fabiana maria lopes guimaraes - repositorio.ufrn.br
TRANSCRIPT
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
CURSO DE GEOLOGIA
FABIANA MARIA LOPES GUIMARAES
Petrografia e química mineral da suíte shoshonítica gabro-norito-diorito
ediacarana da região de São José do Campestre / RN, NE do Brasil
Natal-RN
2021
2
FABIANA MARIA LOPES GUIMARÃES
Petrografia e química mineral da suíte shoshonítica gabro-norito-diorito
ediacarana da região de São José do Campestre / RN, NE do Brasil
Trabalho de Conclusão de Curso apresentado
em 29 de abril de 2021, como parte dos
requisitos necessários à obtenção do título de
bacharel em geologia pela Universidade
Federal do Rio Grande do Norte.
Banca Examinadora
Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza (Orientador, DGeo / UFRN)
Prof. Dr. Frederico Castro Jobim Vilalva (Membro, DGeo / UFRN)
Prof. Dr. Rafael Gonçalves da Motta (Membro, DGeo / UFRN)
Natal-RN, 29 de abril de 2021
3
Ao meu pai Januncio (in memoriam) e a minha mãe Joelma, que me fizeram acreditar
que sonhos são possíveis.
4
Agradecimentos
Inicio essa página afirmando que ninguém é capaz de vencer obstáculos e
concretizar sonhos sozinho. A caminhada árdua se torna mais leve e possível de vencê-la
quando temos uma mão amiga que ajuda a levantar, que nos guie e que comemore cada
pequeno, mas significativo avanço. Dessa forma, não posso deixar de agradecer as
pessoas que contribuíram para a realização desse trabalho de conclusão de curso e que
acompanharam minha jornada na graduação de Geologia.
Primeiramente, gostaria de agradecer a Deus pelo o dom da vida e por me dar
auxilio na fé, mesmo quando eu perdia as esperanças. Nenhuma conquista seria alcançada
sem Sua permissão.
Agradeço a minha família, em especial a minha mãe Joelma, meu padrasto Luiz,
a Lúcia, minha tia Jandira, meus padrinhos Fábio e Fabiana, pelo carinho, acolhimento,
conselhos, ensinamentos e apoio.
As minhas amigas Fernanda e Iasmin que sempre acreditaram em mim e
participaram de todos os momentos importantes. Vocês tornam minha vida mais leve e
feliz!
Agradeço aos professores do Departamento de Geologia da UFRN pelos
ensinamentos, em especial ao Professor Zorano Sérgio de Souza por ter me orientado,
apoiado e acreditado no meu trabalho.
Aos meus colegas do Curso de Geologia, em especial Ricardo, Jasmin, Joyce e
Larisse, por terem me apoiado, pelas contribuições e companhia nas noites em claro e
finais de semanas. Sou imensamente grata pelo auxilio de vocês!
Sou grata também pelo apoio concedido pela Universidade Federal do Rio Grande
do Norte, pelo Departamento de Geologia e o CNPq (PIBIC). Esse trabalho contou com
o financiamento dos projetos de pesquisa do CNPq 4490616/2014-2, 305661/2016-7 e
408607/2018-1, coordenados pelo professor orientador desse trabalho de conclusão de
curso.
5
“Você tem que agir como se fosse possível
transformar radicalmente o mundo.
E você tem que fazer isso o tempo todo.”
(Angela Davis)
6
RESUMO
O termo série shoshonítica engloba uma série de rochas vulcânicas e suas correspondentes
plutônicas, relativamente saturadas em SiO2 com teores de álcalis (>5%), alta e variável
concentração de Al2O3, altas razões Fe2O3/FeO, baixos teores de TiO2, e enriquecimento
em P2O5, Rb, Sr, Ba, Pb e ETRL (elementos terras raras leves). Na Provincia Borborema,
os principais exemplares dessa suíte compreendem rochas gabroícas, dioríticas,
monzodioríticas, monzoníticas, quartzo-monzoníticas e tonalíticas. No domínio mais a
Leste dessa província, Domínio São José do Campestre, ocorrem litotipos dessa suíte,
ainda pouco entendidos quanto a sua petrografia, mineralogia e química mineral. Essa
pesquisa visa o preenchimento dessa lacuna e um melhor entendimento quanto a natureza
química do magma shoshonítico em uma área localizada a leste da cidade de São José do
Campestre. Rochas gabro-noríticas, gabróicas, dioríticas e monzoníticas compõem a suíte
shoshonítica na região estudada. Esses litotipos intrudem o embasamento gnáissico
paleoproterozoico como corpos isolados, associados ou como enclaves intermediários a
máficos nos granitoides porfiríticos. Os corpos gabróicos incluem olivina gabro-norito e
biotita gabro, cuja mineralogia principal mostra-se enriquecida em MgO, CaO e FeO,
expresso pela formação de forsterita, diopsídio, augita, hiperstênio, biotita, hornblenda
(pargasita ou Mg-hornblenda) e plagioclásio (labradorita a andesina). Os dioritos e
monzonitos, bem como os enclaves máficos a intermediários são quimicamente mais
evoluídos que as rochas gabróicas, contendo, plagioclásios do tipo andesina a oligoclásio.
A análise química de dioritos e enclaves intermediários a máficos mostram similaridade
quanto à composição dos anfibólios, com a presença em ambos do tipo Mg-hornblenda.
O mesmo é observado para a composição da biotita, enriquecida em flogopita. A relação
integrada da composição mineralógica e análise química sugere que a suíte shoshonítica
começou a se cristalizar a altas temperaturas promovendo a formação de rochas gabro-
noríticas portadoras de olivina. O magma residual desse processo enriquecido em Na2O
e FeO, possibilitou a cristalização do biotita-gabro, rochas dioríticas e enclaves
intermediários a máficos.
Palavras-chaves: Série shoshonítica; Ediacarano; petrografia; química mineral; NE do
Brasil.
7
ABSTRACT
The term shoshonitic series encompasses a series of volcanic rocks and their plutonic
counterparts, relatively saturated in SiO2 with levels of alkalis (> 5%), high and variable
concentration of Al2O3, low TiO2 levels, and enrichment in P2O5, Rb, Sr, Ba, Pb and
LREE (light rare earth elements). In the Borborema Province, the shoshonite suite is
represented by gabbroic, dioritic, monzodioritic, monzonitic, quartz-monzonitic and
tonalitic rocks. In its easternmost portion, the so-called São José do Campestre Domain,
there are lithotypes of this suite, still little understood concerning their petrography,
mineralogy and mineral chemistry. This research aims to fill these gaps and better
understand the chemical nature of shoshonitic magma, in an area located east of São José
do Campestre. Gabbro-noritic, gabbroic, dioritic and monzonitic rocks compound a
shoshonitic suite in the studied area. These lithotypes intrude the paleoproterozoic
gneissic basement, associated or as intermediate enclaves to mafic in the porphyritic
granitoids. The gabbroic rocks include gabbro-norite olivine and gabbro biotite, whose
main mineralogy is enriched in MgO, CaO and FeO, expressed by the formation of
forsterite, diopside, augite, hyperstene, biotite, hornblende (pargasite or Mg-hornblende)
and plagioclase (labradorite to andesine). The diorites to monzonites rocks, and the mafic
enclaves to intermediates are more chemically evolved than gabbroic rocks, carrying
plagioclases of the andesian to oligoclase type. The chemical analysis of gabbro and
intermediate to mafic enclaves shows similarity in terms of amphibole composition, with
the presence in both of the Mg-hornblende type. The same feature is observed for the
composition of biotites, which are rich in phlogopite, also present in dioritic to
monzonites bodies. The integrated relationship of the mineralogical composition and the
necessary chemical analysis that a shoshonite suite began to crystallize at high pressures
and temperature promoting the formation of olivine bearing gabbro-noritic rocks. The
residual magma of the process enriched in Na2O and FeO, made it possible to crystallize
biotite-gabbro, dioritic rocks and intermediate to mafic enclaves.
Keywords: Shoshonitic suite; Ediacaran; petrography; mineral chemistry; NE
Brazil.
