãos de zircão escolhidos

apresentam-se com formas prismáticas e colorações claras, rosados e límpidos.

Os procedimentos analíticos utilizados para datação dos zircões seguem

conforme descrito em Dantas et al. (2001) e Laux et al. (2004). As medidas isotópicas

foram realizadas em um espectrômetro de massa tipo Finnigan MAT-262 nos módulos

de coletor individual ou múltiplo. No Laboratório de Geocronologia da Universidade de

Brasília (IG-UnB), as frações de zircão fo ram pesadas e dissolvidas em uma mistura de

HF e HNO3 (HF:HNO3 = 4:1), usando microcápsulas em bombas de Teflon. Uma

solução traçadora (spike) Pb205-U235 foi utilizada. A extração química seguiu uma

técnica padrão de troca de ânions, com microcolunas de troca iônica, com os

procedimentos seguintes modificados de Krogh (1973). As composições isotópicas de

Pb e U são analisadas em filamentos individuais de Rênio, usando H3PO4 e sílica gel e

corrigidas pela média obtida no padrão de Pb comum SEM 981. O fracionamento do U

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é monitorado pela réplica de análises do padrão SM 500. Incertezas na razão U-Pb

decorrentes de espectrometria de massa e do fracionamento são da ordem de 0,5 %.

Isótopos de Pb radiogênico são calculados pela correção para os brancos analíticos

(blank) de Pb e para Pb original não radiogênico correspondente ao modelo de Pb de

Stacey & Kramers (1975), em relação à idade apropriada da amostra. As constantes de

decaimento utilizadas são propostas por Steiger & Jager (1977), e o total do branco do

procedimento durante as análises é em torno de 10-50 picogramas (10-7 gramas) para

Pb e de 0,5-1 picogramas para U. Para o cálculo da idade, foram utilizados os

programas PBDAT (Ludwig, 1993) e ISOPLOT-Ex (Ludwig, 2001).

5.3 - A idade do Plúton Serrinha

A amostra do Plúton Serrinha datada foi coletada na pedreira da cidade de

Serrinha (afloramento ES300, ver Anexo 1). Os dados analíticos obtidos constam na

tabela 5.1.

Utilizando todas as frações de zircão ana lisadas (6 frações) na tentativa de

determinar a idade do plúton (Figura 8.1), o valor calculado é de 569 Ma (intercepto

inferior), todavia com um erro analítico elevado (+74). No diagrama podem ser

observados diferentes alinhamentos das frações de zircão analisadas (Figura 8.1), com

algumas frações apresentando um erro muito elevado.

No diagrama da figura 5.2, foram utilizadas 3 frações de zircão (ES300-E2, E11

e E14), duas correspondendo a zircões únicos (monozircão) e outra constituindo uma

fração composta (três zircões). Essas frações se alinham e plotam praticamente sobre

a curva concórdia, obtendo-se uma idade de 575,8 + 2,7 Ma, com intercepto inferior

forçado para a origem. Essa idade é interpretada como a idade de cristalização e

posicionamento do Plúton Serrinha.

Esse valor de 576 Ma permite correlacionar o granitóide de Serrinha às suites

brasilianas previamente estudadas do Domínio Seridó, marcando um importante

episódio deformacional daquele ciclo orogênico. Na área mapeada (Anexo 2), esse

episódio se expressa por zonas de cisalhamento contemporâneas, de cinemática

transcorrente/distensional de direção aproximadamente E-W (Zona de Cisalhamento

Rio Jacu) e NE-SW (zonas de cisalhamento São José de Campestre e Espírito Santo).

O resultado confirma e amplia a ocorrência de deformação transtensional em alta

temperatura durante o Ciclo Brasiliano, uma característica do MSJC.

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5.4 - Discussões

As feições de campo corroboradas com dados geocronológicos permitem

correlacionar o Plúton Serrinha (576 Ma) ao Batólito de Monte das Gameleiras, no qual

Galindo et al. (2005), apresentaram uma idade U-Pb em zircão de 573 + 7 Ma. Idades

prévias obtidas para esses dois granitóides impossibilitavam tal interpretação, já que

para o Plúton Serrinha, valores obtidos a partir de uma isócrona em rocha total pelo

método Rb-Sr por Macedo et al. (1997), apontavam uma idade de 603 + 22 Ma e da

mesma forma, pelo mesmo método, Galindo (1982) fornecia uma idade de 547 + 6 Ma

para o granitóide de Monte das Gameleiras.

Com isso, os granitóides porfiríticos ora mapeados, podem ser correlacionados

entre si, e também a corpos de idades similares do Domínio Seridó, como é o caso dos

granitóides porfiríticos de Acari (579-555 Ma - Leterrier et al. 1994; Jardim de Sá,

1994), Tourão (580 + 4 Ma) e Caraúbas (576 + 24 Ma) (esses últimos em Trindade et

al. 1999).

Para o Plúton Poço Verde, faz-se necessário a aquisição de novos dados U-Pb em

zircão, já que Dantas (1997) apresentou uma idade de aproximadamente 600 Ma para

este corpo (U-Pb em zircão), sendo que co m um erro analítico elevado, deixando

dúvidas com relação à colocação deste plúton, se de fato ocorreu previamente aos

granitóides porfiríticos, ou concomitantemente a estes. Além disso, Souza et al. (2006)

apresenta uma idade de cerca de 550 Ma (datação em monazitas) para o diorito

porfirítico de Poço Verde, sendo interpretada como o pico de um evento termal

responsável pela reabertura do sistema isotópico U-Th-Pb em monazitas do corpo

diorítico.

Em síntese, essas idades em torno de 580 Ma, podem refletir o pico do evento

tectônico-metamórfico responsável pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento

dúcteis (D3) e conseqüente colocação do extensivo plutonismo granitóide no Domínio

Seridó.

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6.1 - Introdução

Este capítulo descreve a suíte de rochas plutônicas mapeadas na escala de

1:50.000 (ver Anexo 2), abordando as principais características mineralógicas e

microtexturais, a partir da análise de seções delgadas utilizando o microscópio

petrográfico de luz transmitida. A identificação e quantificação das principais fases

minerais, bem como suas relações microtexturais, são de fundamental importância

para os estudos petrogenéticos e geoquímicos inerentes a presente dissertação.

Para a caracterização das propriedades óticas e microtexturas, foram utilizados

os textos básicos de Hibbard (1995), Deer et al. (1992), Shelley (1992), Bard (1987),

MacKenzie et al. (1984), Roubault (1982), MacKenzie & Guilford (1980) e Phillips

(1980). As abreviaturas dos minerais utilizadas estão na sua grande maioria,

condizentes com a proposição de Kretz (1983) e suas mudanças para língua prática.

Adotou-se ainda uma seqüência numérica de acordo com os diferentes padrões

texturais observados para as fases minerais (ex. Qtz I, Qtz II, Qtz III e assim

sucessivamente).

O estudo apresentado adiante foi elaborado a partir de um total de 92 seções

delgadas, sendo 25 para os encraves intermediários a máficos, 17 para as rochas

dioríticas porfiríticas, 32 para os granitóides porfiríticos, 6 para os granitos

microporfiríticos e 12 para os diques e sheets micrograníticos. Valores modais foram

obtidos no contador de pontos tipo Swift, modelo F (mais de 1000 pontos por seção

delgada), sendo contados pontos num total de 55 lâminas.

6.2 - Nomenclatura da Suíte Plutônica

Para a classificação/nomenclatura das rochas que compõem a suíte plutônica

estudada, foi utilizada a terminologia proposta por Streckeisen (1976), a partir dos

diagramas modais Q-A-P e Q-(A+P)-M.

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6.2.1 - Encraves Intermediários a Máficos

A análise modal dos fácies representativos dos encraves intermediários a

máficos foi efetuada a partir de 9 seções delgadas (Tabela 6.1). Essas rochas quando

plotadas no diagrama Q-A-P, apresentam-se de forma heterogênea com composições

variando de quartzo dioritos, tonalitos e granodioritos, com algumas amostras

plotando como quartzo monzodioritos (Figura 6.1). Essa variação composicional dar-

se, principalmente, pelo conteúdo relativo de quartzo e feldspato potássico presentes

nessas rochas, possibilitando distinguir termos menos evoluídos (anfibólio-biotita

quatzo dioritos) de termos mais evoluídos (anfibólio-biotita tonalitos/anfibólio-biotita

granodioritos). Texturalmente, estes fácies são de difícil diferenciação.

Os encraves têm como minerais máficos principais anfibólio e biotita, chegando

a atingir 24,5% nas rochas mais diferenciadas e 61,1% nas menos evoluídas. O que

caracteriza essas rochas, em termos de índice de cor, como sendo melanocráticas a

leucocráticas (Figura 6.1).

Figura 6.1 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os encraves intermediários a máficos

(Streckeisen 1976).

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6.2.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas

A classificação modal das rochas dioríticas porfiríticas (ênfase no Plúton Poço

Verde) foi feita com base em 9 seções delgadas representativas dessa suíte (Tabela

6.2). De acordo com o diagrama da figura 6.2 e a partir de dados de microssonda

eletrônica dos plagioclásios (An29-45%, vide Capítulo 7), os dioritos porfiríticos são

classificados como biotita quartzo monzodiorito (fácies predominante), com quartzo

monzonitos/granodioritos subordinados.

Essas rochas apresentam como minerais máficos dominantes a biotita e os

piroxênios, com anfibólio ocorrendo de forma subordinada, geralmente como produto

de transformação dos piroxênios. Esses constituintes chegam a atingir 22,5% nos

termos mais diferenciados e 62,3% nos menos evoluídos. Em termos de índice de cor,

essas rochas podem ser chamadas de melanocráticas a leucocráticas, com predomínio

de termos mesocráticos (Figura 6.2).

Figura 6.2 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas dioríticas porfiríticas

(Streckeisen 1976).

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6.2.3 - Granitóides Porfiríticos

Apresentam composição predominantemente monzogranítica, com

sienogranitos e quatzo monzonitos/granodioritos subordinados (Figura 6.3). Em

função da assembléia máfica principal, dois subfácies podem ser identificados para o

fácies predominante monzogranítico: anfibólio-biotita monzogranitos e biotita

monzogranitos, sendo ambos indiferenciáveis texturalmente.

A tabela 6.3 apresenta dados modais de 23 seções delgadas representativas

dos granitóides porfiríticos. É possível observar que a mineralogia máfica não

ultrapassa os 40%, classificando essas rochas como sendo hololeucocráticas a

leucocráticas.

Figura 6.3 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas granitóides porfiríticas

(Streckeisen 1976).

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6.2.4 - Granitos Microporfiríticos

A análise modal representativa dos granitos microporfiríticos foi efetuada a partir

de 4 seções delgadas (Tabela 6.4). Essas rochas quando plotadas no diagrama Q-A-P,

apresentam-se de forma homogênea com composição essencialmente

monzogranítica (Figura 6.4).

A mineralogia máfica é composta principalmente por biotita e anfibólio, com o

somatório de máficos variando de 23,6% a 26,9%. O que caracteriza essas rochas, em

termos de índice de cor, como sendo leucocráticas (Figura 6.4).

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Figura 6.4 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os granitos microporfiríticos

(Streckeisen 1976).

6.2.5 - Diques e Sheets Micrograníticos

Para os microgranitos, foram efetuadas contagens de pontos em 10 seções

delgadas (Tabela 6.5). Essas rochas apresentam composição predominantemente

monzogranítica, com sienogranitos subordinados (Figura 6.5). O principal mineral

máfico é a biotita, com o somatório dos máficos não ultrapassando os 20%. Os diques

e sheets de biotita monzogranitos e biotita sienogranitos podem ser caracterizados, em

termos de índice de cor, como sendo hololeucocráticos a leucocráticos (Figura 6.5).

Há exemplo das rochas de textura grossa, os microgranitos, são rochas

homogêneas, com composições de granito strictu sensu (Tabela 6.5 e Figura 6.5).

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Figura 6.5 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os diques e sheets micrograníticos

(Streckeisen 1976).

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6.3 - Descrição Petrográfica e Microtextural

6.3.1 - Encraves Intermediários a Máficos

Apresentam-se com textura fanerítica, equigranulares a inequigranulares, fina a

média, compostas por plagioclásio, quartzo, anfibólio e biotita como minerais

essenciais, e feldspato potássico e clinopiroxênio aparecendo subordinadamente. A

mineralogia acessória compreende titanita, opacos, epídoto, allanita, apatita e zircão. E

a mineralogia secundária é formada por saussurita (produto de alteração dos

plagioclásios), mica branca (alteração dos K-feldspatos) e clorita (alteração das

biotitas).

O plagioclásio (An22-23 - dados de microssonda) ocorre principalmente como

cristais hipidiomórficos, com dimensões máximas de 3 mm. Normalmente apresenta

geminação polissintética segundo a lei da Albita, combinada ou não com geminação do

Periclínio e de Carlsbad. Algumas vezes as maclas ocorrem encurvadas e os cristais

apresentando extinção ondulante. Comumente constituem cristais zonados e também

alterados para saussurita (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.1). Apresentam inclusões de

anfibólio, biotita, opacos, titanita, apatita e zircão. Cristais menores de plagioclásio

ocorrem como agregados mirmequíticos, no interior de cristais de feldspato potássico.

O quartzo apresenta-se em três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O Qtz I

representa a fase mais comum, ocorrendo disperso na matriz da rocha, como cristais

granulares de tamanhos variados (0,2 a 3 mm), geralmente com extinção ondulante ou

ainda, mais raramente, desenvolvendo textura mortar, evidenciando processo de

deformação. O Qtz II constitui agregados policristalinos fortemente deformados,

desenvolvendo textura em ribbon. O Qtz III compreende os tipos vermiformes

associados às mirmequítas.

O feldspato potássico corresponde a cristais de microclínio (Kf I) dispersos na

matriz como cristais hipidiomórficos, com tamanhos inferiores a 1 mm e apresentando

inclusões de biotita e apatita. Ocorrem ainda cristais maiores (Kf II), hipidiomórficos a

xenomórficos, com textura mesopertítica, alterados para mica branca. Esses cristais

podem ser relacionados aos pórfiros dos granitos que frequentemente são englobados

pelos encraves.

Os minerais máficos ocorrem, comumente, como agregados na rocha. O

anfibólio representa o máfico dominante juntamente com a biotita. O mesmo

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apresenta-se com pleocroísmo em tons de verde pálido e verde escuro, ângulo de

extinção em torno de 15-25°, sinal ótico biaxial negativo e ângulo dos eixos óticos (2V)

de aproximadamente 70º, tratando-se de cristais de anfibólio da família das

hornblendas. Dois tipos texturas são observados (Hb I e Hb II). O primeiro

compreende hornbledas geradas a partir da transformação de cristais reliquiares de

clinopiroxênio. O segundo tipo Hb II, ocorre mais comumente na rocha como cristais

hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões de até 5 mm. Algumas vezes

apresentam geminação simples, sempre associados as biotitas (frequentemente

formando simplectitos), com inclusões destas, e também de opacos e apatitas

(Prancha 5.1, Fotomicrografia 6.2). As biotitas ocorrem com cores marrom clara e

verde, como cristais hipidiomórficos, fortemente pleocróicos, com inclusões de apatita,

zircão, titanita e allanita. Junto com as hornblendas, a biotita marca a foliação da rocha

nos fácies mais deformados.