8
LISTA DE FIGURAS
Figura 1: Mapa de localização da área de estudo situada a leste de São José do
Campestre/RN. Fonte: Base de dados IBGE e CPRM. .................................................. 14
Figura 2: Mapa de localização detalhado da área de estudo, destacando as vias de
acesso da região. Fonte: Base de dados cartográficos IBGE e CPRM. ........................ 15
Figura 3: Mapa geológico da Província Borborema e seus nove domínios (Medeiros et
al., 2017). ZCPT: Zona de cisalhamento Patos, ZCPJ: Zona de cisalhamento Picuí-João
Câmara, ZCPE: Zona de cisalhamento Pernambuco, ZCPA: Zona de cisalhamento
Portalegre, ZCSP: Zona de cisalhamento Senador Pompéu, ZCSPII: Zona de
cisalhamento Sobral-Pedro II, ZCTA: Zona de cisalhamento Tauá, ZCOJ: Zona de
cisalhamento Orós-Jaguaribe. O retângulo branco posicionado na porção NE destaca a
área objeto do presente trabalho.................................................................................... 19
Figura 4: Mapa geológico simplificado da porção setentrional da Província Borborema,
entre os domínios São José do Campestre e Piranhas-Seridó, destacando o plutonismo
ediacarano presente (Nascimento et al., 2015). a: Coberturas meso-cenozoicas, b: Suíte
shoshonítica, c: Suíte alcalina, d: Suíte equigranular de alto K, e: Suíte calcioalcalina,
f: Suíte alcalina, g: Suíte charnoquítica alcalina, h: Embasamento arqueano gnaíssico-
migmatítico, i: Embasamento gnaíssico-migmatítico paleoproterozoico, j: Grupo Seridó,
k: Zonas de cisalhamento transcorrentes neoproterozoicas, l: Zonas de cisalhamento
transpressionais-contracionais neoproterozoicas, m: Zonas de cisalhamento
distensionais, n: cidades, e o: Capital estadual. O retângulo branco posicionado na
porção SW destaca a área objeto do presente trabalho. ................................................ 21
Figura 5: Diagrama Q (quartzo) – A(álcalis) – P (plagioclásio) e diagrama Q (quartzo)
– A+P (álcalis + plagioclásio) – M (minerais máficos) segundo Streckeisen (1976). .. 32
Figura 6: Fotomicrografia das feições de olivina gabro-norito (amostras LG130 e FZ1),
mostrando fenocristais arredondados de olivina manteados por hornblenda marrom (A
e B); biotita e hornblenda, ambas marrons, intersticiais/poiquilítica (C) e coroa de
diopsídio em olivina (D). Observação em luz transmitida, nicóis paralelos (A, B e C) e
cruzados (B). hb – hornblenda; ol – olivina; pl – plagioclásio; biot – biotita; dio –
diopsídio. ........................................................................................................................ 34
Figura 7: Fotomicrografia das feições de biotita gabro (amostras LG206A), mostrando
textura inequigranular com agregados máficos (biotita, hornblenda, clinopiroxênio)
9
entre fenocristais de plagioclásio. Observações em microscopia de luz transmitida com
nicóis paralelos (A e C) e cruzados (B e D). Pl – plagioclásio; hb – hornblenda; biot –
biotita; cpx – clinopiroxênio; op – opacos. .................................................................... 35
Figura 8: Sequência de cristalização de olivina gabro-norito (LG 130), e biotita gabro
(LG206 A) deste trabalho comparada com dioritos do pluton Poço Verde e de enclaves
intermediários de Dias (2006). ....................................................................................... 37
Figura 9: Diagrama para classificação de anfibólios segundo Leake et al. (1997). .... 43
Figura 10: Diagrama para classificação de biotitas de acordo com Rieder et al. (1998).
........................................................................................................................................ 48
Figura 11: Diagrama para classificação de plagioclásios de Deer et al. (2013). Ab –
Albita, An – Anortita e Or – Ortoclásio. ........................................................................ 54
Figura 12: Diagrama para classificação grupo dos piroxênios em grupos de acordo com
Morimoto (1988), onde Q = Ca + Mg + Fe2+ e J = 2Na. A) ortopiroxênios e B)
clinopiroxênios. .............................................................................................................. 61
Figura 13: Diagrama para classificação dos A) ortopiroxênios e B) clinopiroxênios,
segundo Morimoto (1988). ............................................................................................. 62
10
LISTA DE TABELAS
Tabela 1: Análises por microssonda de anfibólio de olivina gabro-norito (amostra
LG130). _____________________________________________________________ 39
Tabela 2: Análises por microssonda de anfibólio de leucogabro (amostra 206A).___ 41
Tabela 3: Análises por microssonda de anfibólio de enclaves intermediários a máficos
(amostra ES31.2.D; Dias 2006). _________________________________________ 41
Tabela 4: Análises por microssonda de anfibólio de enclaves intermediários a máficos
(amostra ZZJ6; Dias 2006). _____________________________________________ 42
Tabela 5: Análises por microssonda de biotita de leucogabro (amostra 206A)._____ 45
Tabela 6: Análises por microssonda de biotita do pluton Poço Verde (amostra ES35b;
Dias 2006). __________________________________________________________ 46
Tabela 7: Análises por microssonda de biotita dos enclaves intermediários a máficos
(amostras ES31.2D e ZZJ6; Dias 2006). ___________________________________ 47
Tabela 8: Análises por microssonda de plagioclásio de olivina gabro-norito (amostra
LG130). _____________________________________________________________ 49
Tabela 9: Análises por microssonda de plagioclásio de leucogabro (amostra 206A). 50
Tabela 10: Análises por microssonda de plagioclásio do pluton Poço Verde (amostra
ES35b; Dias 2006).____________________________________________________ 51
Tabela 10: Continuação da tabela anterior sobre análises por microssonda de
plagioclásio do pluton Poço Verde (amostra ES35b; Dias 2006). _______________ 53
Tabela 11: Análises por microssonda de plagioclásio dos enclaves intermediários a
máficos (amostras ES31.2D e ZZJ6; Dias 2006). ____________________________ 53
Tabela 12: Análises por microssonda de ortopiroxênio de olivina gabro-norito (amostra
LG130). _____________________________________________________________ 55
Tabela 13: Análises por microssonda de ortopiroxênio de biotita gabro (amostra
LG206A). ___________________________________________________________ 56
Tabela 14: Análises por microssonda de ortopiroxênio do Plúton Poço Verde (amostra
ES35b; Dias 2006).____________________________________________________ 57
Tabela 15: Análises por microssonda de clinopiroxênio de olivina gabro-norito (amostra
LG130). _____________________________________________________________ 58
Tabela 16: Análises por microssonda de clinopiroxênio de biotita leucogabro (amostra
LG206A). ___________________________________________________________ 60
Tabela 17: Análises por microssonda de clinopiroxênio do Plúton Poço Verde (amostra
ES35b; Dias 2006).____________________________________________________ 60
Tabela 18: Análises por microssonda de olivina de olivina gabro-norito (amostra
LG130). _____________________________________________________________ 64
11
SUMÁRIO
RESUMO ...................................................................................................................................... 6
ABSTRACT .................................................................................................................................. 7
1. INTRODUÇÃO ...................................................................................................................... 13
1.1 Apresentação .................................................................................................................... 13
1.2 Justificativa e objetivos .................................................................................................... 13
1.3. Localização da área e vias de acesso.............................................................................. 14
1.4. Métodos e técnicas analíticas ......................................................................................... 15
2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ......................................................................... 18
2.1. Domínio São José do Campestre (DSJC) ...................................................................... 20
2.1.1. Unidades arqueanas ................................................................................................. 22
2.1.2. Unidades paleoproterozoicas .................................................................................. 23
2.1.3. Magmatismo ediacarano ......................................................................................... 24
2.1.4. Magmatismo Meso-Cenozoico ................................................................................ 25
3. GEOLOGIA DA ÁREA DE ESTUDO ................................................................................ 28
3.1. Unidade arqueana – Sienito São José do Campestre .................................................. 28
3.2. Unidades paleoproterozóicas ......................................................................................... 28
3.3. Plutonismo ediacarano ................................................................................................... 29
3.3.1. Granito porfirítico.................................................................................................... 29
3.3.2. Dioritos e gabro-noritos .......................................................................................... 30
3.3.3. Enclaves máficos a intermediários ........................................................................ 30
4. SUÍTE SHOSHONÍTICA ..................................................................................................... 32
4.1 Petrografia ........................................................................................................................ 32
4.1.1 Mineralogia ................................................................................................................ 33
4.2. Sequência de cristalização .............................................................................................. 36
4.3. Química mineral .............................................................................................................. 37
4.3.1 Anfibólio ..................................................................................................................... 38
4.3.2 Biotita ......................................................................................................................... 43
4.3.3. Plagioclásio ............................................................................................................... 48
4.3.4. Piroxênios .................................................................................................................. 54
4.3.5. Olivina ....................................................................................................................... 62
5. DISCUSSÕES ......................................................................................................................... 65
6. CONCLUSÕES .............................................................................................................. 68
7. REFERÊNCIAS ..................................................................................................................... 71
Anexos I (Mapa geológico da área de estudo) e II (Mapa de pontos da área de estudo) .... 78
12
CAPÍTULO I: INTRODUÇÃO
13
1. INTRODUÇÃO
1.1 Apresentação
O presente trabalho de conclusão de curso é um dos requisitos necessários para a
obtenção do título de bacharel em Geologia através da Universidade Federal do Rio
Grande do Norte (UFRN). O estudo contou com a orientação do professor Zorano Sérgio
de Souza do Departamento de Geologia da UFRN, apoio logístico e infraestrutura deste
mesmo departamento, e dos projetos de pesquisa do CNPq (449616/2014-2,
305661/2016-7 e 408607/2018-1), coordenados pelo professor orientador.
1.2 Justificativa e objetivos
A Província Borborema durante o Ediacarano ao Cambriano (Nascimento et al.,
2015) foi afetada por volumoso magmatismo plutônico (Jardim de Sá, 1994), na forma
de batólitos, stocks e diques, com características petrográficas, geoquímicas e
geocronológicas distintas (Nascimento et al., 2015).
Diversos trabalhos (Jardim de Sá, 1994; Galindo et al., 1995; Ferreira et al., 1998;
Hollanda, 1998; Nascimento, 1998, 2000; Nascimento et al., 2015, entre outros) abordam
a classificação desses corpos plutônicos a partir de suas afinidades geoquímicas.
A classificação mais recente dessa atividade plutônica realizada por Nascimento
et al. (2015), agrupam esses corpos em seis suítes magmáticas, sendo elas: Cálcio-alcalina
de alto K porfirítica, Cálcio-alcalina de alto K equigranular, Cálcio-alcalina, alcalina,
Alcalina-Charnoquítica e Shoshonítica.
A suíte shoshonítica (Morrison, 1980) na Província Borborema compreende
pequenos corpos ou associados a suíte Calcio-alcalina de alto K (Nascimento et al., 2008;
Nascimento et al., 2015), de composição variada entre gabro/noritos (Viegas, 2007;
Guimarães et al., 2017), e gabro-dioritos a quartzo monzonito (Nascimento et al., 2008;
Nascimento et al., 2015, Lisboa et al., 2019).
No Domínio São José do Campestre, a suíte supracitada é representada por corpos
isolados de gabros, dioritos a quartzo monzonitos, e tonalitos predominantemente
metaluminosos e geoquimicamente cálcio-alcalinos a subalcalinos (Nascimento, 2000;
Dias, 2006; Nascimento et al., 2008; Nascimento et al., 2015), colocados em ambiente
intracontinental (Souza et al., 2016).
14
Embora descritas por vários autores, essa suíte carece de um estudo mais
detalhado quanto a caracterização petrográfica, textural e química mineral. Desse modo,
o presente trabalho tem por objetivo preencher essa vacância a partir do estudo de corpos
de dioritos e quartzo monzonitos (Dias, 2006), localizados a leste da cidade de São José
de Campestre-RN, descritos como pertencentes à suíte shoshonítica (Dias, 2006;
Nascimento et al., 2015; Souza et al., 2016), possibilitando melhor entender a sua
evolução magmática e química.
1.3. Localização da área e vias de acesso
A área de estudo está localizada a leste do município de São José do Campestre/RN,
posicionada no extremo nordeste brasileiro (figura 1). Seu acesso principal é realizado a
partir de Natal – capital do RN, por meio das rodovias federais BR-101 ou BR-226 até
chegar no município de Tangará/RN.
Figura 1: Mapa de localização da área de estudo situada a leste de São José do Campestre/RN. Fonte: Base
de dados IBGE e CPRM.
Em seguida, o acesso continua através das rodovias estaduais RN-093, RN-011 e RN-
003, que ligam o município de Tangará/RN aos municípios de São José do
15
Campestre/RN, Serra de São Bento/RN, Lagoa d’Anta/RN e Santo Antônio/RN (figura
2). Os pequenos povoados, sítios e fazendas localizados no interior da área foram
acessados a partir de estradas carroçáveis e caminhos secundários.
Figura 2: Mapa de localização detalhado da área de estudo, destacando as vias de acesso da região. Fonte:
Base de dados cartográficos IBGE e CPRM.
1.4. Métodos e técnicas analíticas
O trabalho foi desenvolvido em três etapas principais: pré-campo, campo e pós-
campo, descritas a seguir.
A etapa de pré-campo consistiu na compilação de dados bibliográficos e na
construção de uma base geocartográfica, a partir de dados provenientes em formato
shapefile da Companhia de Pesquisa e de Recursos Minerais (CPRM). Imagens de radar
SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), com iluminação 315° Az, foram
empregadas na delimitação das principais estruturas da área. Ainda nessa etapa, foram
usados mapas geofísicos (Kperc, contagem total e ternário) obtidos através do Geobank
– CPRM para melhor delimitar a geometria e os contatos entre as unidades presentes na
16
área estudada. Como resultado final dessa etapa foi confeccionado um mapa de pré-
campo.
A etapa de campo, foi realizada em duas campanhas, com a finalidade de
reconhecer e mapear as principais unidades aflorantes, em especial delimitar e
caracterizar petrograficamente os corpos dioríticos, gabroícos e gabro-noríticos presentes
na área. Além disso, foram coletadas amostras para confecção de lâminas e análises de
microssonda eletrônica. A integração de todos os dados citados anteriormente possibilitou
a produção do mapa geológico da área na escala de 1:90.000.
Por último, a etapa de pós-campo compreendeu a descrição petrográfica (com uso
de microscópio de luz transmitida Leica do DGeo/UFRN) e a classificação das principais
litologias, além da classificação dos minerais a partir de química mineral (com
microssonda do IG/UnB) utilizando diagramas diversos.
17
CAPÍTULO II: CONTEXTO GEOLÓGICO
REGIONAL
18
2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
A área de estudo está inserida na Província Borborema (PB), uma das dez
províncias estruturais brasileiras definidas por Almeida et al. (1981). Essa entidade
geotectônica (figura 3), localizada na porção setentrional do Nordeste brasileiro, é
limitada a norte e a leste pela Margem Continental Atlântica, a sul pelo Cráton São
Francisco e a oeste é recoberta por unidades sedimentares fanerozoicas da Bacia do
Parnaíba.
A PB é composta litologicamente por unidades gnáissicas e migmatíticas
arqueanas a paleoproterozoicas (Almeida et al. 1981; Jardim de Sá et al., 1992; Jardim
de Sá, 1994), sobrepostas em discordância angular e erosiva por supracrustais
(metavulcanossedimentares e metassedimentares) paleoproterozoicas a neoproterozoicas
(Jardim de Sá et al., 1992; Brito Neves et al., 1995; Van Schmus et al., 2003). Uma
volumosa granitogênese brasiliana intrude as unidades supracitadas (Jardim de Sá, 1994;
Santos e Medeiros, 1999).
Expressivo conjunto de zonas de cisalhamento brasilianas (600 a 500 Ma) de
escala continental seccionam a PB (Jardim de Sá, 1994; Vauchez et al., 1995), reativadas
em caráter rúptil durante o Fanerozoico (Jardim de Sá, 1994). Os trends principais dessas
estruturas são E-W (a exemplo dos lineamentos Patos e Pernambuco, figura 3), NE-SW
(a exemplo do Lineamento Transbrasiliano e da Zona de Cisalhamento Portalegre, figura
3), e subordinadamente NW-SE (a exemplo da Zona de Cisalhamento de Tauá, figura 3).
Algumas dessas zonas de cisalhamento marcam grandes descontinuidades
crustais/zonas de sutura (Jardim de Sá, 1994; Medeiros, 2004; Padilha et al., 2014;
Medeiros et al., 2017; Oliveira e Medeiros, 2018), que subdividem a PB em cinco
domínios (Santos, 1995; Santos et al., 1997; Santos et al., 1999; Medeiros, 2004), sendo
esses, de sul para norte, Externo, Transversal, Rio Grande do Norte, Ceará e Médio
Coreaú. Recentemente, Medeiros et al. (2017) subdividiram o Domínio Rio Grande do
Norte em três: Domínio São José do Campestre a leste; Domínio Rio Piranhas-Seridó na
porção central; e Domínio Jaguaribeano a oeste. Já o domínio dito como Externo foi
subdividido em Pernambuco-Alagoas, Sergipano e Riacho do Pontal.
19
Figura 3: Mapa geológico da Província Borborema e seus nove domínios (Medeiros et al., 2017). ZCPT:
Zona de cisalhamento Patos, ZCPJ: Zona de cisalhamento Picuí-João Câmara, ZCPE: Zona de cisalhamento
Pernambuco, ZCPA: Zona de cisalhamento Portalegre, ZCSP: Zona de cisalhamento Senador Pompéu,
ZCSPII: Zona de cisalhamento Sobral-Pedro II, ZCTA: Zona de cisalhamento Tauá, ZCOJ: Zona de
cisalhamento Orós-Jaguaribe. O retângulo branco posicionado na porção NE destaca a área objeto do
presente trabalho.
A PB foi afetada pelo menos por três grandes eventos tectônicos: (i)
Tranzamazônico, (ii) Cariris-Velhos e (iii) Brasiliano. O evento Tranzamazônico (2,1 a
1,8 Ga, Brito Neves et al., 2014) compreendeu a um evento orogênico que resultou em
sucessivas acreções de arcos magmáticos, acompanhados de importante magmatismo
plutônico de afinidade cálcio-alcalina, shoshonítica e alcalina, com idades U-Pb em
zircão variando de 2,25 a 2,11Ga (Souza et al., 2016; Hollanda et al., 2011). Um evento
magmático intraplaca tardio ocorreu entre 1,8 a 1,75 Ga (idades U-Pb em zircão, Hollanda
et al., 2011). O Evento Cariris-Velhos, definido com base em dados geocronológicos por
20
Brito Neves et al., (1995), consistiu de um ciclo de Wilson completo que se desenvolveu
a sul do Lineamento Patos, entre 1,0 a 0,9 Ga (Sales et al., 2011) até a Faixa Sergipana
(Brito Neves et al., 1995; Guimarães et al., 2016). Associado a esse evento, ocorreu um
importante magmatismo bimodal, metavulcânicas e granitos augen-gnaisses (Neves et
al., 2020).
O último evento orogênico de idade brasiliana (700-450 Ma, Almeida et al., 1981;
Brito Neves et al., 2014) foi caracterizado por uma importante tectônica
transcorrente/transformante e volumoso magmatismo de origem mantélica e crustal
(Jardim de Sá, 1994). Segundo esse autor, terrenos alóctones que compõem a PB foram
aglutinados durante a Orogenia Brasiliana, sendo suas acreções comandadas por
processos colisionais oblíquos e transcorrentes/transformantes. Numa etapa final, todo o
bloco que compõem a PB, situado entre as suturas principais que margeiam os crátons
Oeste Africano/São Luis e São Francisco / Congo foi submetido ao retrabalhamento
transcorrente com extrusão lateral (Jardim de Sá, 1994; Brito Neves et al, 1995; Brito
Neves et al., 2014; Ganade de Araújo, 2014).