Os clinopiroxênios ocorrem como cristais xenomórficos, fortemente

transformados para anfibólios. Apresentam dimensões inferiores a 1 mm, pleocroísmo

em tons de verde, ângulo de extinção alto (36° - 40º), sinal ótico positivo e ângulo dos

eixos óticos (2V) de aproximadamente 60º. Tais características permitem classificá-lo

como sendo da série diopsídio-hedenbergita.

A titanita compreende dois tipos texturais (Tit I e Tit II). A Tit I ocorre como

cristais idiomórficos a hipidiomórficos, losangulares, com tamanhos inferiores a 0,8 mm.

Apresentam-se geralmente associadas às biotitas e os anfibólios e com inclusões de

apatita e opacos. A Tit II apresenta-se associada a cristais de opacos como produto da

esfenitização destes (Prancha 61, Fotomicrografia 6.3).

Três tipos texturais de opacos são observados (Op I, Op II e Op III). O Op I

apresenta-se como cristais idiomórficos, com tamanhos inferiores a 0,4 mm, ocorrendo

dispersos na rocha, inclusos em plagioclásio, quartzo e feldspato potássico e com

inclusão de apatita. O Op II ocorre como cristais xenomórficos, essencialmente

associado às titanitas II (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.3). O Op III representa

diminutos cristais relacionados à desestabilização das biotitas e anfibólios.

Os cristais de epídoto são idiomórficos a hipidiomórficos, com dimensões

inferiores a 0,2 mm. Ocorrendo, mais restritamente, inclusos em cristais de biotita

(Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.4) ou comumente coroando cristais de allanita. As

allanitas ocorrem como cristais idiomórficos, de tamanho inferior a 0,4 mm, com

avançado estágio de metamictização e frequentemente associadas ao epídoto.

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A apatita e o zircão constituem pequenos cristais idiomórficos, ocorrendo

dispersos na rocha, representando a fase mineral mais precoce.

6.3.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas

Ocorrem com textura grossa, inequigranular porfirítica, com predomínio de

fenocristais de plagioclásio imersos numa matriz composta principalmente por biotita e

clinopiroxênio, onde em algumas seções, percebe-se a transformação deste último

para anfibólio. Os minerais essenciais são plagioclásio, com quantidades inferiores de

quartzo e feldspato potássico. A biotita representa o mineral máfico dominante, seguida

de clinopiroxênio e ortopiroxênio. A mineralogia acessória é formada por opacos,

titanita, apatita, epídoto, allanita e zircão.

Os clinopiroxênios ocorrem como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com

tamanhos variando de 0,5 a 4 mm. Possui ângulo de extinção alto (38 - 50°), sinal ótico

biaxial positivo com ângulo dos eixos óticos (2V) de aproximadamente 65°,

possivelmente, tratando-se de um mineral da série diopsídio-hedenbergita. Ocorrem

frequentemente zonados (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.5). Os ortopiroxênios

apresentam coloração cinza clara com leves tons acastanhados, sinal ótico negativo,

extinção reta em todas as seções paralelas à zona [001] e cores de birrefringência em

tons de cinza e amarelo de 1° ordem, podendo ser classificado como hiperstênio. Os

mesmos são hipidiomórficos a xenomórficos, com dimensões de até 3 mm, ocorrendo

sempre associados aos clinopiroxênios (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.5). Ambos,

clino e ortopiroxênio apresentam inclusões de titanita, epídoto e opaco.

Os anfibólios ocorrem associados aos clinopiroxênios como produto de

transformação destes (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.6). Apresentam-se como lamelas

de exsolução ou como borda de reação nos Cpx.

A biotita se desenvolve em dois tipos texturais (Bt I e Bt II). A Bt I compreende

cristais, lamelares, ocorrendo de forma intersticial entre os grãos da matriz, geralmente

marcando a foliação da rocha. Já os cristais de Bt II, são hipidiomórficos a

xenomórficos, cujas dimensões variam entre 0,8 e 2,5 mm, possuindo coloração

marrom avermelhado e pleocroísmo em tons de ocre a castanho escuro. Geralmente

ocorrem associados a opacos e clinopiroxênios (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.6).

Os cristais de plagioclásio se distribuem em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl

III). O tipo Pl I é caracterizado por cristais hipidiomórficos a xenomórficos, com

tamanhos variando de 0,2 - 1,5 mm. Apresentam geminação polissintética

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segundo a lei da Albita, ocorrendo na matriz da rocha ou como inclusões nos Pl II

(Fotomicrografia 6.7). Os cristais de Pl II (An29-45 dados de microssonda) representam

os pórfiros da rocha (5 - 15 mm). Mostram-se como cristais prismáticos, zonados e com

geminação polissintética segundo a lei da Albita (Fotomicrografia 6.7). Vários cristais

de Pl II apresentam evidências de deformação em estado sólido, exemplificadas por

geminação encurvada, extinção ondulante e geminados de origem mecânica (ver

detalhes na Fotomicrografia 6.7). O Pl III compreende cristais que compõe textura em

mosaico poligonal em bordas de recristalização dos Pl II (Fotomicrografia 6.7). Os

cristais de plagioclásio podem desenvolver textura mirmequítica, quando em contato

com o feldspato potássico. Comumente apresentam inclusões de biotita, opaco, apatita

e zircão.

O quartzo apresenta-se como três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O Qtz I

é xenomórfico com dimensões inferiores a 2 mm, ocorrendo disperso na matriz da

rocha, geralmente com extinção ondulante e/ou bandas de deformação mecânica. O

Qtz II esta relacionado a deformação no estado sólido, sendo estes produto da

recristalização de Pl II (Fotomicrografia 6.7). O Qtz III compreende pequenos cristais

xenomórficos estirados, em agregados, definindo textura em ribbon, relacionados à

deformação do Qtz I.

Os cristais de feldspato potássico são xenomórficos, com dimensões de no

máximo 2 mm, geralmente exibindo textura pertítica em filetes.

Os opacos apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é

hipidiomórfico a xenomórfico com tamanho inferior a 0,5 mm e ocorre geralmente

associado às biotitas, dispersos na matriz ou associados à titanita. Apresentam

inclusões de zircão e apatita. Já o tipo Op II é xenomórfico, menores que 0,2 mm,

sendo o mesmo formado a partir da desestabilização da biotita e dos piroxênios,

geralmente se desenvolvendo nas clivagens e fraturas destes minerais.

Os cristais de titanita ocorrem de forma granular, com dimensões variando de

0,1 a 0,4 mm. Apresenta inclusões de opacos.

O epídoto ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões

inferiores a 0,4 mm e pleocroísmo fraco em tons esverdeados, geralmente inclusos em

biotita e plagioclásio. Os cristais de allanita são idiomórficos a hipidiomórficos, com

dimensões inferiores a 0,2 mm, comumente com fraturas radiais em seu entorno,

exibindo processo de metamictização e apresentando inclusões de opacos.

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A apatita ocorre como pequenos cristais circulares inclusa no plagioclásio,

feldspato potássico, biotita e clinopiroxênio. Os zircões apresentam-se como diminutos

cristais prismáticos de coloração amarronzada, inclusos nos minerais essenciais da

rocha, além de biotita e titanita. A apatita e o zircão constituem as fases minerais mais

precoces.

6.3.3 - Granitóides Porfiríticos

Ocorrem com textura inequigranular porfirítica, grossa a muito grossa,

caracterizados por fenocristais milimétricos a centimétricos de feldspato potássico

imersos numa matriz composta principalmente por quartzo, plagioclásio, feldspato

potássico, biotita, e subordinadamente, anfibólio. Modalmente, são formados

essencialmente por quartzo, plagioclásio e feldspato potássico. Biotita, hornblenda,

titanita e opacos representam as fases máficas principais, com epídoto, allanita, apatita

e zircão compondo os minerais acessórios. São bastante comuns os processos de

alteração em estado subsolidus, com saussuritização e carbonatação de plagioclásios

e cloritização de biotitas.

O feldspato potássico corresponde a pórfiros de microclínio que representam

os maiores cristais da rocha, atingindo tamanhos centimétricos. São num geral,

idiomórficos a hipidiomórficos mostrando geminação segundo as leis da Albita e do

Periclínio em padrão xadrez, geralmente associadas à geminação Carlsbad, denotando

processo de microclinização de ortoclásio (Prancha 6.3 - Foto A). Outra característica

marcante são as exsoluções pertíticas em vênulas ou filetes (Prancha 6.2 -

Fotomicrografia 6.8) e em barras. Esses cristais frequentemente ocorrem zonados e

apresentam feição poiquilíticas com inclusões de plagioclásio, quartzo, biotita, titanita,

opacos e zircão. Além disso, nos espaços entre os fenocristais e inclusos nestes,

ocorre um segundo tipo textural de microclínio (Kf I), apresentando-se como cristais

xenomórficos com geminação segundo as leis da Albita e do Periclínio em padrão

xadrez, normalmente com extinção ondulante.

O plagioclásio apresenta-se com pelo menos dois tipos texturais (Pl I e Pl II). O

tipo textural Pl I (An15-22 - método Michel-Lévy) ocorre como cristais hipidiomórficos a

xenomórficos, com tamanhos variando de 0,4 a 1,4 mm, inclusos nos fenocristais de

microclínio. Comumente apresentam-se zonados com mirmequitas e albita

desenvolvidas na borda dos cristais (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.9). O tipo textural

Pl II (An20-24 - dados de microssonda) apresenta-se como cristais hipidiomórficos com

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tamanhos variando de 0,6 a 4 mm, geralmente zonados e com geminação polissintética

da Albita, sendo comum a associação desta com a geminação simples segundo a lei

de Carlsbad. Esses cristais comumente desenvolvem vários tipos texturais de

mirmequitas, sendo comum, espessas franjas de mirmequitas bulbosa no contato entre

o Pl II e os fenocristais de microclínio (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.10) e mirmequita

em gotículas no interior do Pl II, gradando para mirmequita bulbosa em contato com o

microclínio, sem desenvolvimento de franja (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.11). Outras

características observadas nestes cristais correspondem as maclas dobradas e

extinção ondulante, denotando forte deformação mecânica (Prancha 6.2,

Fotomicrografia 6.12). Em estágio tardio, esses cristais apresentam alteração para

saussurita e carbonato.

O quartzo representa a fase mais tardia, ocorrendo como cristais xenomórficos

com dimensões bastante variadas (1 a 5 mm), apresentando-se, principalmente, sob a

forma de agregados ocupando os espaços entre os feldspatos (Qtz I). Também ocorre

de forma vermicular nas mirmequitas (Qtz II) e como diminutos cristais neoformados

por processo de recristalização do Qtz I. O quartzo normalmente inclui todos os demais

minerais da rocha e frequentemente desenvolve extinção em bandas nas porções mais

deformadas (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.13).

A mineralogia máfica pode ocorrer dispersa na rocha, sem nenhuma orientação,

ou demarcando uma foliação nos fácies mais deformados. A biotita ocorre como

cristais hipidiomórficos a idiomórficos, lamelares, com pleocroísmo em tons marrom

claro, avermelhado ou esverdeado. Frequentemente apresenta-se inclusos nos grãos

de feldspato e truncando cristais de anfibólio. Geralmente os cristais de biotita ocorrem

em associação com titanita, opacos, epídoto e anfibólio (Prancha 6.3, Fotomicrografia

6.14). Os cristais de biotita alteram-se para clorita e opacos e apresentam inclusões de

zircão, apatita e allanita.

Os anfibólios apresentam características da família das hornblendas, com

pleocroísmo variando do verde claro ao verde escuro, ângulo de extinção em torno de

25-30° e ângulo dos eixos óticos (2V) de ~65º. São num geral, hipidiomórficos, com

tamanhos variados, geralmente associados às biotitas e epídotos e com inclusões de

apatitas, opacos e titanitas. As titanitas distribuem-se em dois tipos texturais (Tit I e Tit

II). A Tit I é representada por cristais idiomórficos (dimensões variando de 0,1 a 0,8

mm) com seções losangulares associadas a biotitas e opacos (Prancha 6.3,

Fotomicrografia 6.14), e com inclusões deste último e também de apatitas. O tipo

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textural Tit II ocorre como cristais xenomórficos a hipidiomórficos, basicamente

relacionados a opacos, denotando processo de esfenitização ou com inclusões deste

(Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.15).

Os opacos apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é

hipidiomórfico a xenomórfico com tamanho de até 1 mm, ocorrendo geralmente

associados à biotita, dispersos na matriz ou inclusos em Tit II (Prancha 6.3,

Fotomicrografia 6.15). Apresentam inclusões de zircão e apatita. Já o tipo Op II é

xenomórfico, menores que 0,4 mm, sendo o mesmo formado a partir da

desestabilização da biotita, anfibólio e allanita.

Os cristais de allanita são idiomórficos a hipidiomórficos, com dimensões

inferiores a 1 mm, comumente com fraturas radiais em seu entorno (Prancha 6.3,

Fotomicrografia 6.16), intimamente associados aos Ep II (Prancha 6.3,

Fotomicrografias 6.17, 6.18 e 6.19), frequentemente zonados (Prancha 6.3,

Fotomicrografia 6.17), exibindo processo de metamictização (Prancha 6.3,

Fotomicrografias 6.18 e 6.19) e apresentando inclusões de opacos.

O epídoto ocorre sob três formas distintas (Ep I, Ep II e Ep III). O Ep I ocorre

como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões inferiores a 0,8 mm e

pleocroísmo fraco em tons esverdeados, geralmente inclusos em titanita (Prancha 6.3,

Fotomicrografia 6.17), biotita e plagioclásio. O Ep II ocorre coroando cristais de allanita,

formando bordas finas ou espessas (Prancha 6.4, Fotomicrografias 6.17 e 6.18), ou

ainda com forma irregular (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.19). O Ep III é tipicamente

secundário, xenomórficos, com tamanhos inferiores a 0,2 mm, relacionados a

processos tardi-magmáticos a partir de biotita, anfibólio e plagioclásio.

A apatita ocorre como pequenos cristais arredondados e os zircões

apresentam-se como diminutos cristais prismáticos de coloração amarronzada. Ambos,

apatita e zircão, ocorrem inclusos nos minerais essenciais da rocha, além de biotita,

anfibólio e titanita.

6.3.4 - Granitos Microporfiríticos

São rochas de textura fina a média, inequigranulares, microporfiríticas,

possuindo feldspato potássico, plagioclásio e quartzo como fases essenciais e biotita e

anfibólio como principais máficos. Podem conter ainda titanita, opacos, epídoto,

allanita, zircão e apatita compondo a mineralogia acessória. É comum a presença de

muscovita, mica branca, saussurita e clorita como minerais tardi-magmáticos.

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O feldspato potássico corresponde a cristais de microclínio ocorrendo de

forma hipidiomórfica a xenomórfica, com tamanho máximo de até 4 mm. Possuem

geminação do tipo albita-periclínio em padrão xadrez (Prancha 6.4, Fotomicrografia

6.20) e textura pertítica venular. Nos cristais maiores são comuns as inclusões de

biotita, quartzo, plagioclásio, opacos, titanita e allanita, gerando um aspecto textural

poiquilítico ao microclínio. A alteração para mica branca é comumente observada

(Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.20). Além disso, cristais menores idiomórficos, com

forma poligonal dispostos em mosaico, são observados localmente em algumas

seções.

Os cristais de plagioclásio se distribuem em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl

III). O tipo Pl I é caracterizado por cristais nucleados inclusos nos cristais maiores de

microclínio (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.20). Os mesmos apresentam-se com

tamanhos inferiores a 0,5 mm e geminação polissintética. O tipo textural Pl II (An15-25 -

método Michel-Lévy) constitui os cristais hipidiomórficos que compõem a matriz da

rocha, ocorrendo com tamanhos variando de 0,4 até 1,0 mm e com geminação

polissintética, às vezes associada à Carlsbad, e com zoneamento simples. Os mesmos

ocorrem freqüentemente saussuritizados e com alteração para carbonato. Por fim, o Pl

III corresponde aos tipos mirmequíticos, ocorrendo geralmente nos contatos entre o Pl

II e o microclínio.

Os cristais de quartzo são no geral xenomórficos, podendo ser subdivididos em

três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O tipo Qtz I representa o mais comum

ocorrendo com tamanhos inferiores a 1 mm e com textura em mosaico poligonal

disseminado na matriz da rocha. O Qtz II corresponde aos tipos vermiformes

encontrados na textura mirmequítica. O tipo Qtz III compreende pequenos cristais

xenomórficos estirados, em agregados, definindo textura em ribbon, sendo este tipo

textural relacionado a deformação mecânica do Qtz I em zonas de alto strain.

Da mesma forma que observou-se nos granitóides porfiríticos, os máficos podem

ocorrer dispersos na rocha, sem nenhuma orientação, ou estirados nos fácies mais

deformados, demarcando a foliação. A biotita representa o máfico dominante,

ocorrendo como cristais hipidiomórficos lamelares, de cores marrom clara,

avermelhada ou esverdeada, sendo estes inclusos nos grãos de microclínio, Qtz I e Pl

II. A mesma altera-se para muscovita, clorita e opacos.

Os anfibólios são hipidiomórficos a xenomórficos, com tamanhos menores que

0,8 mm. As características óticas marcantes deste mineral são o pleocroísmo verde

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escuro a verde acastanhado, duas clivagens geralmente perfeitas formando ângulo de

~56°, ângulo de extinção de ~25° e ângulo dos eixos óticos (2V) de ~60º. Tais

características permitem classificar esse anfibólio como sendo do grupo das

hornblendas. Transformações tardi-magmáticas desse mineral originam epídoto e

opacos. Os clinopiroxênios ocorrem com forma xenomórfica e dimensões inferiores a

0,5 mm. As características óticas do tipo pleocroísmo em tons de verde, ângulo de

extinção alto (~40º), sinal ótico positivo e ângulo dos eixos óticos (2V) de 60º, permitem

classifica-lo como sendo da série diopsídio-hedenbergita.

Dentre os acessórios, a titanita constitui pequenos cristais xenomórficos,

inclusos na biotita e microclínio, ou dispersos na matriz. Também podem ocorrer

coroando cristais de opacos, denotando processo de esfenitização. Os opacos

apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é hipidiomórfico com

tamanho inferior a 0,4 mm e ocorre geralmente associado à titanita. Já o tipo Op II é

xenomórfico, sendo o mesmo formado a partir da desestabilização da biotita e allanita.

Os cristais de epídoto estão associados à biotita e anfibólio, em geral inclusos

nestes minerais. A allanita é tabular, xenomórfica de coloração amarelada a

acastanhada, geralmente bastante metamictizada.

O zircão e a apatita apresentam-se como pequenos cristais idiomórficos (< 0,2

mm), prismáticos, inclusos nas demais fases minerais, constituindo os cristais mais

precoces da rocha.

6.3.5 - Diques e Sheets Micrograníticos

Os microgranítos apresentam textura equigranular, fina a média com mineralogia

formada por quartzo, feldspato potássico e plagioclásio como constituintes principais e

biotita representando o máfico dominante. A mineralogia acessória é composta de

opaco, epídoto, titanita, allanita, apatita e zircão. É bastante comum a presença de

saussurita e carbonato, como produtos de alteração do plagioclásio, mica branca

desenvolvida a partir dos feldspatos potássicos e muscovita, clorita e opacos como

produto de alteração da biotita.

O quartzo é xenomórfico, granular, com dimensões médias variando de 0,2 até

2,5 mm. Ocorre como cristais dispersos na rocha, geralmente formando textura em

mosaico poligonal, apresentam-se também como cristais vermiformes encontrados nas

abundantes texturas mirmequíticas dos plagioclásios (Prancha 6.4, Fotomicrografia

6.21).

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O feldspato potássico é do tipo microclínio, são cristais hipidiomórficos a

xenomórficos com tamanhos variando de 0,2 a 4 mm, apresentando geminação

segundo as leis da Albita e do Periclínio em padrão xadrez (Prancha 6.4,

Fotomicrografias 6.21 e 6.22) e também com geminados simples segundo a lei de

Carlsbad. Apresentam textura pertítica venular e podem ter inclusões de plagioclásio,

quartzo, biotita e titanita, dando aos cristais maiores um aspecto poiquilítico.

Comumente apresentam-se alterados para mica branca.

Os plagioclásios apresentam-se em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl III). O Pl I

apresenta-se incluso nos cristais maiores de microclínio, com tamanhos inferiores a 0,5

mm e com geminação polissintética segundo a lei da Albita. Os mesmos desenvolvem

textura mirmequítica no contato com o microclínio (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.21).

O segundo tipo, o Pl II (An15-20 - métoto Michel-Lévy) representa os cristais mais

comuns de plagioclásio, ocorrendo como cristais maiores (dimensões superiores a 1

mm), hipidiomórficos a xenomórficos e como cristais menores (tamanhos inferiores a

0,5 mm) dispersos na matriz da rocha. Apresentam geminação polissintética simples

segundo a lei da Albita, inclusões de biotita, titanita, opacos, apatita e zircão,

geralmente sofrem transformação para saussurita e carbonato e com abundantes

mirmequítas bulbosas desenvolvidas nas bordas destes com os microclínios (Prancha

6.4, Fotomicrografias 6.21 e 6.22). O terceiro e último tipo, Pl III, compreende os

pequenos cristais em agregados mirmequíticos, associados aos feldspatos potássicos

(geralmente nas bordas destes, assemelhando-se a textura mortar).

Como dito anteriormente, o máfico dominante nos dique e sheets

micrograníticos corresponde a biotita, que ocorre como cristais hipidiomórficos a

idiomórficos, lamelares, de cores marrom clara ou esverdeada, com tamanhos

inferiores a 3 mm, inclusões de epídoto, allanita, zircão e apatita, comumente

transformando-se para muscovita, clorita e opacos.

Os opacos mostram-se em pelo menos dois tipos texturais (Op I e Op II). O Op I

é o mais comum, ocorrendo de forma hipidiomórfica, de dimensões variando de 0,1 a

0,5 mm, com bordas de titanita e inclusos nos plagioclásios (Pl II), microclínio e

quartzo. O Op II ocorre como diminutos cristais associados à desestabilização das

biotitas. Os cristais de epídoto são xenomórficos, com tamanhos inferiores a 0,4 mm,

associados à alteração de biotita e plagioclásio. As titanitas são hipidiomórficas, com

tamanhos inferiores a 0,4 mm, sendo caracterizadas por dois tipos texturais (Tit I e Tit

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II). A Tit I ocorre geralmente inclusa em cristais de Pl II, quartzo e biotita e a Tit II está

intimamente associada a transformações de opacos (esfenitização).

A allanita apresenta-se como pequenos cristais idiomórficos, dispersos na

rocha, ou como inclusões em biotita, mostrando avançado processo de

metamictização. A apatita e o zircão constituem os minerais mais precoces da rocha,

estando inclusos nas outras fases minerais, ambos ocorrendo como diminutos cristais

idiomórficos, prismáticos.

6.4 - Seqüência de Cristalização

A partir das observações feitas nas diferentes fases minerais, tais como,

relações de inclusões, contatos e morfologia, foi possível interpretar a seqüência de

cristalização para as rochas da suíte plutônica estudada. Tais informações representam

a base para as discussões a cerca das condições de cristalização que serão

apresentadas no capítulo seguinte. Grande parte das feições diagnósticas das

seqüências de cristalização apresentadas neste item estão contidas nas descrições

petrográficas precedentes, sendo tratadas aqui apenas as consideradas mais

relevantes. A figura 6.6 sintetiza a seqüência de cristalização para cada unidade

plutônica descrita neste capítulo. Segui-se a baixo uma descrição sumária da

seqüência de cristalização proposta para a suíte de rochas plutônias estudadas.

As primeiras fases minerais a se cristalizarem, comuns a praticamente todas as

suítes, são apatita e zircão, muito embora não tenha sido possível estabelecer quem é

mais tardio em relação ao outro. Apesar de terem sido pouco observadas, texturas

indicativa de zonação mineral em cristais de zircão são indicativas cristalização

relativamente lenta, com variações de pressão e temperatura no decorrer da evolução

magmática.

Na seqüência, cristaliza-se a allanita e opacos (comum a todas as suítes).

Subsequentemente ocorre à cristalização de titanitas I, comumente losangulares e

epídoto I hipidiomórfico, frequentemente incluso em biotita e anfibólio. Ambos, Tit I e Ep

I, são comuns aos Encraves Intermediários a Máficos, Rochas Dioríticas Porfiríticas e

Granitóides Porfiríticos. Nos Granitos Microporfiríticos e Diques e Sheets Microgranitos,

apenas a Tit I encontra-se presente.

Os cristais de titanita II e epídoto II apresentam-se coroando cristais de opacos e

allanita, respectivamente.

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Representando minerais magmáticos precoces, têm-se a cristalização dos

cristais de piroxênios que se formam nas suítes de rochas Intermediárias a Máficas

(clinopiroxênio) e Dioríticas Porfiríticas (clino e ortopiroxênios).

Os anfibólios e biotitas vêm em seguida, compreendendo fases importantes e

abundantes em algumas suítes. Os cristais de anfibólio apresentam-se sob duas

formas: a primeira corresponde a cristais idiómorficos a hipidiomórficos que ocorrem

associados a biotitas, dispersos na matriz das rochas (Encraves Intermediários a

Máficos, Granitóides Porfiríticos e Granitos Microporfiríticos), e a segunda representa

cristais fortemente associados aos piroxênios, geralmente como produto da

transformação destes (Encraves Intermediários a Máficos e Rochas Dioríticas

Porfiríticas). As biotitas ocorrem geralmente com forma lamelar e são abundantes em

todas as suítes estudadas, representando uma fase mineral mais tardia, comumente

aparece truncando cristais de anfibólio.

O plagioclásio I vem em seguida na, ocorrendo como inclusões em microclínio e

plagioclásio II. O Pl II, comum a todas as suítes, cristaliza-se logo após, seguido por

feldspato potássico tipo I (observado apenas nos Granitóides Porfiríticos), que ocorre

incluso nos fenocristais de feldspato potássico (tipo II, para os granitóides). O feldspato

potássico e o quartzo I cristalizam-se, e juntamente com plagioclásio formam a matriz

da rocha, ocupando os interstícios entre os fenocristais.

Vários tipos de mirmequítas são formadas, com destaque para as desenvolvidas

nos Pl I (mirmequítas de inclusão) e no contato entre o Pl II e o microcínio (mirmequítas

de borda e bulbosas).

Em um estágio tardi-magmático de alta temperatura, observa-se principalmente

nas rochas dioríticas porfiríticas, o geração de plagioclásio III, que juntamente com

quartzo, ocorrem como produto da recristalização dos plagioclásios II.

Minerais associados a transformações em estágio subsolidus de baixa

temperatura, provavelmente relacionados a efeitos de fluidos tardi-magmáticos, são

representados por saussurira, mica branca, clorita, muscovita, opacos, epídoto e

carbonato.

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6.5 - Considerações Petrogenéticas Preliminares

Baseado nas feições microtexturais e nas associações minerais observadas ao

longo deste capítulo, algumas considerações sobre as condições de cristalização,

evolução e transformações tardi-magmáticas, inerentes às unidades plutônitas

estudadas, são aqui reportadas prudentemente, visando fornecer evidências do

ambiente e condições dominantes na época de formação destas rochas.

Tendo em vista que a fugacidade de oxigênio de um magma esta relacionada

com sua fonte, Wones (1989) afirma que a paragênese titanita + magnetita + quartzo,

ocorrendo em equilíbrio, e associada à clinopiroxênios ou anfibólios com razão

Mg/Mg+Fe2+ intermediárias a alta, são indicativos de condições de fugacidade de

oxigênio elevadas.

As suítes apresentam cristais de opacos como seções quadráticas

(provavelmente tratando-se de magnetita - Op I) e titanitas losangulares, como fases

precoces, indicando que o magma progenitor era relativamente oxidado.

A presença marcante de cristais de allanita coroados por epídoto, também são

idicativos de alta fugacidade de oxigênio. A allanita é oxidada e parte do seu Fe2+ é

substituído por Fe3+, formando os mantos de epídoto. Essa textura é bastante comum

nos granitóides porfiríticos e nas rochas intermediárias a máficas.

Nos granitóides porfiríticos, a presença de anfibólios e biotitas (minerais

hidratados) como fases precoces aos feldspatos, são indicativos que o magma

progenitor dessas rochas estava subsaturado em água.

A presença de mirmequítas, principalmente desenvolvidas nas bordas dos

cristais maiores de plagioclásio e feldspato potássico, reflete um volume de fluidos

tardi-magmáticos enriquecido em voláteis.

Os processos de carbonatação dos plagioclásios sugerem atuação de fluidos

tardi-magmáticos ricos em CO2. Já a saussuritisação, evidencia uma fase fluida mais

rica em H2O.