De modo geral, duas hipóteses principais foram propostas para explicar a evolução
geodinâmica dessa província. A primeira considera que a estruturação da PB se deu
durante o Neoproterozoico com progressiva acresção de terrenos exóticos, ciclos de
Wilson completos e retrabalhamento da crosta pré-Neoproterozoica (Santos, 1999; Santos
et al., 2000; Oliveira et al., 2010; Caxito et al., 2014; Ganade de Araujo et al., 2014;
Santos et al., 2018; Basto et al., 2019, Caxito et al., 2020). A segunda hipótese defende
que a PB resultou do retrabalhamento de blocos continentais, que permaneceram
relativamente estáveis até 2.0 Ga, sendo posteriormente afetada pela instalação e
adicional inversão de bacias intracontinentais, localmente com estágio proto-oceânico
(Neves, 2003, Neves et al., 2006), durante o restante do Proterozoico.
2.1. Domínio São José do Campestre (DSJC)
O Domínio São José do Campestre (DSJC), porção nordeste da Província
Borborema (figura 4), limita-se a oeste com a Zona de Cisalhamento Picuí-João Câmara,
a sul-sudeste, com a Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos, e a leste e a norte é
recoberto pelos litotipos sedimentares pertencentes as bacias Potiguar e Pernambuco-
Paraíba.
21
Essa entidade geotectônica apresenta uma evolução magmática e tectônica
complexa (Dantas et al, 2013), sendo composta em sua porção central por núcleo
arqueano formado principalmente por ortognaisses, e subordinadamente por
metassupracrustais (Dantas et al., 2004, 2013). Esses autores, destacam que esse núcleo
é bordejado por ortognaisses paleoproterozóicos, capeados em sua porção extremo
nordeste e sudoeste pelas metassupracustais neoproterozoicas do Grupo Seridó (Van
Schmus et al., 2003). Além disso, as unidades supracitadas são afetadas por um volumoso
plutonismo de idade brasiliana (Dantas et al., 2013).
Figura 4: Mapa geológico simplificado da porção setentrional da Província Borborema, entre os domínios
São José do Campestre e Piranhas-Seridó, destacando o plutonismo ediacarano presente (Nascimento et al.,
2015). a: Coberturas meso-cenozoicas, b: Suíte shoshonítica, c: Suíte alcalina, d: Suíte equigranular de alto
K, e: Suíte calcioalcalina, f: Suíte alcalina, g: Suíte charnoquítica alcalina, h: Embasamento arqueano
gnaíssico-migmatítico, i: Embasamento gnaíssico-migmatítico paleoproterozoico, j: Grupo Seridó, k:
Zonas de cisalhamento transcorrentes neoproterozoicas, l: Zonas de cisalhamento transpressionais-
contracionais neoproterozoicas, m: Zonas de cisalhamento distensionais, n: cidades, e o: Capital estadual.
O retângulo branco posicionado na porção SW destaca a área objeto do presente trabalho.
As unidades que compõem o núcleo arqueano compreendem a segmentos crustais
independentes aglutinados e retrabalhados por eventos tectono-metamórficos
paleoproterozoicos (Dantas et al., 2004) e neoproterozoicos (Jardim de Sá 1994; Brito
Neves et al. 1995; Brito Neves et al. 2000; Brito Neves et al. 2001). A formação desses
segmentos se deu a partir de seis episódios magmáticos (3,41, 3,36, 3,33, 3,25, 3,12, e
22
3,03 Ga, Souza et al., 2016; Dantas et al., 2013). Dados de U-Pb em zircões e Sm-Nd em
rocha total, revelam um período de quiescência de 330 Ma, com retorno de atividade
magmática a 2,70 Ga (Dantas et al., 2013).
A modelagem petrogenética de elementos traços e maiores revelam que o DSJC
evoluiu a partir interação de magmas trondjemíticos ou adakitos ricos em sílica,
originados de uma fonte mantélica metassomatizada ou de uma crosta subductada
enriquecida (Dantas et al., 2004; Dantas et al., 2013). Segundo Souza et al. (2016), pelo
menos um dos episódios de geração de magma teria derivado diretamente do manto,
sendo representado pelos gabro-noritos do Complexo Senador Elói de Souza, 3,03 Ga.
Granitoides são creditados por Souza et al. (2007) como possíveis protólitos das
unidades paleoproterozoicas, cuja origem estaria vinculada à um ambiente de subducção
e a fusão do manto enriquecido, gerado pela infiltração de um magma adakítico rico em
sílica dentro do manto depletado.
Dados geocronológicos de U-Pb em zircões, composições químicas e isotópicas,
além do contexto geológico e estrutural, evidenciam que as rochas plutônicas
neoproterozoicas dessa região originaram principalmente a partir de magmatismo
intracontinental (Souza et al., 2016). Parte dos gabros-dioritos neoproterozoico tardios,
ricos em K, podem ter sido provenientes de um manto previamente enriquecido (Jardim
de Sá, 1994; Neves et al., 2000; McReath et al., 2002; Nascimento et al., 2002; Hollanda
et al., 2003; Souza et al., 2016). O volumoso plutonismo ácido a intermediário que ocorre
no DSJC pode ser oriundo de unidades crustais mais antigas (Souza et al., 2016).
2.1.1. Unidades arqueanas
O Domínio São José do Campestre é constituído por no mínimo seis unidades
arqueanas, sendo elas: Unidade Bom Jesus (UBJ), Complexo Serra Caiada (CSC),
Complexo Brejinho (CBr), Ortognaisse São Pedro do Potengi (SPP), Complexo máfico-
ultramáfico Riacho das Telhas (CRT), Complexo Senador Elói de Souza (CSES) e o
Complexo São José do Campestre (CSJC).
A UBJ com 3,4 Ga ± 8 Ma (U-Pb em zircões, Dantas et al., 2004), representa os
litotipos mais antigo do DSJC, sendo constituída de ortognaisses de composição
granodiorítica a tonalítica, com enclaves de gabro a quartzo diorito e leucossomas
trondjemíticos (Dantas et al., 2004, 2013).
23
Granodioritos a monzogranitos exibindo xenólitos de um tonalito mais antigo
(Dantas et al., 2004, 2013) são as unidades arqueanas dominantes no DSJC. Esses
litótipos compõem o CSC, cuja formação está vinculada a dois eventos magmáticos, um
a 3.356 ± 21 Ma e outro a 3.255 ± 44 Ma (U-Pb em zirções, Dantas et al., 2004, 2013;
Souza et al., 2016).
O CBr compreende a quartzo dioritos, granodioritos e tonalitos (Dantas et al.,
2013). Dados geocronológicos de U-Pb em zircões apontam a idade de 3.333 ± 77 Ma
para cristalização dessas rochas (Dantas et al., 2004, 2013).
Pequenos corpos de biotita hornblenda ortognaisses com composição granítica a
granodiorítica (Dantas et al., 2013) representam o SPP. Essa unidade apresenta idade de
cristalização em torno de 3.118 ± 19 Ma, U-Pb em zirções (Souza et al., 2016).
Dados geocronológicos de U-Pb em zircões realizados por Jesus (2011) e Abrahão
Filho (2016) em rochas peridotíticas, piroxenitos, gabros e dioritos obtiveram idades
3.083 ± 17 Ma e 3.041 ± 23 Ma. Dantas et al. (2004), Jesus (2011) e Abrahão Filho (2016)
descrevem essas litologias como corpos alongados com orientação principal NW-SE,
sendo os principais representantes do CRT. Essa mesma orientação é observada nos
corpos de diopsídio grossulária anortositos, granada metagabros e noritos que integram o
CSES (Dantas et al., 2004, 2013). Dados geocronológicos de U-Pb em zircões apresentam
idade de 3.033 ± 3 Ma (Dantas, 1996) para a cristalização desses corpos.
A última fase do magmatismo arqueano no DSJC é marcado por quartzo diorito e
sienogranito do CSJ (Dantas et al., 2013). Datações obtidas através de métodos
geocronológicos U-Pb em zircões indicam cristalização em 2685 ± 9 Ma (Dantas et al.,
2004).
2.1.2. Unidades paleoproterozoicas
As unidades paleoproterozoicas compreendem aos complexos João Câmara
(CJC), Serrinha-Pedro Velho (CSPV), Santa Cruz (CSC) e a Suíte Inharé (Angelim,
2006).
Hornblenda migmatitos bandados e hornblenda-biotitas ortognaisses (Angelim,
2006), com idade entre e 2.312 ± 16 Ma e 2.250 ± 50 Ma, U-Pb em zircões (Dantas 1996)
são os principais representantes do CJC.
24
Biotita-hornblenda migmatitos, compostos por paleossoma tonalítico à
granodiorítico e leucossoma granítico, caracterizam o CSPV (Angelim, 2006), com
idades entre 2.182.183 ± 5 Ma a 2.203 ± 4 Ma, U-Pb em zirções (Dantas, 1996).
Ortognaisses de composição diversa, predominando os de composição
granodiorítica e tonalítica compõem o CSC (Angelim, 2006). Idades entre 2.184 ± 16 Ma
e 2.069 ± 22, U-Pb em zirções são atribuídas a esse complexo por Dantas (1996).
Denso enxame de diques e soleiras de anfibolitos e metahornblenditos, suíte
Inharé, com idade 1.977 + 35 Ma, U-Pb em zircão, ocorre afetando as unidades dos
complexos supracitados (Dantas, 1996).