O processo de cloritização das biotitas reforça a indicação da introdução tardia

de fluidos enriquecidos em H2O e O2 no sistema.

Finalmente, os cristais zonados de plagioclásio e feldspato potássico, bem como

allanita e zircão, são indicativos de cristalização fracionada, como processo principal de

evolução magmática das suítes estudadas.

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7.1 - Introdução

Neste capítulo são apresentadas algumas análises químicas em anfibólios,

piroxênios, biotitas e plagioclásios, visando compreender a natureza e as condições

físico-químicas (P, T e O2) nas quais as rochas graníticas estudadas foram

cristalizadas. Ênfase será dada aos fácies dominantes da suíte plutônica estudada,

como é o caso dos granitóides porfiríticos (Plúton Serrinha) e encraves intermediários a

máficos associados, além das rochas dioríticas porfiríticas (Plúton Poço Verde). Para

isso, 4 seções delgadas foram selecionadas, sendo 1 para o granito porfirítico, 2 para

os encraves e 1 para o diorito porfirítico. As análises foram realizadas utilizando-se

microssondas eletrônicas das universidades de Brasília (IG-UnB) e Blaise Pascal

(Clermont-Ferrand, França). Na primeira, o equipamento utilizado foi do tipo Cameca

SX-50 com sistema EDS acoplado, sendo as condições operacionais de 15 kV,

corrente de 20 nA e tempo médio de contagem de 10s para cada análise. Na segunda,

a microssonda utilizada foi a do tipo Camebax SX-100, com voltagem de 15 kV,

corrente de 11 nA e tempo médio de contagem de 10s para cada análise.

7.2 - Anfibólios

Foram analisados anfibólios do granitóide porfirítico de Serrinha e dos encraves

intermediários a máficos (Tabelas 7.1a, b). Como visto no capítulo 6, o anfibólio ocorre

como mineral primário no granitóide porfirítico de Serrinha e nos encraves

intermediários a máficos associados, correspondendo a uma fase acessória comum no

granitóide, ou como máfico modalmente importante nos encraves.

É possível observar nas tabelas 7.1a, b que todos os anfibólios analisados são

ricos em CaO, com teores médios em torno de 11%. Os teores de MgO aumentam do

granitóide porfirítico para os encraves, ocorrendo o inverso em relação ao FeOt. Além

disso, os anfibólios do granitóide porfirítico apresentam teores de TiO2 mais elevados

do que os dos encraves.

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A nomenclatura utilizada para os anfibólios segue as normas sugeridas pelo IMA

(Internatial Mineralogical Association) apresentadas por Leake et al. (1997). A

classificação química dos anfibólios tem como base a fórmula estrutural geral para 23

oxigênios, sendo do tipo:

AB2CVI

5TIV

8O22(OH2)

T ( = 8,00)= Si+4, Al+3 e Ti+4

C ( = 5,00)= Al+3, Ti+4, Zr+2, Cr+3, Fe+3, Mg+2, Fe+2, Mn+2 e Li+1

B ( = 2,00)= Mg+2, Fe+2, Mn+2, Li+1, Ca+2 e Na+1

A ( = 1,00)= Na+1 e K+1.

A partir da fórmula padrão, o anfibólio pode ser classificado em quatro grupos,

de acordo com os valores de (Ca+Na)B e NaB. Com isso, os anfibólios analisados para

o granitóide porfirítico de Serrinha e encraves associados, são classificados como

sendo do tipo cálcico (ver Figura 7.1a, b).

No granitóide porfirítico, os anfibólios ocorrem como cristais subédricos,

apresentando pleocroísmo variando do verde claro ao verde escuro.

Composicionalmente apresentam-se de forma transicional entre Fe-Edenita, Edenita e

Mg-Hastingsita (AlVI < Fe3+), ocorrendo ainda cristais de Mg-Hornblenda (Figura 7.1a,

b). Possuem em média razão Mg/(Mg+Fe2) de 0,52 e conteúdo de AlT de 1,77, o que

sugere cristalização a pressões relativamente elevadas (Hammarstron & Zen 1986,

Hollister et al., 1987, Schimidt 1992, Anderson & Smith 1995).

Nos encraves, o anfibólio forma cristais euédricos a subédricos, com

pleocroísmo em tons de verde pálido e verde escuro. Composicionalmente mostram

três populações distintas. A primeira apresenta uma gradação composicional de

tschermakita para hornblenda magnesiana, a segunda com composiçao actinolítica

(Figura 7.1a), ocorrendo ainda, anfibólios do tipo edenita (Figura 7.1b). O tipo actinolita

representa a fase mais tardia da cristalização, possuindo uma razão Mg/(Mg+Fe2) entre

0,73 e 0,75 e conteúdos de AlT de 0,22 a 0,31, indicando uma cristalização em

pressões menos elevadas que os outros tipos, os quais apresentam razão

Ma/(Mg+Fe2) entre 0,55 e 0,61 e conteúdos de AlT de 1,35 a 2,07.

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Figura 7.1 - (a, b) Diagramas de classificação de anfibólios para o granitóide porfirítico deSerrinha e encraves intermediários a máficos associados (Leake et al., 1997).

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7.3 - Piroxênios

Os piroxênios estão presentes como máficos modalmente importantes nas

rochas dioríticas porfiríticas (Plúton Poço Verde), ocorrendo sob a forma de

ortopiroxênios e clinopiroxênios. Sendo os primeiros de coloração cinza clara com

leves tons acastanhados, subédricos a anédricos, ocorrendo sempre associados aos

clinopiroxênios, que apresentam coloração verde pálida, mostrando-se como cristais

subédricos a euédricos.

A classificação adotada para os piroxênios segue as normas da IMA, proposta

por Morimoto (1988), onde os piroxênios são divididos em 4 grupos: Ca-Mg-Fe (Quad),

Ca-Na, Na e outros. Para a classificação inicial, utilizam-se os parâmetros Q

(Ca+Mg+Fe+2) vs. J (2Na), com base no número total de cátions nas posições

octaédricas M1 e M2. No caso dos piroxênios plotarem no campo Quad, utiliza-se o

diagrama Wo-En-Fs, visando classificar os termos ricos em Ca-Mg-Fe. Para separar os

piroxênios do tipo Quad dos demais, utiliza-se o diagrama Q (Wo+En+Fs) - Jd (Jadeíta)

- Ae (Aegirina).

A fórmula estrutural adotada em Morimoto (1988), tomando como base 6 átomos

de oxigênio e 4 cátions, é do tipo:

MVI2M

VI1T

IV2O6

T ( = 2,00)= Si+4, Al+3 e Fe+3

M1 ( = 1,00)= Al+3, Fe+3, Ti+4, Cr+3, V+3, Ti+3, Zr+2, Sc+3, Zn+2, Mg+2, Fe+2 e Mn+2

M2 ( = 1,00)= Mg+2, Fe+2, Mn+2, Li+1, Ca+2 e Na+1.

Os ortopiroxênios são enriquecidos em Fe+2 (0,93) e Mg (0,97) e empobrecidos

em Ca (0,03), apresentando uma razão média de Fe/(Fe+Mg) de 0,49 (Tabela 7.2).

Seguindo a proposta de Morimoto (1988), os mesmos são classificados como do tipo

Quad (Ca-Mg-Fe) (Figura 7.2a), pertencentes à série Enstatita-Ferrosilita (Figura 7.2b),

com composição média Wo(1,7)En(49)Fs(49,3) (Hiperstênio) (Tabela 7.2).

Os clinopiroxênios são enriquecidos em Ca (0,86), Mg (0,68) e Fe2+(0,35) e

empobrecidos em Na (0,03), apresentando uma razão média de Fe/(Fe+Mg) de 0,36

(Tabela 7.3). No diagrama Q (Ca-Mg-Fe 2+) vs. J (2Na) (Figura 7.3a), os clinopiroxênios

plotam no campo Quad. Seguindo a classificação de Morimoto (1988), os

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Figura 7.2 - (a, b) Diagramas aplicados para os ortopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas,

com explicações mais detalhadas no texto (Morimoto 1988).

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clinopiroxênios do grupo Quad foram plotados no diagrama Wo-En-Fs (Figura 7.3b),

onde observa-se que os mesmos apresentam composições de piroxênios cálcicos

transicionais entre a série diopsídio-hedenbergita (Wo(46,5)En(33,9)Fs(17,8)) e augita

(Wo(34,8)En(37,8)Fs(26,2)).

Figura 7.3 - (a, b) Diagramas aplicados para os clinopiroxênios das rochas dioríticas

porfiríticas, com explicações mais detalhadas no texto (Morimoto 1988).

7.4 - Biotitas

Foram analisadas biotitas para o granito porfirítico de Serrinha, encraves

intermediários a máficos e diorito porfirítico de Poço Verde (Tabelas 7.4, 7.5 e 7.6).

Nestes, as mesmas representam o máfico dominante, seguida em alguns casos por

anfibólio. Composicionalmente, as biotitas analisadas dos diferentes litotipos podem ser

distinguidas com base nos teores de FeO, MgO e TiO2. É possível observar que as

biotitas analisadas para o granito porfirítico, encraves e diorito porfirítico apresentam

teores médios similares de MgO, variando entre 10,67% a 13,43%, e distintos com

relação ao FeO e TiO2, com teores médios ligeiramente mais elevados de FeO para o

granitóide porfirítico (20%) em relação aos encraves (17,4% a 19,4%) e ao diorito

porfirítico (18,9%) e teores médios de TiO2 em torno de 5,4% para o diorito porfirítico,

1,5% a 2,4% para os encraves e 2,5% para o granitóide porfirítico.

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O cálculo da formula estrutural das biotitas foi feito com base em 24 átomos de

oxigênio (22 átomos de oxigênio equivalentes, não considerando H2O), com os sítios

de ocupação sendo preenchidos de acordo com a equação abaixo definida por Deer et

al., (1977):

X2Y4-6Z8O22(OH, F, Cl)2

Z ( = 8,00)= Si+4, Al+3 e Fe+3

Y ( = 6,00)= Al+3, Mg+2, Fe+2, Fe+3, Ti+4, Mn+3, Cr+3, Li+1

X ( = 2,00)= K+1, Na+1, Ca+2, Ba+1, Rb+1 e Cs+1.

No diagrama AlIV vs. Fe/(Fe+Mg) (Figura 7.4), as biotitas analisadas para os

fácies majoritários da suíte plutônica de Serrinha apresentam trends paralelos,

caracterizados por variações limitadas nas razões Fe(Fe+Mg) e maiores variações nos

teores de AlIV, plotando de forma transicional entre as moléculas da anita e da

flogopita. Da mesma forma que visto para os anfibólios, populações distintas de biotitas

para os encraves intermediários a máficos e granitóides porfiríticos podem ser

observdas (Figura 7.4). Tais características evidenciam a complexidade dessas rochas,

com as diferentes populações, refletindo, possivelmente, o variado grau de mistura

observado em campo para essas suítes.

Segundo Speer (1984), as biotitas encontradas em rochas plutônicas são

freqüentemente afetadas por r eequilíbrio pós-magmático. No diagrama de Nachit

(1986), que utiliza TiO2 - FeO+MnO - MgO (Figura 7.5), as biotitas do granito porfirítico

de Serrinha formam um trend verticalizado que vai do campo das biotitas primárias

para o campo das biotitas reequilibradas, enquanto as biotitas dos encraves

posicionam-se no campo de biotitas reequilibradas. Já as biotitas do diorito porfirítico

plotam no primeiro campo, não mostrando evidências de reequilíbrio.

Partindo-se do pré-suposto que a composição de biotitas reflete a natureza do

magma a qual ela se cristalizou, alguns diagramas geoquímicos são utilizados na

correlação da composição de biotitas com associações magmáticas. Nachit et al.,

(1985), utilizando os conteúdos de AlT e Mg de biotitas de diferentes granitóides,

definiram campos representativos para essas rochas e mostraram a existência de uma

relação direta entra a composição química do mineral com o magma parental. Abdel-

Rahmam (1994) utilizando-se de elementos em % de óxido, mostrou, por diagrams do

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tipo MgO - FeO - Al2O3, que a composição de biotitas é dependente da natureza do

magma original.

No diagrama AlT vs. Mg (Figura 7.6), as biotitas do granitóide porfirítico de

Serrinha plotam no campo subalcalino, com duas populações podendo ser

individualizadas. O mesmo ocorre para os encraves intermediários a máficos, com uma

população plotando no campo cálcio-alcalino e a outra, trasicional entre subalcalino –

cálcio-alcalino. Já as rochas dioríticas porfiríticas do plúton Poço Verde apresentam

biotitas com características tipicamente subalcalinas.

No diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Figura 7.7), as biotitas analisadas plotam

invariavelmente no campo de granitóides cálcio-alcalinos, evidenciando o caráter

orogênico das suítes estudadas.

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Figura 7.4 – Diagrama de classificação para as micas com base na quantidade de AlT e na

razão Fe/(Fe+Mg), de acordo com Speer (1984).

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Figura 7.5 – Diagrama TiO2 - FeO+MnO - MgO (Nachit 1986), mostrando as características de

reequilíbrio pós-magmático observado para algumas biotitas analisadas.

Figura 7.6 – Diagrama AlT vs. Mg (Nachit et al., 1985), mostrando a natureza subalcalina –

cálcio-alcalina das biotitas dos fácies majoritários da suíte plutônica estudada.

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Figura 7.7 – Diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Abdel-Rahman 1994) para classificação das

biotitas, mostrando a relação destas com granitos de afinidade cálcio-alcalina.

7.5 - Plagioclásios

O estudo das variações composicionais e evolução dos plagioclásios são feitos

com base na relação entre Albita (Ab) - Anortita (An) - Ortoclásio (Or).

No cálculo da fórmula estrututal foi utilizada a proposta de Deer et al. (1997), na

base de 8 átomos de oxigênio, descrita da seguinte forma:

(A1+xA

2+1-x) (B

3+2-xB

42+x)O8 com 0<x<1

A1+ = Na, K e Rb

A2+ = Ca, Sr, Ba, Pb e Mn

B3+ = Al, B, Ga e Fe

B4+ = Si e Ge.

No granitóide porfirítico, os plagioclásios analisados foram, principalmente, os

denominados de Pl II (ver cap.6), não sendo observadas diferenças significativas entre

este e o tipo textural Pl I, os quais composicionalmente são do tipo oligoclásio (An19,8-

24,4) (Figura 7.8). Comparando-se esses plagioclásios com os analisados para os

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encraves intermediários a máficos, observa-se que os plagioclásios dos encraves são

mais cálcicos e apresentam um intervalo composicional que vai do oligoclásio a

andesina (An22,8-36,6), novamente com duas populações distintas, refletindo em

diferentes graus de mistura (Figura 7.8 e Tabelas 7.7 e 7.8).

Os plagioclásios do diorito porfirítico de Poço Verde apresentam um intervalo

composicional significativo, que vai do oligoclásio a andesina, com uma amostra caindo

no campo da labradorita A grande maioria das analises apresentam características

composicionais da andesina (Figura 7.8 e Tabela 7.9).

Figura 7.8 - Diagrama Or - Ab - An para classificação dos plagioclásios da suíte de rochas

analisadas.

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7.6 - Condições de Cristalização

O uso de geobarômetros, geotermômetros e tampões tem como função

estabelecer, respectivamente, pressão, temperatura e fugacidade de oxigênio, atuantes

nos magmas, durante a qual duas fases minerais atingiram o equilíbrio geoquímico.

Vários geobarômetros, geotermômetros e tampões são descritos na literatura, com a

utilização dos mesmos diretamente ligados a natureza do magma e a paragênese

mineral presente. Para rochas granitóides, essas ferramentas permitem a obtenção de

parâmetros físicos que dão suporte as interpretações de condições de cristalização.

7.6.1 - Geobarometria

O geobarômetro utilizado refere-se a quantidade da AlT na hornblenda, proposto

empiricamente por Hammarstrom e Zen (1986) e Hollister et al., (1987) e confirmados

experimentalmente por Johnson e Rutherford (1989) e Schmidt (1992). Os

experimentos de Hammarstrom e Zen (1986), Hollister et al., (1987) e Johnson e

Rutherford (1989) foram realizados em rochas vulcânicas, enquanto que os de Schmidt

(1992) foram realizados em tonalitos compostos por plagioclásio, quartzo, ortoclásio,

titanita e óxidos de Fe e Ti, além de anfibólios com Si variando de 5,9 a 7,5 pfu e Ca

entre 1,0 a 1,9 pfu, sob condições variáveis de pressão (2,5 a 13 Kbar). A correlação

linear entre AlT na hornblenda e a pressão, deduzida por Hollister et al., (1987)

(empírico) e Schmidt (1992) (experimental), obedecem às equações que se seguem:

P (+1 kbar) = -4,76 + 5,64 AlTHb (Hollister et al., 1987)

P (+0,6 kbar) = -3,01 + 4,76 AlTHb (Schmidt 1992).

O geobarômetro do AlT em anfibólio foi aplicado para o granitóide porfirítico de

Serrinha e enclaves intermediários a máficos associados. Os resultados calculados

com base nos métodos de Hollister et al., (1987) e Schmidt (1992) estão apresentados

na Tabela 7.10. As pressões calculadas para o granitóide porfirítico de Serrinha (5,2-

5,4 kbar) são ligeiramente menores do que as calculadas para os encraves (5,5-5,7

kbar). Tendo em vista os erros de 1,0 kbar e 0,6 kbar para os valores obtidos das

equações de Hollister et al., (1987) e Schmidt (1992), pode-se admitir que as pressões

dessas suítes se superpõem, interpretando-se para a região estudada uma pressão de

cerca de 5-6 kbar para o reequilíbrio do AlT em anfibólio.

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A figura 7.9 mostra o diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em

Anderson & Smith 1995) mostrando os possíveis intervalos de pressão para os

anfibólios do granito porfirítico e encraves intermediários a máficos, confirmando-se as

pressões em torno de 5 e 6 kbar.

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Figura 7.9 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995)

mostrando os possíveis intervalos de pressão para os anfibólios do granito porfirítico e

encraves intermediários a máficos.

7.6.2 - Geotermometria

Para a obtenção da temperatura, dois geotermômetros foram utilizados para o

granitóide porfirítico e encraves associados. O primeiro corresponde ao geotermômetro

do plagioclásio-anfibólio, que se baseia no AlIV contido no anfibólio coexistente com

plagioclásio, em rochas saturadas em sílica. Blundy & Holland (1990) mostraram que o

principal vetor de mudança no anfibólio em função da temperatura reside na molécula

de tschermaquita [Na -1)A(AlSi-1)

T1], com base nas reações: edenita + 4 quartzo

tremolita + albita e pargasita + 4 quartzo hornblenda + albita, gerando a seguinte

expressão matemática:

LnK

YPT

008314,00429,0

98,48677,0com Plag

AbXSi

SiK )

8

4(

Nesta equação, Si representa o número de átomos por fórmula (pfu), com P em

kbar e T em °K. Para XAb > 0,5, o valor de Y é 0, e para X Ab < 0,5, Y = -8,06 + 25,5 (1-

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XAb)2. O resultado obtido representa a temperatura na qual o plagioclásio e o anfibólio

atingiram o equilíbrio químico, com uma precisão no intervalo de 35°C a 75°C. Este

geotermômetro só pode ser aplicado a anfibólios com Si < 7,8 pfu que coexistam com

plagioclásios com Na < 92%.

A tabela 7.11 mostra os valores obtidos através do geotermômetro do

plagioclásio-anfibólio, de acordo com Blundy & Holland (1990) para o granitóide

Serrinha e encraves máficos associados. Observa-se que os valores obtidos para

essas duas suítes são bastante semelhantes, tendo em vista os erros envolvidos nos

cálculos (35°C a 75°C), com o granito porfirítico apresentando valores médios de

temperatura (730 °C) pouco menos do que os obtidos para os encraves (738°C).

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118

O outro geotermômetro utilizado considera a saturação de Zr na rocha, partindo

do principio que o coeficiente de partição do Zr cristal/líquido é função da temperatura.

Tal principio foi definido com base em experimentos (Watson e Herrison 1984),

definindo o comportamento da saturação em zircão em líquidos anatéticos, e o

caracterizando como função da temperatura. Com isso, Watson (1987) estabelece uma

equação para o cálculo da temperatura do zircão com base na saturação de Zr na

rocha:

)18,17

12900(273)(

LnZrCT , onde Zr é a concentração de Zr (ppm) na rocha.

A aplicação da equação de Watson (1987) nas amostras analisadas encontra-se

sumarizada na tabela 7.12. Os granitóides porfiríticos apresentam temperaturas médias

calculadas pelo geotermômetro do Zr de 771°C, superiores as obtidas pelo

plagioclásio-anfibólio (730°C). Como o zircão é uma das fases mais precoces na

cristalização do magma (ver seqüência de cr istalização, cap. 6), é natural que o

geotermômetro do Zr forneça temperaturas mais elevadas, as quais podem ser

inferidas como a temperatura mínima do líquidus. As temperaturas calculadas para os

encraves, para os dois métodos, são bastante similares (738°C – 739°C). Os encraves

ocorrem frequentemente englobando cristais de feldspatos dos granitos porfiríticos, o

que indica diferenças de temperatura entre os dois magmas, pois no momento em que

os granitóides porfiríticos estavam com boa percentagem de cristais o magma

intermediário a máfico, ainda estava líquido e quente para incorporar cristais do granito.

As temperaturas obtidas pelo Zr para as rochas dioríticas porfiríticas de Poço

Verde apresentam valores superiores as calculados para o granito porfirítico e

encraves, com valores médios de 845°C. Podendo se tratar da temperatura inicial de

cristalização deste corpo. Souza et al., (2005) aponta valores de temperatura para o

mesmo corpo, com base no geotermômetro de dois piroxênios proposto por Brey e

Köhler (1990), de 740°C a 640°C (partiç ão do Ca e Na, respectivamente).

Os valores ora apresentados são condizentes com os cálculos

termobarométricos obtidos por Souza et al., (2005) (rochas granulíticas tardi-

brasiianas), Nascimento (1998) e Nascimento (2000) (ambos em granitóides sin-

tectônicos), para rochas do Maciço São José de Campestre.

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7.6.3 - Fugacidade de Oxigênio ( O2)

Altas razões Mg/(Mg+Fe), tanto em rocha total quanto em minerais

ferromagnesianos, são indicativas de cristalização a O2 elevadas (Frost 1991,

Anderson & Smith 1995), geralmente compatíveis com as condições de formação de

granitos da série magnetita (Ishihara 1981). As razões Mg/(Mg+Fe) observadas para o

granitóide porfirítico e encraves, sugerem que essas rochas formaram-se sob

condições de O2 relativamente oxidantes. O diagrama relacionando a razão

Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (Figura 7.10) ilustra de maneira mais clara as relações

entre a composição dos anfibólios com a O2.

Wones (1989) propõe o equilíbrio hedenbergita + ilmenita + oxigênio titanita +

magnetita + quartzo para caracterizar o grau de oxidação em rochas graníticas. Com

base nesta relação, a seguinte equação é proposta:

T

P

TfO

)1(142,098,14

309302log , com T em °K e P em bar.

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A paragênese titanita + magnetita + quartzo, que define o tampão para a formula

acima, está presente nas rochas enfatizadas neste capítulo. Para as rochas dioríticas

porfiríticas utilizou-se o valor de P = 5,5 kbar, inferido com base na média das outras

suítes. Os valores de O2 estão representados na tabela 7.13 e na figura 7.11. O fato

da titanita e magnetita ocorrerem como cristais mais precoces até cristais mais tardios,

indica que, a cristalização das suítes estudadas se deu segundo o tampão titanita +

magnetita + quartzo (Figura 7.11).

As hipóteses ora apresentadas são reforçadas pelos dados petrográficos

discutidos no capítulo anterior, onde se observou a ocorrência de titanita e magnetitas

magmáticas, considerados minerais de ambiente oxidante (Wones 1989). Além disso, a

presença de epídoto magmático corrobora com tal afirmação, sugerindo magma

relativamente oxidado como progenitor destas rochas.

Figura 7.10 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (baseado em Anderson & Smith

1995) mostrando as composições desses minerais nos granitóides porfiríticos e encraves, e

suas prováveis relações com a O2 reinante durante a cristalização.

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Figura 7.11 - Diagrama O2 (log O2 ) vs. temperatura, mostrando a estabilidade de várias

paragêneses minerais (Wones 1989).

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8.1 - Introdução

Este capítulo apresenta dados analíticos e interpretações dos aspectos

geoquímicos das rochas plutônicas neoproterozóicas, separadas inicialmente com base

em características de campo e petrográficas (Capítulos 3, 4 e 5). O estudo tem como

premissa analisar quimicamente a suíte plutônica e situar a mesma no contexto de

séries magmáticas. Além disso, o presente capítulo tem como objetivo discutir as

principais feições petrogenéticas da suíte plutônica de Serrinha com base na

correlação dos dados apresentados ao longo da presente dissertação.

Visando caracterizar de forma qualitativa os mecanismos que atuaram na

gênese e evolução das suítes ora estudadas, serão aqui abordadas de forma resumida,

as principais feições inerentes à tipologia, inferências quanto a fontes, processos

evolutivos e ambiente tectônico das rochas analisadas. No tocante a discriminação de

ambientes tectônicos, os esquemas classificatórios aqui adotados são baseados

principalmente no quimismo de elementos traços.

Para o presente estudo, foram realizadas 35 análises de rocha total, para

elementos maiores, menores e alguns traços, e 12 análises para elementos terras

raras. Deste conjunto, foram feitas 14 análises para as rochas granitóides porfiríticas (3

para ETR), 10 análises para os encraves intermediários a máficos (2 para ETR), 2 para

as rochas dioríticas porfiríticas (1 para ETR), 2 para os granodioritos porfiríticos (1 para

ETR), 3 para os granitos microporfiríticos (2 para ETR) e 4 para os diques e sheets

micrograníticos (3 para ETR). As análises foram feitas por fluorescência de raio-X e

através da utilização de espectometria de emissão acoplada a uma fonte de plasma

(ICP). Os dados litogeoquímicos foram obtidos no Laboratoire de Pétrologie et

Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), no Centre de

Recherches Pétrographiques et Géoquimiques – CRPG/CNRS (Vandoeuvre, França) e

na Lakefield Geosol Laboratórios Ltda. (Belo Horizonte, Brasil).

O tratamento dos dados e construção dos diferentes diagramas geoquímicos

foram feitos com os softwares Excel, Newpet (D. Clarke, versão 1994 - Mem. Univ.

Newfoundland) e PetroGraph (M. Petrelli, versão 2005 – University of Perugia).

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123

8.2 - Caracterização Química com base em Diagramas de Variação

Nas tabelas 8.1 a 8.3 são distribuídos os dados obtidos a partir das análises

químicas feitas para os diferentes tipos litológicos da suíte plutônica estudada. A

localização das respectivas amostras pode ser vista no anexo 01 deste trabalho (Mapa

de Pontos).

Com o auxilio da visualização desses dados nos diagramas de variação do tipo

Harker, utilizando SiO2 como índice de diferenciação em relação aos óxidos (figura

8.1), os oito litotipos analisados podem ser subdivididos inicialmente em dois grandes

grupos distintos de rochas. O primeiro corresponde ao grupo de rochas de caráter mais

básico, com teor de SiO2 variando de 48,4% a 59,5%, e o segundo representa as

rochas de caráter mais ácido, com teores de SiO2 variando de 62,8% a 76,46%. Além

disso, as rochas de caráter mais básico (menos evoluídas), apresentam baixos teores

de K2O e teores mais elevados em Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 em relação

ao grupo de rochas mais ácidas (mais evoluídas).

Analisando-se o total de álcalis (Na2O+K2O) dos tipos litológicos estudados,

observa-se que as rochas de características mais básicas apresentam teores de álcalis

mais baixos (2,2% - 7,7%) em relação ao grupo de rochas mais ácidas, que ocorrem

com teores de álcalis variando de 5,7% - 9,2%. As razões Na2O/K2O são quase sempre

inferiores a 1 para as rochas de caráter ácido e superiores a 1 para o grupo de rochas

básicas.

Tratando-se de cada litotipo de forma individualizada, observa-se que a

distribuição de SiO2 nos granitóides porfiríticos (tabela 8.1) apresenta uma amplitude

restrita, onde é possível notar uma correlação negativa entre a sílica e os demais

elementos maiores nos diagramas do tipo Harker (figura 8.1), com exceção do K2O e o

Na2O, que se apresentam com uma relativa dispersão dos dados. A correlação

negativa observada para o Al2O3 e CaO nos granitóides porfiríticos, indica

fracionamento de feldspatos, notadamente o plagioclásio, bem como de anfibólio,

durante a evolução dessas rochas. Da mesma forma, correlações negativas de Fe2O3,

MgO, TiO2 e P2O5, indicam ter havido fracionamento dos máficos (titanita, opacos,

biotita, anfibólio, allanita e apatita) durante a evolução dessas rochas. Tais

observações são condizentes com as microtexturas descritas no Capítulo 5, há

exemplo de cristais zonados de plagioclásio e allanita. Os granitóides porfiríticos são

facilmente separados geoquimicamente das outras rochas, ocorrendo com teores de

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SiO2 variando de 66,9% a 73%, conteúdo de K2O sempre superior ao de Na2O, total de

álcalis variando de 7,5% a 9,2% e as razões Na2O/K2O sempre inferiores a 1.