2.1.3. Magmatismo ediacarano
O magmatismo ediacarano ocorre em toda a área do DSJC, sendo caracterizado
por diversos corpos intrusivos no embasamento paleoproterozóico. Recentemente
Nascimento et al. (2015), classificaram as rochas ediacaranas presentes no Domínio Rio
Grande do Norte em seis suítes distintas. Embora, presentes majoritariamente fora do
DSJC, cinco dessas suítes ocorrem no território desse domínio, sendo essas: Shoshonítica
(Shos), Cálcio-alcalina de alto K Porfirítica (CalcAlcAKP), Cálcio-alcalina de alto K
Equigranular (CalcAlcAKE), Cálcio-alcalina (CalcAlc) e Alcalina (Alc).
A suíte Shos corresponde a pequenos corpos isolados ou como enclaves nos
plútons das suítes CalcAlcAKP e CalcAlc, que são constituídos por gabros e dioritos a
quartzo monzonitos, apresentando em sua mineralogia máfica clinopiroxênio,
ortopiroxênio, anfibólio e biotita (Nascimento, 2000; Nascimento et al., 2008;
Nascimento et al., 2015). Segundo esses autores, as rochas dessa suíte são
predominantemente metaluminosas e são classificadas geoquimicamente como cálcio-
alcalinas a alcalinas ou subalcalinas.
O conjunto de corpos que predominam no DSJC corresponde a suíte CalcAlcAKP,
essa sendo composta por monzogranitos, granodioritos e quartzo monzonitos, que exibem
como principal característica grandes fenocristais de feldspato potássico (Nascimento,
2000; Nascimento et al., 2008; Nascimento et al., 2015). O Monte das Gameleiras (573
± 7 Ma; Galindo et al., 2005) e o pluton Serrinha (576 ± 3 Ma; Galindo et al., 2005) são
representantes desse grupo.
A CalcAlcAKE é composicionalmente representada por monzogranitos
equigranulares ou microporfiríticos, ocorrendo na forma de diques, soleiras e corpos
25
isolados (Nascimento, 2000; Nascimento et al., 2008; Nascimento et al., 2015). Os
plútons Picuí (549 ± 4 Ma; Hollanda et al., 2012; Nascimento et al., 2015) e Dona Inês
(582 ± 5 Ma; Guimarães et al., 2009) apresentam granada em algumas de suas fácies
(McMurry et al., 1987; Borges, 1996; Nascimento, 2000; Nascimento et al., 2008;
Nascimento et al., 2015).
No DSJC a suíte CalcAlc é representada pelo plúton Gameleira, localizado na
porção norte desse domínio, sendo constituído por granodiorito de granulação média a
grossa a tonalito inequigranular (Nascimento et al., 2015).
Os plutons Caxexa (578 ± 14 Ma; Nascimento, 2000), Serra do Boqueirão, Serra
do Algodão (529 ± 54 Ma; Nascimento, 1998), Olho D’agua e fácies do Japi (597 ± 4
Ma; Souza et al., 2016) constituem a suíte Alc, situados na porção sul do DSJC. Esses
plutons são constituídos por álcali-feldspato granito, quartzo álcali-feldspato sienito e
sienogranito (Nascimento et al, 2015, Nascimento et al., 2008). Granadas com moléculas
do tipo andradita são descritas nos plutons Caxexa, Serra do Boqueirão e Serra do
Algodão (Nascimento et al., 2015, Nascimento et al., 2008).
2.1.4. Magmatismo Meso-Cenozoico
Durante o Meso-cenozoico um expressivo magmatismo intrusivo e extrusivo
afetou a PB, associado a fragmentação do Supercontinente Pangeia (Misuzaki et al.,
2002). Esses autores agrupam tal magmatismo em três pulsos distintos, denominados
Magmatismo Rio Ceará-Mirim, Magmatismo Serra do Cuó e Magmatismo Macau.
Desses, apenas o Magmatismo Serra do Cuó não foi descrito no Domínio São José do
Campestre.
O Magmatismo Rio Ceará-Mirim ocorre na porção norte do DSJC, sendo
representado por exames de diques orientados preferencialmente na direção E-W
(Hollanda et al., 2019), constituídos de diabásios e basaltos de afinidade geoquímica
predominantemente toleítica (Bellieni et al., 1992; Hollanda et al., 2006; Ngonge et al.,
2017). Segundo Araújo et al. 2001, esse magmatismo ocorreu entre 145 Ma a 110 Ma.
Souza et al. (2003) obtiveram idade plateau de 132,2 ± 1 Ma, Ar40/Ar39 em grãos de
anfibólios, interpretada como o pulso principal (Misuzaki et al., 2002) desse evento
magmático.
O Magmatismo Macau, situado pincipalmente na porção norte do DSJC,
corresponde a rochas alcalinas do tipo olivina basaltos, basanitos, ankaratritos e
26
ocasionalmente nefelinitos, na forma de derrames, diques, plugs e necks (Sial, 1976;
Almeida et al., 1988). Souza et al. (2007) a partir de dados geocronológicos Ar40/Ar39
constataram que eventos distintos ocorreram entre 50 e 7 Ma, sugerindo que termo
Magmatismo Macau deveria ser aplicado apenas as rochas subalcalinas com idades entre
25 a 22 Ma.
27
CAPÍTULO III: GEOLOGIA DA ÁREA DE ESTUDO
28
3. GEOLOGIA DA ÁREA DE ESTUDO
Esse capitulo abordará a descrição das litologias presentes na área de estudo, a
partir da caracterização petrográfica, limites e contatos entre as unidades, e suas relações
estratigráficas. Esses dados foram integrados aos oriundos da interpretação de imagens
de SRTM, dados geofísicos e mapeamentos prévios (Dias 2006, Viegas 2007, Roig e
Dantas 2013 e Ribeiro 2019).
Dados geocronológicos e isotópicos pré-existentes (Dantas, 1996; Dantas et al.,
2004; Dantas et al., 2013; Nascimento et al., 2015 e Souza et al., 2016) foram utilizados
para definir o empilhamento estratigráfico da área estudada, expresso da unidade mais
antiga a mais nova. Todos os dados aqui mencionados foram integrados para a confecção
do mapa geológico da área (anexo I) e o mapa de pontos visitados (anexo II).
3.1. Unidades arqueanas
O Complexo Serra Caiada (ortognaisses de composição tonalítica a
monzogranítica) e o Sienito São José do Campestre compreendem as unidades mais
antiga da área de estudo, ocorrendo na porção NW.
Monzogranitos a sienogranito são as rochas dominantes nas unidades
supracitadas, as quais, apresentam coloração cinza claro a rosa, textura equigranular
média, com mineralogia composta essencialmente por K-feldspato, quartzo, plagioclásio,
biotita e anfibólio.
Esses litotipos exibem comumente superfícies planares de baixo ângulo, expressa
por dobramentos recumbentes, estando associadas a deformação D1//D2 e que
possivelmente pode ter obliterado estruturas previas.
3.2. Unidades paleoproterozoicas
Os litotipos paleoproterozoicos representados por ortognaisses bandados,
ortognaisses tonalíticos a granodioríticos, augen gnaisses granodioríticos a tonalíticos e
ortognaisses quartzofeldspáticos, são as rochas predominantes. Essas são afetadas
comumente por zonas de cisalhamento de caráter dextral, sendo as encaixantes dos
plutons ediacaranos.
29
Os ortognaisses bandados são caracterizados por bandas de espessuras diversas de
composição granítica (quartzo, plagioclásio e feldspato potássico) e tonalítica constituída
de minerais máficos como biotita e anfibólio. Essas rochas sofreram migmatização nas
regiões próximas das intrusões graníticas.
Os ortognaisses de composição tonalítica a granodiorítica apresentam coloração
cinza claro a cinza escuro e textura equigranular média, sendo constituídos por
plagioclásio, quartzo, anfibólio e biotita. Esses litótipos demonstram foliação S1+S2
bastante marcada, frequentemente afetada por dobras suaves a apertadas, além de zonas
miloníticas relacionadas a deformação ediacarana D3.
Os augen gnaisses granodioríticos a tonalíticos ocorrem restritos a faixas estreitas
de direção NE-SW, bastante deformados, textura media a grossa com porfiroclastos
estirados de feldspato potássico e plagioclásio.
Os gnaisses quartzo-feldspáticos mostram-se com coloração esbranquiçada,
textura grossa, compostos essencialmente de quartzo e plagioclásio, e bastante
deformados.
3.3. Plutonismo ediacarano
3.3.1. Granito porfirítico
Os granitoides porfiríticos localizados na porção central da área ocorrem
intrusivos nos ortognaisses paleoproterozoicos, sendo representados por partes do
Batólito Monte das Gameleiras e do pluton Serrinha, além de dois corpos menores não
nomeados (Anexo I).
Essas rochas apresentam textura inequigranular, variando de média a grossa, com
mineralogia dominada por quartzo, feldspatos, biotita e anfibólio. Fenocristais de
feldspato potássico ocorrem com tamanhos variados, podendo atingir até 15 cm.
Na porção central desses corpos, os fenocristais de feldspato potássico
encontram-se orientados, representando o fluxo magmático. Já nas suas bordas esse
mineral apresenta caudas de recristalização e sombras de pressão, além disso o quartzo
se exibe bastante estirado, sendo essas características oriundas da ação das zonas de
cisalhamentos que se desenvolveram bordejando esses granitoides.
30
3.3.2. Dioritos, gabros e gabro-noritos
As rochas dessa unidade são representadas por três corpos, o pluton Poço Verde
localizado na porção SE, e dois corpos menores situados na porção SW. Esses corpos
ocorrem intrusivos nos ortognaisses paleoproterozóicos ou associados aos granitoides.