Os encraves intermediários a máficos apresentam teores de SiO2 variando de

50,7% a 59,5%, conteúdo de K2O e Na2O aproximadamente iguais e o total de álcalis

variando de 6,1% a 8,15%. Apresentam razões Na2O/K2O variando de 0,79% a 2,3%.

Nos diagramas do tipo Harker (figura 8.1), essas rochas são caracterizados por

exibirem, dominantemente, uma forte dispersão, sem definir correlações lineares

típicas. Todavia, nos diagramas do Fe2O3, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 é possível visualizar

uma tendência geral negativa, condizente com o fracionamento de anfibólio, biotita,

opacos, titanita, allanita e apatita. Nos diagramas do Al2O3 e Na2O é possível visualizar

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uma tendência inicial positiva passando gradativamente para uma tendência negativa.

Este comportamento pode esta de acordo os aspectos microtexturais evidenciados na

petrografia, onde texturas de transformação de clinopiroxênio para anfibólio, aliado ao

caráter expressivo dos cristais de titanita cristalizando precocemente, podem explicar

um aumento progressivo de Al2O3. Além disso, as texturas de zonação em cristais de

plagioclásio podem explicar a posterior tendência negativa observada nos diagramas

do Al2O3 e Na2O, provavelmente relacionada ao fracionamento deste mineral.

Os granodioritos porfiríticos apresentam-se, em todos os diagramas, associados

aos encraves, estando possivelmente relacionados a processos de mistura de

magmas. A dispersão observada nos encraves pode ser reflexo do variado grau de

mistura dessas rochas, evidenciando a complexidade dos processos de mistura de

magmas que envolvem os encraves.

A pequena quantidade de dados para as rochas dioríticas porfiríticas e para os

granitos microporfiríticos não permite caracterizar nenhum tipo de correlação. O mesmo

problema ocorre para os diques e sheets micrograníticos, todavia, apesar da pouca

quantidade de dados, a visualização dos diagramas Harker (Figura 8.1) sugere que

estes últimos apresentam correlação positiva para K2O, dispersão para Na2O e o

restante dos óxidos apresentando correlação negativa.

A pesar da não caracterização de trends de tendência claros nos diagramas do

tipo Harker para os elementos traços (Figura 8.2), tem-se uma nítida separação das

rochas de caráter mais básico das de caráter mais ácido, evidenciada especialmente

nos diagramas do Rb, Sr, V, Ni e Nb. As razões Rb/Sr das rochas menos evoluídas

variam de 0,03 a 0,52, com as rochas mais evoluídas variando de 0,2 a 1,19.

Os granitóides porfiríticos possuem, em geral, conteúdos moderados a altos de

Ba, Cr, Zr, Sr, Rb, Pb e Zn e baixos em Co, Cu, Nb, Y V, Ni e Sc. As razões Rb/Sr

ocorrem variando de 0,2 a 0,52.

Os encraves intermediários a máficos apresentam teores elevados de Ba e Sr,

moderados de Co, Cr, Cu, V, Pb e Zn e baixos em Nb, Zr, Y, Rb, Ni e Sc. Apresentam

razões Rb/Sr variando de 0,03 a 0,18.

As rochas dioríticas porfiríticas apresentam teores elevados de Ba, Cr, Sr e V,

moderados de Co, Cu, Zr, Rb, Ni, Pb e Zn e baixos de Nb, Y e Sc. As razões Rb/Sr

variam de 0,02 a 0,26.

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Figura 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de

diferenciação (Dados nas tabelas 8.1 a 8.3).

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Figura 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para os elementos traços, utilizando SiO2

como índice de diferenciação (Dados nas tabelas 8.1 a 8.3).

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Os granitos microporfiríticos ocorrem com conteúdos elevados de Ba,

moderados de Cr, Zr, Sr, Rb, V, Ni, Pb e Zn e baixos em Co, Cu, Nb, Y e Sc. As razões

Rb/Sr são de 0,29 a 0,63. Já os diques e sheets micrograníticos apresentam conteúdos

moderados a altos de Ba, Cr, Zr, Sr e Rb e baixos nos demais elementos traços

analisados.

Em síntese, a partir dos diagramas da figura 8.1 e 8.2, podemos comprovar que

todos os litotipos analisados não apresentam correlação genética, com cada um

apresentando uma história magmática evolutiva distinta (detalhe na figura 8.3). Esse

comportamento geoquímico, distinto em cada grupo, sugere que os litotipos estudados

correspondam a magmas progenitores, e possivelmente, fontes distintas.

Apesar da estreita associação, em afloramento dos fácies graníticos porfiríticos,

granodiorítico porfirítico e encraves intermediários a máficos (ver capítulo 3), incluído

feições do tipo mingling e mixing, os diagramas Harker comprovam que não existe

uma relação de cogeneticidade entre os mesmos (ver diagramas fig. 8.1, detalhe na fig.

8.3). É importante ressaltar também que estes diagramas indicam que os diques e

sheets micrograníticos representam um grupo independente, sem qualquer

característica de filiação, como termos evoluídos das rochas graníticas porfiríticas

(Figura 8.3).

Os elementos traços corroboram as inferências no que se refere ao

comportamento distinto dos litotipos estudados. Mesmo apresentando variações para

intervalos de diferenciação estreitos, não são observados trends de tendência claros,

contudo, os trends descontínuos / paralelos observados nos diagramas de elementos

traços confirmam a não correlação genética das suítes estudadas (detalhes na figura

8.3).

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Figura 8.3 - Diagramas de variação do tipo Harker (alguns elementos maiores e traços) com

destaque para os trends descontínuos dos litotipos estudados, indicando que estes não

apresentam correlação genética.

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8.3 - Definição de Séries Magmáticas

8.3.1 - Saturação em Alumínio

O índice de saturação em alumínio, mais conhecido na literatura como Índice de

Shand, estabelece a classificação das rochas em metaluminosas, peraluminosas ou

peralcalinas, de acordo com as razões molares A/CNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) vs.

A/NK = Al2O3/(Na2O+K2O).

O Índice de Shand em sua forma modificada por Maniar & Piccoli (1989) mostra

que os granitóides porfiríticos apresentam caráter transicional de metaluminosos a

peraluminosos. Esse caráter peraluminoso é creditado aos baixos valores de CaO, e

não, necessariamente ao excesso de Al2O3. Já as rochas de caráter mais básico, são

tipicamente metaluminosas (Figura 8.4). Essas características são condizentes com os

valores calculados para os minerais normativos (Tabelas 8.4 a 8.6). A associação

desses minerais com o Índice de Shand, nos permite visualizar o grau de saturação em

alumínio das diferentes suítes estudadas.

Figura 8.4 - Representação das suítes de rochas estudadas segundo o Índice de Shand

(Maniar & Piccoli, 1989).

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135

Os granitóides porfiríticos, como dito anteriormente, apresentam caráter

transicional de metaluminosos a peraluminosos, ocorrendo com hiperstênio normativo

em todas as amostras e com coríndon normativo apresentando valores, num geral,

inferiores a 1%.

Os encraves intermediários a máficos plotam predominantemente no campo

metaluminoso, apresentando diopsídio e hiperstênio normativos em quase todas as

amostras. Uma única amostra apresenta coríndon normativo e plota no campo

peraluminoso.

Os dioritos porfiríticos são tipicamente metaluminosos, com diopsídio e

hiperstênio normativos em todas as amostras. O mesmo ocorre para os granodiorítos

porfiríticos e granitos microporfiríticos, sendo que estes apresentam uma amostra com

coríndon normativo, plotando em região transitória de metalumisoso a ligeiramente

peraluminoso.

Os diques e sheets micrograníticos apresentam características similares aos

granitóides porfiríticos, ocorrendo com hiperstênio e coríndon normativos em todas as

amostras, plotando uma amostra na transição metaluminoso a peraluminoso, e as

demais, com caráter mais peraluminoso.

8.3.2 - Diagramas Discriminantes de Séries Magmáticas

Dentre os vários diagramas discriminantes para séries magmáticas, existentes

na literatura, optou-se por aqueles que melhor se aplicam às várias fácies

conjuntamente, é que utilizem critérios os mais variados. Tudo isso visando diminuir a

problemática existente na utilização desses diagramas para rochas graníticas

evoluídas, já que originalmente, grande parte dos diagramas geoquímicos para

definição de filiações magmáticas foram aplicados a rochas vulcânicas preservadas e

só depois utilizados em rochas plutônicas.

No primeiro caso, o diagrama catiônico R1-R2 definido por De La Roche et al.

(1980), demonstra claramente a afinidade subalcalina das rochas analisadas, onde os

granitóides porfiríticos, granitos microporfiríticos, diques e sheets micrograníticos

plotam segundo o trend subalcalino félsico e os encraves intermediárias a máficas,

dioritos porfiríticos e granodioritos porfiríticos na porção subalcalina máfica (Figura 8.5).

No diagrama SiO2 versus K2O (segundo Rickwood, 1989) os granitos porfiríticos plotam

no campo cálcio-alcalino alto-K e as rochas de caráter intermediário a máfico

associam-se ao campo de rochas com afinidade shoshonítica (Figura 8.6).

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Figura 8.5 - Diagrama catiônico R1 vs. R2, segundo De La Roche et al. (1980) (alk=alcalino;

salk=subalcalino; calk=cálcio-alcalino).

Figura 8.6 - Diagrama SiO2 versus K2O, segundo Rickwood (1989).

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137

No clássico diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2), onde são plotados campos

e tendências de séries granitóides (Lamayre, 1987), praticamente todas as suítes

analisadas, posicionam-se no intervalo alcalino vs. subalcalino (Miyashiro, 1978), com

os granitóides porfiríticos alinhando-se preferencialmente na tendência monzoníticas a

granodioríticas mais evoluidas e as rochas básicas a intermediárias alinhando-se,

principalmente, na tendência monzonítica menos evoluída (Figura 8.7).

Figura 8.7 - Diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2) com campos e tendências de séries

granitóides (Lamayre, 1987) (campos - ALK=alcalino; SUB-ALK=subalcalino e trends -

alk=alcalino; mz=monzonítico; gd=granodiorítico; th=toleítico e tr=trondhjemítico).

O diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981), para a

separação das séries alcalinas da cálcio-alcalinas (Figura 8.8), confirma a tendência

subalcalina dos granitos porfiríticos, que plotam na transição calio-alcalino / alcalino. Da

mesma forma, as rochas intermediárias a máficas plotam fora desses campos,

denotando o caráter shoshonítico para as mesmas.

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Figura 8.8 - Diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981).

Nos diagramas de Frost et al. (2001), a tendência subalcalina é novamente

confirmada, onde os granitos apresentam-se ao longo do trend álcali-cálcico

correspondente ao subalcalino/calcio-alcalino potássico (Figura 8.9a). No diagrama

SiO2 versus FeOtot/(FeOtot+MgO) destes mesmos autores (Figura 8.9b), os granitos

porfiríticos apresentam-se com caráter magnesiano e as rochas intermediárias a

máficas plotando na região de transição magnesiano-ferroan. O que implica em

diferentes fontes para essas rochas. Além disso, em ambos os diagramas de Frost et

al. (2001), as rochas granitóides porfiríticas caem na transição dos granitos tipo I, S e

A, não sendo então, classificadas como nenhum desses tipos clássicos, se tratando,

então, de rochas evoluídas transicionais enriquecidas em álcalis.

Em síntese, a suíte de rochas plutônicas estudada, compreende rochas

formadas a partir de diferentes fontes, onde os granitóides porfiríticos apresentam

características geoquímicas de afinidade com a série subalcalina – cálcio-alcalina de

alto K e as rochas intermediárias a máficas (menos diferenciadas), apresentam

características geoquímicas de rochas com afinidade shoshonítica.

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Figura 8.9 – (a) Diagrama SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO e (B) SiO2 vs. FeOtot/(FeOtot+MgO) (Frost

et al. 2001).

8.4 - Comportamento dos Elementos Terras Raras e Diagramas

Multielementares

8.4.1 - Geoquímica de Elementos Terras Raras (ETR)

Neste item, são apresentados padrões de ETR´s normalizados em relação ao

condrito de Evensen et al. (1978). As análises de ETR encontram-se na tabela 8.7.

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141

A partir dos dados da tabela 8.7 e dos espectros de ETR (Figuras 8.10 a 8.14) é

possível observar que os padrões de ETR´s apresentam um enriquecimento relativo

em relação ao condrito, com moderado grau a elevado grau de fracionamento dos

elementos terras raras leves (TRL) em relação aos elementos terras raras pesados

(TRP).

Os granitos porfiríticos ocorrem com conteúdo total de ETR´s de 79,7 a 232,45

ppm, enriquecidos em TRL, com LaN entre 106,3 e 281,3 (ver Tabela 8.7). No diagrama

de ETR normalizado (Figura 8.10) apresentam um padrão bastante fracionado

(LaN/YbN de 50,92 - 223,26), com uma anomalia negativa de Eu bem marcada (Eu/Eu*

= 0,54 a 0,81). As razões LaN/SmN variam de 5,85 a 9,02 e as razões GdN/YbN ocorrem

variando de 2,3 a 9,3, tais razões caracterizam um fracionamento relativamente

homogêneo dos terras raras. Os granodioritos porfiríticos ocorrem com padrão similar

ao dos granitos porfiríticos (Figura 8.10), com conteúdo total de ETR´s de 94,39 ppm

(tabela 8.7). Apresentam padrão fracionado (LaN/YbN = 91,12), com razão LaN/SmN =

4,36. Com relação ao fracionamento de TRP, observa-se um padrão ligeiramente

côncavo para cima com YbN = 1,21 e razão GdN/YbN = 8,08. Além disso, apresenta

razão Eu/Eu* = 0,81.

Figura 8.10 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitóides porfiríticos

(granitos porfiríticos e granodiorítos porfiríticos), sendo utilizado os valores de normalização

segundo Evensen et al. (1978).

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142

Os encraves intermediários a máficos apresentam um conteúdo total de ETR´s

de 283,78 a 397,79 ppm (Tabela 8.7). No diagrama de ETR normalizado (Figura 8.11)

apresentam um padrão bastante fracionado (LaN/YbN de 34,86 a 37,7) e ausência de

anomalias de Eu (0,97 < Eu/Eu* < 0,98). Com relação ao fracionamento dos elementos

terras raras pesados (TRP), observa-se que os espectros destes são subhorizontais ou

ligeiramente côncavos para cima (2,66 < GdN/YbN < 3,19).

As rochas dioríticas porfiríticas apresentam um conteúdo total de ETR´s de

262,09 a 284,56 ppm (Tabela 8.7). No diagrama ETR normalizado (Figura 8.12)

apresenta como característica marcante uma anomalia negativa de Eu (0,64 < Eu/Eu*

< 0,72). Apresentam padrão de fracionamento moderado ((La/Yb)N = 19,82),

caracterizado por TRP pouco fracionados, com YbN = 13,33 e GdN/YbN = 2,21.

Figura 8.11 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os encraves intermediários a

máficos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).

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143

Figura 8.12 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para as rochas dioríticas porfiríticas,

sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).

Os granitos microporfiríticos tem conteúdo total de ETR´s de 176,93 a 220,09

ppm (Tabela 8.7). São caracterizados, no diagrama de ETR normalizado (Figura 8.13),

por uma anomalia negativa de Eu bem pronunciada (Eu/Eu* = 0,44 a 0,48), e um

padrão de fracionamento em TRP côncavo para cima (YbN entre 1,21 e 2,00; razão

GdN/YbN entre 7,73 e 8,33).

Os diques e sheets micrograníticos ocorrem com conteúdo total de ETR´s de

55,26 a 249,36 ppm (Tabela 8.7). Apresentam comportamento bastante complexo, com

uma subdivisão em três grupos (Figura 8.14): 1° - caracteriza-se por uma anomalia de

Eu bem marcada (Eu/Eu* = 0,55) e padrão de fracionamento em TRP subhorizontal

(pouco fracionado), com YbN = 19,99 e razão GdN/YbN de 1,71 (amostra ES160); 2° -

apresenta uma anomalia de Eu mais pronunciada que o 1° (Eu/Eu* = 0,36), bem como

um maior fracionamento em TRP, com YbN = 1,21 e razão GdN/YbN = 9,7 (amostra

LG93); 3° - destaca-se pela anomalia positiva em Eu (Eu/Eu* = 1,56), além do padrão

côncavo para cima dos TRP, com YbN = 0,61 e GdN/YbN = 4,22 (amostra ES31X).

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144

Figura 8.13 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitos microporfiríticos,

sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).

Figura 8.14 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os diques e sheets

micrograníticos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).

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145

A partir dos espectros de ETR apresentados nas figuras 8.10 a 8.14 algumas

considerações podem ser feitas para as suítes analisadas. Para as rochas granitóides

porfiríticas e granitos microporfiríticos o padrão de distribuição dos ETR mostra

fracionamento de TRL, com tendência côncava para cima nos TRP. Nessas rochas, o

enriquecimento nos TRL pode ser reflexo da presença de titanita e allanita, ou ainda

relacionado ao fracionamento de fases minerais ricas em TRP, no caso anfibólio e

zircão. As anomalias negativas de Eu observadas para essas rochas evidenciam o

fracionamento de feldspatos ao longo da diferenciação magmática.

Os encraves intermediários a máficos diferenciam-se das demais suítes pela

ausência de anomalias de Eu. Além disso, representam as rochas mais enriquecidas

em ETR, apresentando-se enriquecidas em TRL, tendendo a apresentar distribuição

horizontalizada dos TRP. O enriquecimento em TRL pode ser um reflexo da presença

de titanita e allanita na rocha, ou ainda ao fracionamento de fases minerais ricas em

TRP, no caso anfibólio e/ou zircão.

As rochas dioríticas porfiríticas apresentam uma nítida anomalia negativa de Eu,

corroborando com fracionamento de feldspatos, notadamente o plagioclásio.

Modalmente essas rochas são enriquecidas em plagioclásio, sendo essa uma possível

explicação para a anomalia de Eu. Além disso, o padrão enriquecido em TRL pode ser

reflexo do fracionamento ou retenção no resíduo de fases minerais ricas em TRP, a

exemplo dos piroxênios e/ou zircão, presentes nessas rochas.

Com relação aos diques e sheets micrograníticos, a complexidade observada

nos padrões de ETR dificulta qualquer tipo de consideração, todavia, tais padrões

refletem a heterogeneidade vista em campo para essas rochas, onde diferentes tipos

de diques e sheets foram caracterizados.

8.4.2 - Diagramas Multielementares

A investigação do conjunto de elementos, alguns maiores, menores (K, P e Ti),

traços (Ba, Rb, Nb, Sr, Zr e Y) e terras raras (La, Ce, Nd, Sm, Tb, Tm e Yb), é feita a

partir da análise do comportamento desses elementos em diagramas multielementares

normalizados. Neste trabalho, os elementos foram normalizados para o condrito de

Thompson (1982).

As figuras 8.15 a 8.19 mostram diagramas multielementares elaborados para as

diferentes suítes estudadas, com base nos dados das tabelas 8.1 a 8.3 e 8.7. Fazendo-

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146

se uma análise geral para todos os litotipos estudados, desconsiderando as anomalias,

observa-se que os padrões das suítes mostram uma inclinação global negativa entre o

Ba e Yb, sendo está, mais forte nos diques e sheets micrograníticos e no leucogranito

de fusão, com empobrecimento em geral nos termos compatíveis (intervalo do Y ao

Yb). Esse padrão pode ser interpretado como ligeiramente homogêneo, não ocorrendo

mudanças bruscas ao longo da evolução magmática das rochas.

O espectro multielementar para as rochas granitóides porfiríticas (Figura 8.15) é

caracterizado por um enriquecimento geral em relação ao condrito, a exceção de Ti e

Yb. Apresenta uma distribuição horizontalizada do Rb-K, anomalias positivas em La,

Nd, Sm, Zr e Y e anomalias negativas em Nb, Sr, P e Ti. A anomalia negativa em Sr

(mesmo que suave) somada a anomalia do Eu, são condizentes com fracionamento de

plagioclásio durante a diferenciação magmática. As depressões em P e Ti sugerem

fracionamento de apatita, titanita e opaco (ilmenita). Além disso, o comportamento

variável do La e Ce possivelmente refletem a contribuição da allanita na rocha.

Figura 8.15 - Diagrama multielementar para os granitóides porfiríticos (Normalizado segundo

Thompson, 1982).

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147

Os espectros multielementares para os encraves intermediários a máficos

(Figura 8.16) e para as rochas dioríticas porfiríticas (Figura 8.17) mostra um

enriquecimento de todos os elementos em relação ao condrito. Da mesma forma que

foi observado para os granitos porfiríticos, essas rochas apresentam depressões em

Nb, Sr, P e Ti. O empobrecimento de Sr sugere que os feldspatos foram uma fase

importante no resíduo ou fracionada e as depressões em P e Ti condiz com o

fracionamento de apatita e titanita.

O padrão do espectro multielementar dos granitos microporfiríticos (Figura 8.18)

apresenta as mesmas características observadas nas suítes decritas anteriormente,

com picos em Rb, La, Ce, Nd, Sm, Zr e Y, e depressões em Nb, Sr, P e Ti, sendo o

mesmo enriquecido em relação ao condrito (exceto Ti).

Figura 8.16 - Diagrama multielementar para os encraves intermediários a máficos

(Normalizado segundo Thompson, 1982).

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Figura 8.17 - Diagrama multielementar para as rochas dioríticas porfiríticas (Normalizado

segundo Thompson, 1982).

Figura 8.18 - Diagrama multielementar para os granitos microporfiríticos (Normalizado segundo

Thompson, 1982).

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O espectro dos diques e sheets micrograníticos (Figura 8.19) é caracterizado

pelas maiores depressões em P e Ti, sugerindo que as fases acessórias, apatita,

titanita e ilmenita, foram fracionadas ou retidas no resíduo. A anomalia negativa em Sr,

corrobora com fracionamento de feldspatos.

Figura 8.19 - Diagrama multielementar para os diques e sheets micrograníticos (Normalizado

segundo Thompson, 1982).

No geral, observa-se certa similaridade nos padrões dos diagramas

multielementares, porém, as ligeiras diferenças atestadas pelas depressões mais

expressivas, a exemplo dos diques e sheets, e pelos padrões de enriquecimento ou

não em relação ao condrito, somados as demais evidências geoquímicas já discutidas,

descartam um relação de cogeneticidade entre as suítes, o que confirma o que já

discutimos anteriormente com base em diagramas de variação do tipo Harker, onde

cada suíte apresenta características de uma evolução distinta uma das outras.

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150

8.5 - Tipologia da suíte plutônica de Serrinha

De forma generalizada, a mineralogia e as características químicas de rochas

graníticas refletem a natureza do magma progenitor. Neste contexto, Chappell & White

(1974) definiram o conceito de granitos Tipo I e S para granitos derivados de fontes

ígneas e metassedimentares, respectivamente. Granitos derivadas de uma fonte ígnea

anidra foram designados de Tipo A por Loiselle e Wones (1979). Ao mesmo tempo,

White (1979) denominava os granitóides de origem mantélica como granitos do Tipo M.

Adicionalmente, Ishihara (1977, 1981) propôs os termos série magnetita, para

granitóides gerados em profundidade (manto superior ou crosta inferior) e sem

interação com materiais carbonosos, e série ilmenita, para granitóides gerados na parte

média da crosta, em contato com rochas metamórficas carbonatadas e rochas

sedimentares.

Os granitóides porfiríticos (Plúton Serrinha), granitos microporfiríticos e os diques

e sheets micrograníticos, são constituídos dominantemente por rochas transicionais

metaluminosas-peraluminosas, com o caráter aluminoso dado essencialmente pelos

baixos valores em CaO e não propriamente por valores elevados em Al2O3. O caráter

peraluminoso dessas rochas poderia sugerir afinidade com os granitos Tipo S, porém

as características mineralógicas e químicas são significativamente distintas com

relação aos típicos granitos Tipo S. Essas rochas apresentam características mais

próximas dos granitos Tipo I, com ressalva ao que foi visto nos diagramas de Frost et

al., (2001) (ver Figura 8.9), onde essas rochas apresentam características transicionais

entre os Tipo I, S e A, não sendo então, classificadas como nenhum desses tipos

clássicos Australianos. Com relação à classificação de Ishihara (1977), as

características mineralógicas dessas rochas, tais como a presença de biotita e anfibólio

como máficos dominantes e magnetita como principal mineral opaco, nos permite

correlacioná-las aos granitos da série magnetita.

As características químicas e mineralógicas dos encraves intermediários a

máficos e das rochas dioríticas porfiríticas, permitem correlacioná-los aos granitos Tipo

M, onde razões muito baixas de K2O/Na2O e os alto teores de Ca em relação aos

álcalis apontam características de fonte mantélica com possível contribuição crustal

para o magma progenitor dessas rochas.

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151

8.6 - Diagramas Discriminantes de Ambientes Tectônicos

A utilização de dados geoquímicos para caracterização de ambientes tectônicos

é feita com base em diagramas discriminantes e comparação de espectros

multielementares. Os diagramas discriminantes têm dado melhores resultados para

rochas de características básicas, permitindo relacioná-las ao tipo de fonte mantélica e

aos diferentes contextos geotectônicos. Entretanto, para rochas de natureza ácida, a

complexidade de fontes e processos envolvidos na sua petrogênese conduz a maiores

incertezas nas inferências. Uma análise cuidadosa do banco de dados utilizado para

elaboração desses diagramas deve ser feita, sempre que possível, confrontando com

as características geoquímicas das rochas estudadas. Atentado para estas restrições,

as amostras analisadas para a suíte plutônica de Serrinha foram plotadas nos

diagramas discriminantes de Pearce et al., (1984), Thiéblemont e Cabanis (1990) e

Thiéblemont e Tégyev (1994).

Nos diagramas de Pearce et al., (1984, Figuras 8.20a,b), as rochas estudadas

plotam no campo dos granitos de arco magmático (granitos pós-colisionais; Pearce &

Houjun 1988, Pearce 1996), com algumas poucas amostras na transição entre este

campo e o campo dos granitos intraplacas. No diagrama de Thiéblemont e Cabanis

(1990, Figura 8.21), grande parte das rocha da suíte plutônica plotam no campo pós-

colisional ou transicionais a sin-colisional, como é o caso da suíte porfirítica. Observa-

se ainda que algumas amostras dos encraves intermediários a máficos e os

granodioritos porfiríticos plotam no campo das rochas anorogênicas hiperalcalinas e

uma amostra dos diques e sheets micrograniticos caindo no campo das rochas

anorogênicas alcalinas.

Nos diagramas acima citados, os campos dos granitos colisionais foram

definidos com base em granitos tipicamente peraluminosos (orogênese Himalaiana e

Herciniana). Suítes derivadas de fonte crustais mais primitivas (Tipo I), no mesmo

contexto geotectônico, tenderiam a deslocar para o campo de arco magmático, como

ocorre com os granitos tardi-colisionais (Tipo I - Caledoniano). Todavia, o modelamento

feito por Pearce et al., (1984) para o campo dos granitos de arco magmático envolve

essencialmente uma fonte mantélica metassomatizada. Thiéblemont e Cabanis (1990)

também propõem um modelo com base em fonte mantélica, sendo que, mesclada com

componentes crustais. Com isso, suítes graníticas com fontes crustais tendem a sofrer

deslocamento para os campos sin-colisionais ou intraplaca.

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No diagrama de Thiéblemont e Tégyev (1994, Figura 8.22), é proposta uma

separação para os granitóides Tipo I, relacionados a contexto de arco ou colisão. Para

as rochas estudadas, predomina um ambiente de colisão continental, onde apenas os

diques e sheets micrograníticos plotam no campo de arco magmático de forma

transicional com os campos de colisão continental.

Os padrões dos diagramas multielementares da suíte plutônca de Serrinha

comparados com os padrões de várias suítes empregadas por Pearce et al., (1984),

evidenciam maiores analogias com os granitos colisionais (COLG) (Figura 8.23). Em

geral, as rochas analisadas são caracterizadas por um enriquecimento em K, Rb e Ba

(LILE) e Ce (ETRL) relativo ao Nb, Zr, Y e Yb (HFSE). Este comportamento também

pode ser exibido em alguns granitos de arcos vulcânicos (VAG). Todavia, as anomalias

positivas de Rb nestes diagramas são consideradas um critério discriminante típico de

granitos colisionais (Pearce et al., 1984). Esta superposição de ambientes foi

previamente constatada com a utilização do diagrama Nb-Y (Figura 8.20a), onde as

amostras plotam no campo reservado aos granitos pertencentes a duas suítes (Arco-

vulcânico + Sin-colisionais). A diferenciação pode ser feita com base nos critérios do

diagrama Rb-(Y+Nb) apresentado na figura 8.20b. Segundo Pearce et al., (1984), os

granitos tipicamente colisionais situam-se preferencialmente no topo do campo

reservado aos granitos de arco vulcânico (VAG) ou na transição deste com o campo

dos granitos sin-colisionais (COLG). Na figura 8.20b, as amostras plotam no topo dos

VAG, migrando em direção aos granitos intraplacas e aos granitos sin-colisionais.

Nesta posição ocorre a superposição de complexos pós-colisionais, considerados por

Pearce et al., (1984) como os representantes mais clássicos de granitos pós-colisionais

fanerozóicos do mundo (campo dos granitos pós-colisionais de Pearce & Houjun 1988,

Pearce 1996).