Essas rochas mostram uma coloração cinza médio a cinza escuro, com textura
variando de média a grossa, equigranulares a inequigranulares porfiríticos de composição
diorítica, quartzo monzonítica e gabróica. Mineralogicamente são constituídos de
plagioclásio, biotita, piroxênio, anfibólio e olivina.
3.3.3. Enclaves máficos a intermediários
Essa litologia ocorre comumente como enclaves de composição diorítica, quartzo
diorítica e tonalitíca nos granitos porfiríticos, e ocasionalmente como pequenos corpos
isolados, alongados e de tamanhos variados. Sua coloração é escura devido a presença
dos minerais máficos, como anfibólio e biotita, textura variando de fina a média.
31
CAPÍTULO IV: SUÍTE SHOSHONÍTICA
32
4. SUÍTE SHOSHONÍTICA
4.1 Petrografia
A petrografia dos corpos denominados LG130 e LG206A foram classificados
segundo suas composições modais em olivina gabro-norito e biotita-gabro,
respectivamente, com base no diagrama ternário de Streckeisen (1976). Por meio do
diagrama Q-A+P-M (Streckeisen 1976), o LG130 é definido como melanocrático e o
LG206A é classificado como mesocrático (figura 5). Ambos apresentam uma textura
global inequigranular com pórfiros de plagioclásio, piroxênio e olivina.
Figura 5: Diagrama Q (quartzo) – A(álcalis) – P (plagioclásio) e diagrama Q (quartzo) – A+P (álcalis +
plagioclásio) – M (minerais máficos) segundo Streckeisen (1976).
Para efeito comparativo, a figura 5 também aborda as composições modais de
outras rochas, descritas por Dias (2006), em mesmo contexto geológico de suíte
shoshonítica, que os corpos citados anteriormente, como o pluton Poço Verde (quartzo
monzonito, quartzo monzodiorito e quartzo diorito) e os enclaves intermediários a
máficos (granodiorito, tonalito, quartzo monzodiorito e quartzo diorito). Em relação a
33
quantidade de máficos, predomina rochas mesocráticos e subordinadamente leucocráticas
(figura 5).
4.1.1 Mineralogia
Os minerais essenciais presentes no olivina gabro-norito (LG 130) são olivina,
piroxênio, anfibólio e plagioclásio. A biotita e traços de opacos ocorrem como minerais
acessórios. Todos os minerais identificados são descritos a seguir.
A olivina (38%; figura 6) ocorre como cristais subédricos a anédricos, com
contornos arredondados e sinuosos. Seu tamanho varia entre 1,40 mm a 2,50 mm.
Apresenta-se incolor, com ausência de clivagem e com ângulo ótico próximo de 90º.
Frequentemente, apresenta inclusões e bordas de piroxênio, indicando reação com o
líquido magmático.
O piroxênio (30%; figura 6) apresenta coloração incolor, verde claro e marrom
pálido, geralmente subédrico, com tamanho de 1,2-1,4 mm. Esse mineral exibe bordas
envoltas de anfibólio, resultante do processo de uralitização, ocorrendo no tipo
ortopiroxênio, com ângulo de extinção reta; e clinopiroxênio, com ângulo de extinção de
35 º a 40º.
O anfibólio (15%; figura 6) do tipo hornblenda, ocorre como cristais subédricos
a anédricos e com tamanhos variando de 1,50 mm a 2,80 mm. Seu ângulo de extinção é
de aproximadamente 25º, com clivagens formam ângulo em torno de 56º. Foi possível
identificar dois tipos, sendo o mais frequente o de cor marrom escura e de textura
poiquilítica (inclusões de olivina, piroxênio, plagioclásio). O outro, mais raro, verde
moderado, formando bordas em piroxênio.
O plagioclásio (15%) ocorre como cristais subédricos de formato tabular, com
tamanho variando de 0,2mm a 2,0 mm, e germinação polissintética. O teor de anortita
estimado de acordo com o método Michel-Lévy, apontam para An entorno de 60%.
Os cristais de biotita (2%) são subédricos, lamelares e intersticiais. Apresentam
tamanho entre 0,7 mm e 1,50 mm e coloração marrom escura, com extinção reta e sinal
ótico em torno de 30º. Geralmente exibem textura poiquilítica (figura 2), com inclusões
de piroxênio, anfibólio, olivina e minerais opacos.
Os minerais opacos ocorrem dispersos na rocha, são anédricos a subédricos e seu
tamanho variam de 0,2 até 0,5mm. Apresentam-se inclusos nas olivinas, hornblendas e
piroxênios.
34
Figura 6: Fotomicrografia das feições de olivina gabro-norito (amostras LG130 e FZ1), mostrando
fenocristais arredondados de olivina manteados por hornblenda marrom (A e B); biotita e hornblenda,
ambas marrons, intersticiais/poiquilítica (C) e coroa de diopsídio em olivina (D). Observação em luz
transmitida, nicóis paralelos (A, B e C) e cruzados (B). hb – hornblenda; ol – olivina; pl – plagioclásio; biot
– biotita; dio – diopsídio.
Os minerais essenciais de biotita gabro (LG206A) são plagioclásio, piroxênio,
anfibólio e biotita. Os minerais opacos ocorrem como acessórios, com traços de apatita.
Esses minerais são descritos abaixo.
O plagioclásio (58%), ocorre como cristais subédricos de formato tabular e com
tamanho variando de 0,6mm a 3,0 mm. Apresenta germinação polissintética, com teor de
anortita estimado em 52% de acordo com o método Michel-Lévy. Ocasionalmente
mostram maclas encurvadas (figura 7). Possuem inclusões de opacos, anfibólios,
piroxênios e apatita.
O piroxênio (23%), ocorre como cristais subédricos a anédricos, de coloração
verde claro e levemente marrom, com tamanhos entre 0,4 mm a 2,0 mm, com ângulo
ótico em torno de 65º. Há ocorrência de dois tipos: ortopiroxênio, com ângulo de extinção
reta e; clinopiroxênio, com ângulo de extinção de 35 º a 40º.
35
Figura 7: Fotomicrografia das feições de biotita gabro (amostras LG206A), mostrando textura
inequigranular com agregados máficos (biotita, hornblenda, clinopiroxênio) entre fenocristais de
plagioclásio. Observações em microscopia de luz transmitida com nicóis paralelos (A e C) e cruzados (B e
D). Pl – plagioclásio; hb – hornblenda; biot – biotita; cpx – clinopiroxênio; op – opacos.
O anfibólio (13%; figura 7) do tipo hornblenda, ocorre como cristais subédricos
a anédricos de coloração marrom com tamanhos variando de 0,50 mm a 2,0 mm. Seu
ângulo de extinção é de 23º, aproximadamente. Frequentemente formam bordas no
piroxênio decorrente do processo de uralitização.
A biotita (5%; figura 7) ocorre como cristais subédricos, lamelares e com
tamanho entre 0,6 mm e 3,50 mm. Sua coloração varia de marrom claro a marrom escura.
A extinção se apresenta reta e seu sinal ótico em torno de 25º. Exibe inclusões de
piroxênio, anfibólio, plagioclásio, apatita e minerais opacos, caracterização uma textura
poiquilítica.
Os minerais opacos (2%; figura 7) ocorrem dispersos na rocha, com tamanho 0,3
até 1,0mm.
A apatita ocorre como pequenos cristais aciculares inclusa em plagioclásio e
biotita.
36
4.2. Sequência de cristalização
Por meio das texturas observadas nas seções delgadas foi possível sugerir uma
sequência de cristalização para os corpos LG130 e LG206A (figura 8).
Uma geração precoce de minerais opacos (opacos I), inclusos na maior parte dos
minerais, compreendem a fase inicial de cristalização magmática, seguido da formação
de cristais de olivina, que ocorrem restrito ao LG 130. Esses minerais mostram-se
englobados por hornblendas e biotitas, exibindo textura em corona marcada por bordas
em piroxênio (clino- e orto-). No caso da LG206A, os piroxênios são envoltos por biotita
e plagioclásio.
A formação dos clino- e ortopiroxênios em textura corona pode ser explicado pela
reação entre cristais de olivina recém-formadas com um líquido magmático residual
enriquecido em CaO e SiO2.
Uma geração tardia de opacos ocorreu após a cristalização dos clinopiroxênios,
como produto de oxidação das bordas desses e/ou preenchendo suas fraturas.
Os cristais de plagioclásios ocorrem inclusos ou bordejando os minerais
anteriormente descritos. A fase final de cristalização magmática é marcada pela formação
de anfibólios e biotitas, ambos exibindo textura poiquilítica. A geração das biotitas está
vinculada a cristalização final de líquido residual rico em magnésio, potássio, alumínio,
ferro e titânio.
A sequência de cristalização do LG130 e LG206A foram comparadas com as
sequências de cristalização (figura 8) das rochas dioríticas do pluton Poço Verde e dos
enclaves intermediários a máficos descritos por Dias (2006). Essa relação evidencia que
os corpos gabro-norito e gabro se cristalizaram a partir de um magma mais enriquecido
em magnésio e cálcio, e menos diferenciado, que os descritos por Dias (2006).
37
Figura 8: Sequência de cristalização de olivina gabro-norito (LG 130), e biotita gabro (LG206 A) deste
trabalho comparada com dioritos do pluton Poço Verde e de enclaves intermediários de Dias (2006).
4.3. Química mineral
Nesse item são apresentadas análises químicas de anfibólio, biotita, plagioclásio,
piroxênio e olivina, provenientes de gabro-norito, gabro, dioritos e enclaves
intermediários a máficos. A partir dessas analises foi possível classificar esses minerais
com base em suas fórmulas estruturais e diagramas.
Os dados foram obtidos nas seções delgadas LG130 e LG 206A, por meio de
microssonda eletrônica do tipo JEOL-JXA-8230 EMP do IG/UnB (Instituto de
Geociências/Universidade de Brasília) com cinco espectrômetros sob as seguintes
condições operacionais: voltagem de 15 kV, corrente de 10 mA, tempo de contagem de
10s e feixe de elétrons com diâmetro de 1 micrômetro. Foram usados padrões sintéticos
e naturais. Os erros analíticos são menores que 2,0% para SiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO,
MnO, CaO e TiO2, e < 4.0-6.0% para Na2O e K2O. Para efeitos de comparação, foram
utilizados os dados do pluton Poço Verde (amostra ES35B) e enclaves intermediários a
máficos (amostras ES31.2 e ZZJ6) de Dias (2006).
38
4.3.1 Anfibólio
As amostras coletadas para análise dos anfibólios são dos corpos LG 130 (tabela
1) e LG206A (tabela 2). Além dessas, das análises dos pontos ES31.2 (tabela 3) e ZZJ6
(tabela 4) representativos dos enclaves intermediários a máficos também foram
utilizados.
Os anfibólios do LG130 apresentam teores dos elementos químicos Ti e Al
ligeiramente maiores que os anfibólios do LG 206A, ES31.2 e ZZJ6. Os anfibólios do
LG206A, ES31.2 e ZZJ6 são ligeiramente mais ricos em Fe. Nota-se a discreta presença
de F nos anfibólios do LG 130.
Em relação a classificação desses minerais, foram seguidos os procedimentos
propostos por Leake et al. (1997). Inicialmente, é necessário que os íons sejam
rearranjados de acordo com a fórmula estrutural geral dos anfibólios.
A0–1B2CVI5TIV
8O22(OH, F, Cl)2, onde:
A (∑ = 1,00) = Na+, K+;
B (∑ = 2,00) = Na+, Zn2+, Li+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, Mg2+;
C (∑ = 5,00) = Mg2+, Fe2+, Mn2+, Al3+, Fe3+, Ti4+, Zn2+, Cr2+;
T (∑ = 8,00) = Si4+, Al3+, Ti4+.
Em seguidas, os anfibólios são classificados em grupos. Nos casos analisados, eles
pertencem ao grupo dos anfibólios cálcicos, pois obedecem aos parâmetros (Ca+Na)B
1 e NaB 0,50. Por fim, a partir dos parâmetros Si4+ e Mg/(Mg+Fe2+), esses minerais são
classificados em relação à nomenclatura.
O anfibólio da maioria das amostras do LG130 se classifica como pargasita (figura
9). Apenas um dos anfibólios classifica-se como kaersutita, devido seu teor de Ti ser
superior a 0,50. As amostras do LG206A foram classificadas como magnésio-hornblenda
(figura 10). Por último, anfibólios dos enclaves intermediários e máficos foram
classificados como tschermakita, magnésio-hornblenda, actinolita (figura 10) e edenita
(figura 9).
39
Tabela 1: Análises por microssonda de anfibólio de olivina gabro-norito (amostra LG130).
Anfibólio
Amostra LG130
%Peso / Ponto 9 10 5 6 22 Média σ
SiO2 41,68 42,47 41,86 42,02 42,30 42,07 0,32
TiO2 2,92 3,24 3,82 4,79 3,75 3,70 0,71
Al2O3 12,11 12,07 12,35 12,78 12,35 12,33 0,28
Cr2O3 0,30 0,41 0,15 0,10 0,00 0,19 0,16
FeO 11,41 11,46 10,73 11,48 11,96 11,41 0,44
MnO 0,09 0,08 0,07 0,14 0,10 0,10 0,03
MgO 11,96 12,19 11,61 11,77 11,71 11,85 0,23
CaO 11,27 11,43 11,58 11,32 11,11 11,34 0,18
Na2O 2,39 2,42 2,37 2,47 2,37 2,40 0,04
K2O 1,26 1,39 1,42 1,50 1,25 1,36 0,11
NiO 0,02 0,01 0,01 0,04 0,00 0,02 0,02
BaO 0,00 0,05 0,28 0,11 0,09 0,10 0,11
Total 95,40 97,22 96,25 98,53 96,97 96,88 1,16
Fórmula estrutural calculada para 23 oxigênios
Cpfu / Ponto 9 10 5 6 22 Média σ
Si 6,300 6,303 6,270 6,164 6,291 6,265 0,058
Aliv 1,700 1,697 1,730 1,836 1,709 1,735 0,058
Soma T 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 0,000
Alvi 0,457 0,415 0,450 0,373 0,457 0,430 0,036
Ti 0,332 0,361 0,430 0,529 0,420 0,415 0,076
Cr 0,036 0,049 0,018 0,012 0,000 0,023 0,019
Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Fe2+ 1,442 1,423 1,344 1,409 1,487 1,421 0,052
Mn 0,011 0,010 0,009 0,018 0,012 0,012 0,003
Mg 2,694 2,696 2,593 2,575 2,597 2,631 0,059
Ni 0,002 0,001 0,001 0,005 0,000 0,002 0,002
Soma C 4,975 4,955 4,846 4,920 4,972 4,934 0,054
Ca 1,825 1,818 1,858 1,779 1,770 1,810 0,036
Na 0,175 0,182 0,142 0,221 0,230 0,190 0,036
Soma B 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 0,000
Na 0,524 0,516 0,548 0,482 0,453 0,504 0,037
K 0,244 0,263 0,271 0,281 0,236 0,259 0,019
Ba 0,000 0,003 0,017 0,006 0,005 0,006 0,006
Soma A 0,768 0,782 0,836 0,770 0,694 0,769 0,050
Total 15,743 15,736 15,682 15,689 15,666 15,702 0,034
(Ca+Na) (B) 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 0,000
Na (B) 0,175 0,182 0,142 0,221 0,230 0,190 0,036
(Na+K) (A) 0,768 0,778 0,819 0,763 0,689 0,763 0,047
Mg/(Mg+Fe2+) 0,651 0,655 0,659 0,646 0,636 0,649 0,009
40
Tabela 2: Análises por microssonda de anfibólio de leucogabro (amostra 206A).
Anfibólios
Amostra LG206A
%Peso / Ponto 65 71 Média σ
SiO2 45,70 48,25 46,97 1,80
TiO2 1,51 1,69 1,60 0,13
Al2O3 8,90 7,44 8,17 1,03
Cr2O3 0,11 0,13 0,12 0,01
FeO 14,61 13,55 14,08 0,75
MnO 0,13 0,12 0,13 0,00
MgO 11,60 12,77 12,18 0,83
CaO 11,00 12,07 11,53 0,75
Na2O 1,38 0,98 1,18 0,29
K2O 1,00 0,73 0,86 0,19
NiO 0,02 0,01 0,02 0,01
BaO 0,07 0,04 0,06 0,02
Total 96,03 97,77 96,90 1,23
Fórmula estrutural calculada para 23 oxigênios
Cpfu / Ponto 65 71 Média σ
Si 6,825 7,058 6,942 0,165
Aliv 1,175 0,942 1,058 0,165
Soma T 8,000 8,000 8,000 0,000
Alvi 0,391 0,341 0,365 0,035
Ti 0,170 0,186 0,178 0,011
Cr 0,013 0,014 0,014 0,001
Fe3+ 0,312 0,014 0,162 0,211
Fe2+ 1,513 1,643 1,579 0,092
Mn 0,016 0,015 0,016 0,001
Mg 2,582 2,785 2,685 0,143
Ni 0,003 0,001 0,002 0,001
Soma C 5,000 5,000 5,000 0,000
Ca 1,760 1,891 1,826 0,093
Na 0,240 0,109 0,174 0,093
Soma B 2,000 2,000 2,000 0,000
Na 0,160 0,168 0,164 0,006
K 0,190 0,136 0,163 0,039
Ba 0,004 0,002 0,003 0,001
Soma A 0,306 0,330 0,330 0,017
Total 15,306 15,330 15,330 0,017
(Ca+Na) (B) 2,000 2,000 2,000 0,000
Na (B) 0,240 0,109 0,174 0,093
(Na+K) (A) 0,351 0,304 0,327 0,033
Mg/(Mg+Fe2+) 0,6306 0,6289 0,6297 0,001
41
Tabela 3: Análises por microssonda de anfibólio de enclaves intermediários a máficos (amostra ES31.2.D; Dias 2006).