Analisando o conjunto de diagramas discriminantes utilizado na caracterização

de ambientes tectônicos, é notória a necessidade de um conhecimento geológico

prévio das rochas investigadas, no sentido de utilizar este tipo de abordagem para

fornecer indicações que corroborem hipóteses previamente formuladas. Desta forma,

os resultados aqui obtidos indicam que este tipo de ferramenta pode fornecer

resultados ambíguos quando utilizados isoladamente. Além disso, fica evidenciada a

complexidade em estabelecer uma correspondência precisa entre fonte e ambiente

tectônico.

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154

Figura 8.21 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica

neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Cabanis 1990).

Figura 8.22 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica

neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Tégyev 1994).

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Em resumo, os diagramas discriminantes de ambientes tectônicos mostram

claramente que as rochas estudadas são tipicamente orogênicas, provavelmente de

ambiente de subducção/pós-colisão.

Os dados de campo, geoquímicos e geocronológicos sugerem que a suíte

plutônica estudada está relacionada a um estágio pós-colisional da Orogênese

Brasiliana/Pan-Africana. Com a gênese e o alojamento da suíte plutônica de Serrinha

controlados a partir das zonas de cisalhamento transcorrestes/distensionais, com

enraizamento profundo, onde a presença de encraves intermediários a máficos

associados aos granitóides porfiríticos, corrobora com a participação de componentes

mantéticos no sistema de extração e coleta de magmas.

8.7 - Considerações Petrogenéticas

Segundo Wilson (1989), o mecanismo essencial para geração dos magmas é a

fusão parcial de rochas provenientes do manto, crosta ou uma mistura complexa de

ambos. Durante a ascensão, o magma é submetido a uma série de processos físico-

químicos, que ocasionam a modificação parcial ou completa de suas propriedades

originais. Um dos mecanismos clássicos de evolução dos magmas é a cristalização

fracionada, onde algumas estruturas e texturas, em variadas escalas, são sugestivas

de tal mecanismo, como é o caso das variações faciológicas gradacionais, presença de

encraves cogenéticos ou cumulados e zonação de cristais (ex. plagioclásio, anfibólio,

olivina, piroxênio, etc).

Nas rochas estudadas é bastante comum a presença de cristais zonados de

plagioclásio, feldspato potássico, allanita e anfibólio. Denotando a importância do

processo de cristalização fracionada na evolução magmática dessas rochas. Além

disso, a presença de encraves intermediários a máficos, com texturas do tipo mixing e

mingling, associados às rochas porfiríticas, inseri nas discussões petrogenéticas a

necessidade de considerar dois magmas progenitores para estas rochas ou,

alternativamente, apenas um único magma evoluído por um processo de cristalização

fracionada. As feições de campo sugerem a coexistência de magmas distintos, todavia,

a dominância das rochas ácidas em relação às intermediárias e máficas não condizem

com um processo de diferenciação a partir de uma fonte mantélica, mesmo que uma

fração significativa dos termos máficos tenha ficado retida em profundidade. Além

disso, fica bastante claro nos diagramas do tipo Harker para elementos maiores,

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menores e traços, que as rochas porfiríticas e os encraves não são cogenêticos,

tratando-se de magmas distintos. Os granitóides porfiríticos com características de

geração a partir de uma fonte tipicamente crustal (crosta inferior) e os encraves como

produto de fonte mantélica.

Tendo em vista um processo de cristalização fracionada para a evolução das

rochas da suíte plutônica estudada e observando os diagramas do tipo Harker, ETR e

multielementares, algumas observações podem ser feitas a cerca do fracionamento

das fases minerais.

A correlação negativa do Al2O3 e CaO apontam fracionamento de feldspatos,

bem como de anfibólio, durante a evolução magmática. Da mesma forma, correlações

negativas de Fe2O3, MgO, TiO2 e P2O5, indicam que houve fracionamento da

assembléia máfica, titanita, opacos, anfibólios, biotita e apatita.

O padrão de ETR observado para as rochas porfiríticas mostra um

fracionamento em terras raras leves e uma nítida anomalia negativa de Eu. Essa

anomalia de Eu é uma característica da suíte de rochas analisadas, a exceção dos

encraves que não apresentam anomalia de Eu. O empobrecimento em Eu sugere o

fracionamento de plagioclásios com a diferenciação magmática. O enriquecimento em

terras raras leves pode ser um reflexo da presença de titanita e allanita na rocha, ou

alternativamente, ao fracionamento de minerais ricos em terras raras pesados, como é

o caso do zircão e/ou anfibólio.

Os espectros multielementares das suítes estudadas são caracterizados por um

enriquecimento em relação à composição do condrito, exceto em alguns elementos nos

granitos porfiríticos (P, Ti e Yb), granitos microporfiríticos (Ti) e diques/sheets

micrograníticos (P, Ti e Yb). Num geral, as rochas apresentam anomalias positivas de

La, Nd, Sm, Zr e Y e negativas em Nb, Sr, P, Ti e Yb. As anomalias negativas de Sr

são condizentes com o fracionamento de plagioclásios, e as depressões de P e Ti,

condiz com o fracionamento de apatita e titanita.

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A partir dos dados e discussões apresentadas nos capítulos anteriores, algumas

considerações finais podem ser feitas para a suíte plutônica da região de Serrinha

(RN). A principio, chama-se a atenção para o volumoso e diversificado magmatismo de

idade neoproterozóica, onde diferentes tipos plutônicos afloram numa superfície

relativamente pequena (Anexo 2). Em campo separam-se granitóides porfiríticos com

encraves intermediários a máficos associados, além de granodioritos porfiríticos,

corpos dioríticos porfiríticos, granitos microporfiríticos e inúmeros diques e sheets

micrograníticos. Essas rochas ocorrem encaixadas no substrato gnáissico-migmatítico

paleoproterozóico, em estreita associação com zonas de cisalhamento

transcorrentes/distensionais.

A região estudada encontra-se afetada por sucessivos eventos deformacionais

de natureza dúctil, onde estes foram denominados de Dn, D1, D2 e D3. A estruturação

observada no substrato gnáissico arqueano (Dn), evidenciada por dobras sem raiz,

transpostas, dobras recumbentes, entre outras, possivelmente não representa uma

trama estrutural relacionada exclusivamente ao arqueano, sendo provável que esta

esteja relacionada a superposição da deformação paleoproterozóica. O evento D1 é

caracterizado nas rochas do substrato gnáissico-migmatítico paleoproterozóico, sendo

evidenciado, principalmente, pela presença de um bandamento metamórfico de alto

grau. O evento D2 é reconhecido pelo desenvolvimento de dobras isoclinais que afetam

o bandamento S1, gerando a trama S1 + S2, observada nos gnaisses bandados

paleoproterozóicos. O evento D3 é o principal responsável pela atual arquitetura

estrutural da área mapeada, exercendo forte influência na geração da tectônica

transcorrente/distensional responsável pela formação das zonas de cisalhamento que

controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Um estágio tardio para a

deformação D3 é caracterizado pelo desenvolvimento de abundantes bandas de

cisalhamento com direção NE-SW e cinemática sinistrógira distensional. Ocorrem de

forma subordinada shear bands de direção NNW-SSE com cinemática dextrógira, além

de juntas de distensão preenchidas por veios e mobilizados félsicos de direção

aproximadamente N-S e NNE. Estas shear bands são preenchidas por mobilizados

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anatéxicos no embasamento e por líquidos graníticos tardios do plúton Serrinha,

indicando ainda um regime em altas temperaturas no final da colocação dos corpos.

No tocante ao alojamento do Plúton Serrinha, o caráter sin-tectônico à

deformação D3 é evidenciado quando consideramos a geometria alongada do corpo

seguindo o trend geral E-W da Zona de Cisalhamento Rio Jacu e a continuidade entre

o fabric tectônico na encaixante e aquele de estado sólido registrado no plúton,

atestando o forte controle exercido por esses lineamentos no alojamento de magmas

graníticos na crosta. No Plúton Serrinha, a associação de zonas de cisalhamento

transcorrentes e distensionais oblíquas, gerando espaço de acomodação e

condicionando o alojamento de uma assembléia de suítes plutônicas com afinidades

geoquímicas e fontes distintas, sugerem enraizamento profundo para essas estruturas

(crosta média-inferior a manto).

A idade de 576 + 3 Ma (U-Pb em zircão), obtida para o Plúton Serrinha, e 573 +

7 Ma, do Batólito de Monte das Gameleiras (Galindo et al. 2005), permitem

correlacionar esses corpos entre si, marcando possivelmente o pico do evento tectono-

metamórfico responsável pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento dúcteis

(D3) e conseqüente alojamento do extensivo plutonismo granitóide na região estudada.

No que diz respeito às características petrográficas, as microtexturas

observadas e assembléia mineral presente na suíte plutônica, serviram de indicativos

para interpretação do ambiente e condições físico-químicas dominantes na época de

formação e evolução magmática. A presença da associação titanita+magnetita,

idiomórficas, de cristalização precoce presentes em todos os fácies estudados, indica

que o magma progenitor era relativamente oxidado. A presença marcante de allanita

com coroa de epídoto nos granitóides porfiríticos, indica um provável aumento na

fugacidade de oxigênio durante a cristalização dessas rochas. Mirmequitas em todas

as rochas da suíte plutônica, notadamente desenvolvidas nas bordas dos cristais

maiores de plagioclásio em contato com feldspato potássico, refletem um volume de

fluidos tardi-magmáticos ricos em voláteis. A presença marcante de cristais zonados de

plagioclásio e feldspato potássico (além de allanita e zircão), sugere desde já que o

processo de evolução dos magmas da suíte plutônica deu-se principalmente por

cristalização fracionada.

Os dados obtidos a partir das análises de química mineral somam-se às

interpretações feitas com base nos estudos petrográficos/microtexturais (paragênese

titanita + magnetita + quartzo), onde altas razões Mg/(Mg+Fe), em minerais

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160

ferromagnesianos, são indicativas de cristalização a O2 elevadas (Frost 1991,

Anderson & Smith 1995), geralmente compatíveis com as condições de formação de

granitos da série magnetita (Ishihara 1981).

Dados termobarométricos apontam condições P-T da ordem de 5-6 kbar (AlT-

anfibólio) e 730°C a 740°C (plagioclásio-anfibólio) para os granitóides porfiríticos

(Plútons Serrinha) e encraves intermediários a máficos associados. Os granitóides

porfiríticos apresentam temperaturas médias calculadas pelo geotermômetro do Zr de

771°C, superiores as obtidas pelo plagioclásio-anfibólio (730°C). As temperaturas

calculadas para os encraves, pelo geotermômetro de saturação em Zr, são bem

variadas (670°C a 889°C). As temperaturas obtidas pelo Zr para as rochas dioríticas

porfiríticas (Plúton Poço Verde) apresenta valor médio superior aos calculados para o

granito porfirítico e encraves, com valores variando de 835°C a 854°C. Como o zircão é

uma das fases mais precoces na cristalização do magma, é natural que o

geotermômetro do Zr forneça temperaturas mais elevadas, as quais podem ser

inferidas como a temperatura mínima do líquidus. Os encraves ocorrem

frequentemente englobando cristais de feldspatos dos granitos porfiríticos, o que indica

diferenças de temperatura entre os dois magmas, pois no momento em que os

granitóides porfiríticos estavam com boa percentagem de cristais o magma

intermediário a máfico, ainda estava líquido e quente para incorporar cristais do granito.

Os dados litogeoquímicos sugerem que os litotipos analisados não apresentam

correlação genética entre si, com cada um apresentando uma história magmática

evolutiva distinta. Os granitóides porfiríticos são tipicamente de afinidade subalcalina –

cálcio-alcalina de alto K, comum a todos os granitos tipo-Itaporanga da Província

Borborema e os encraves intermediários a máficos apresentam características

geoquímicas de rochas com afinidade shoshonítica. As rochas dioríticas porfiríticas são

metaluminosas, de afinidade subalcalina máfica. Os granitos microporfiríticos e os

diques e sheets micrograníticos, apesar da pouca quantidade de dados, apresentam

características geoquímicas de afinidade com as séries subalcalinas, cálcio-alcalinas

de alto K.

Os padrões de ETR´s normalizados em relação ao condrito de Evensen et al.,

(1978), mostram que as rochas estudadas apresentam padrões de ETR´s com

enriquecimento relativo em relação ao condrito, com moderado grau a elevado grau de

fracionamento dos elementos terras raras leves (TRL) em relação aos elementos terras

raras pesados (TRP). Os granitóides porfiríticos, dioritos porfiríticos e granitos

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161

microporfiríticos, têm como característica marcante uma anomalia negativa de Eu, com

os encraves intermediários a máficos sendo facilmente diferenciados pela ausência

dessa anomalia. As anomalias negativas de Eu sugerem fracionamento de plagioclásio

ao longo da diferenciação magmática. Com relação aos diques e sheets

micrograníticos, a complexidade observada nos padrões de ETR reflete a

heterogeneidade vista em campo para essas rochas, descartando uma possível filiação

para os diques/sheets como termos evoluídos das rochas graníticas porfiríticas.

As correlações da suíte plutônica neoproterozóica da região de Serrinha com um

determinado ambiente tectônico, são mais consistentes com um contexto geotectônico

pós-colisional, onde o alojamento do Plúton Serrinha (576 Ma), controlado por sítios

transtensionais associados a grandes zonas de cisalhamento transcorrentes

brasilianas, possivelmente está relacionado à colagem de terrenos no final do

Neoproterozóico, constituindo um importante controle tectônico durante os estágios

terminais de eventos colisionais da Província Borborema, particularmente da Colisão

Brasiliana/Pan-Africana.

Baseado nos resultados obtidos e apresentados nesta dissertação algumas

sugestões podem ser colocadas a fim de que, trabalhos futuros, possam melhorar o

entendimento geológico, como um todo, da granitogênese neoproterozóica presente na

região estudada: (i) Detalhamento geológico das rochas de natureza básica a

intermediária (Encraves intermediários a máficos e Rochas dioríticas porfiríticas-Plúton

Poço Verde), com obtenção de novos dados químicos e, principalmente,

geocronológicos, buscando o entendimento das relações temporais existentes entre

essas rochas e as demais suítes; (ii) Obtenção de dados geocronológicos e

geoquímicos para os diques e sheets micrograníticos, visando compreender a história

evolutiva dessas rochas; (iii) Obtenção de dados isotópicos Sr/Nd, para caracterização

das fontes envolvidas no magmatismo; (iv) Melhoramento da geoquímica do Granitóide

Serrinha, visando à construção de um modelo petrogenético, e (v) Realização de perfis

gravimétricos nos corpos mapeados, como ferramenta para caracterizar a geometria

tridimensional dos mesmos.

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