Anfibólio
Enclaves intermediários a máficos (Amostra ES31.2.D)
%Peso / Ponto 1 2 3b 4 6b 6c 7 8 9 10b 10c 10cc 11 Média σ
SiO2 45,342 46,439 46,775 44,819 54,811 54,529 43,532 44,918 44,949 45,604 55,229 55,47 44,518 48,226 4,780
TiO2 0,533 0,656 0,747 0,828 0,102 0,059 1,143 1,188 1,122 1,175 0,03 0,052 0,393 0,618 0,459
Al2O3 8,945 7,937 7,758 7,743 1,479 1,843 9,563 8,856 8,589 8,206 1,338 1,453 9,275 6,383 3,415
Cr2O3 0,045 0,022 0,073 0,098 0,023 0,023 0,063 0,03 0,01 0,048 0,048 0,051 0,041 0,044 0,024
FeO 17,061 16,702 16,534 15,748 11,622 11,709 17,978 17,413 17,148 17,298 11,365 11,147 17,046 15,290 2,709
MnO 0,361 0,353 0,404 0,287 0,39 0,305 0,411 0,387 0,365 0,388 0,372 0,342 0,327 0,361 0,038
MgO 10,908 11,495 11,602 11,095 16,384 16,314 10,112 10,685 11,007 11,279 16,728 16,672 10,491 12,675 2,702
CaO 11,905 12,152 11,955 11,368 12,555 12,73 11,747 11,922 11,702 11,842 12,81 12,557 11,892 12,087 0,441
Na2O 1,311 1,168 1,176 1,196 0,308 0,308 1,374 1,393 1,4 1,107 0,21 0,227 1,307 0,960 0,493
K2O 0,999 0,935 0,883 0,972 0,102 0,147 1,341 1,187 1,129 1,014 0,116 0,086 1,064 0,767 0,469
Total 97,41 97,859 97,907 94,154 97,776 97,967 97,264 97,979 97,421 97,961 98,246 98,057 96,354 97,412 1,095
Fórmula estrutural calculada para 23 oxigênios
Cpfu / Ponto 1 2 3b 4 6b 6c 7 8 9 10b 10c 10cc 11 Média σ
Si 6,763 6,883 6,910 6,887 7,820 7,778 6,567 6,705 6,718 6,752 7,836 7,861 6,733 7,093 0,515
Aliv 1,237 1,117 1,090 1,113 0,180 0,222 1,433 1,295 1,282 1,248 0,164 0,139 1,267 0,907 0,515
Soma T 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 1,030
Alvi 0,336 0,270 0,260 0,290 0,068 0,088 0,268 0,263 0,231 0,184 0,060 0,104 0,387 0,216 0,106
Ti 0,060 0,073 0,083 0,096 0,011 0,006 0,130 0,133 0,126 0,131 0,003 0,006 0,045 0,069 0,052
Cr 0,005 0,003 0,009 0,012 0,003 0,003 0,008 0,004 0,001 0,006 0,005 0,006 0,005 0,005 0,003
Fe3+ 0,402 0,326 0,368 0,330 0,146 0,115 0,440 0,320 0,429 0,531 0,119 0,126 0,343 0,307 0,138
Fe2+ 1,726 1,744 1,675 1,694 1,241 1,282 1,828 1,854 1,714 1,611 1,230 1,195 1,814 1,585 0,251
Mn 0,046 0,044 0,051 0,037 0,047 0,037 0,053 0,049 0,046 0,049 0,045 0,041 0,042 0,045 0,005
Mg 2,425 2,540 2,555 2,542 3,485 3,469 2,274 2,378 2,452 2,489 3,538 3,522 2,366 2,772 0,514
Soma C 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 1,068
Ca 1,903 1,930 1,892 1,872 1,919 1,946 1,899 1,907 1,874 1,878 1,947 1,907 1,927 1,908 0,025
Na 0,097 0,070 0,108 0,128 0,081 0,054 0,101 0,093 0,126 0,122 0,053 0,062 0,073 0,090 0,027
Soma B 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 1,969 2,000 1,998 0,009
Na 0,282 0,265 0,229 0,228 0,004 0,031 0,301 0,31 0,28 0,196 0,005 0 0,31 0,188 0,128
K 0,190 0,177 0,166 0,191 0,019 0,027 0,258 0,226 0,215 0,192 0,021 0,016 0,205 0,146 0,090
Soma A 0,472 0,442 0,395 0,419 0,023 0,058 0,559 0,536 0,495 0,388 0,026 0,016 0,515 0,334 0,217
Total 15,472 15,442 15,396 15,418 15,023 15,057 15,559 15,536 15,495 15,388 15,026 14,985 15,515 15,332 0,221
(Ca+Na) (B) 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 1,969 2,000 1,998 0,009
Na (B) 0,097 0,070 0,108 0,128 0,081 0,054 0,101 0,093 0,126 0,122 0,053 0,062 0,073 0,090 0,027
(Na+K) (A) 0,472 0,442 0,395 0,419 0,023 0,058 0,559 0,536 0,495 0,388 0,026 0,016 0,516 0,334 0,217
Mg/(Mg+Fe2+) 0,584 0,593 0,604 0,600 0,737 0,730 0,554 0,562 0,589 0,607 0,742 0,747 0,566 0,632 0,076
42
Tabela 4: Análises por microssonda de anfibólio de enclaves intermediários a máficos (amostra ZZJ6; Dias 2006).
Anfibólio
Enclaves intermediários a máficos
Amostra ZZJ6
%Peso / Ponto 18 19 26 27 28 34 36 38 39 Média σ
SiO2 44,86 45,04 42,5 42,42 42,77 42,61 43,44 42,99 43,03 43,296 0,989
TiO2 0,9 1,26 1,2 1,28 1,27 1,39 0,83 1,14 1,29 1,173 0,188
Al2O3 10,71 10,41 11,5 11,69 10,83 11,71 10,44 11,45 11,74 11,164 0,560
Cr2O3 0,09 0 0,05 0,03 0,06 0,11 0 0,12 0 0,051 0,048
FeO 17,64 18,26 18,49 18,95 18,51 18,02 18,03 17,72 18,70 18,258 0,443
MnO 0,39 0,35 0,54 0,62 0,58 0,36 0,43 0,41 0,51 0,466 0,099
MgO 9,81 10,17 9,15 9,15 9,15 9,3 9,44 9,27 9,19 9,403 0,357
CaO 11,83 11,4 10,94 10,98 10,85 11,16 11,38 11,09 10,87 11,167 0,320
Na2O 1,26 1,17 1,43 1,52 1,34 1,36 1,28 1,34 1,45 1,350 0,107
K2O 0,51 0,47 0,64 0,61 0,61 0,65 0,54 0,54 0,66 0,581 0,068
Total 98 98,53 96,44 97,25 95,97 96,67 95,81 96,07 97,44 96,909 0,954
Fórmula estrutural calculada para 23 oxigênios
Cpfu / Ponto 1 2 3b 4 6b 6c 7 8 9 Média σ
Si 6,632 6,580 6,383 6,324 6,454 6,383 6,575 6,467 6,385 6,465 0,108
Aliv 1,368 1,420 1,617 1,676 1,546 1,617 1,425 1,533 1,615 1,535 0,108
Soma T 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 0,000
Alvi 0,498 0,372 0,419 0,378 0,380 0,450 0,438 0,497 0,438 0,430 0,048
Ti 0,100 0,138 0,136 0,144 0,144 0,157 0,095 0,129 0,144 0,132 0,021
Cr 0,011 0,000 0,006 0,004 0,007 0,013 0,000 0,014 0,000 0,006 0,006
Fe3+ 0,455 0,783 0,861 0,944 0,852 0,739 0,627 0,695 0,890 0,761 0,152
Fe2+ 1,726 1,448 1,461 1,419 1,484 1,519 1,656 1,534 1,431 1,520 0,106
Mn 0,049 0,043 0,069 0,078 0,074 0,046 0,055 0,052 0,064 0,059 0,013
Mg 2,162 2,215 2,049 2,034 2,058 2,077 2,130 2,079 2,033 2,093 0,063
Soma C 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 0,000
Ca 1,874 1,784 1,760 1,754 1,754 1,791 1,846 1,787 1,728 1,787 0,047
Na 0,126 0,216 0,240 0,246 0,246 0,209 0,154 0,213 0,272 0,214 0,047
Soma B 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 0,000
Na 0,235 0,116 0,177 0,193 0,146 0,186 0,221 0,178 0,145 0,177 0,038
K 0,096 0,088 0,123 0,116 0,117 0,124 0,104 0,104 0,125 0,111 0,013
Soma A 0,331 0,204 0,300 0,309 0,263 0,310 0,325 0,282 0,270 0,288 0,039
Total 15,331 15,204 15,300 15,309 15,264 15,310 15,325 15,282 15,270 15,288 0,039
(Ca+Na) (B) 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 0,000
Na (B) 0,126 0,216 0,240 0,246 0,246 0,209 0,154 0,213 0,272 0,213 0,047
(Na+K) (A) 0,331 0,203 0,299 0,309 0,264 0,310 0,326 0,282 0,270 0,288 0,039
Mg/(Mg+Fe2+) 0,556 0,605 0,584 0,589 0,581 0,578 0,563 0,575 0,587 0,580 0,014
43
Figura 9: Diagrama para classificação de anfibólios segundo Leake et al. (1997).
4.3.2 Biotita
Foram analisados cristais de biotitas do pluton Poço Verde (tabela 5), do LG 206A
(tabela 6) e dos enclaves intermediários a máficos (tabela 7). As biotitas do pluton Poço
Verde e do LG 206A são mais ricas em Ti. Em relação ao Fe, as biotitas do pluton Poço
Verde e dos enclaves intermediários a máficos são ligeiramente mais ricas nesse
elemento.
As biotitas da amostra ES31.2D são ligeiramente mais ricas em Mg que as demais.
Teores de Ni e Ba foram observados nas biotitas do LG 206A. Para classificação desse
mineral foi utilizado como base a fórmula geral proposta por Rieder et al. (1998),
I2M4-6□2-0T8O20A4, onde:
44
I = K, Na, Cs, NH4, Rb, Ca, Ba;
M = Mg, Fe2 +, Fe3 +, Al, Li, Ti, Mn, Zn, Cr, V;
□ = Sítio vacante;
T = Si, Al, Fe3 +;
A = (OH), F, Cl, O e S.
Em seguida os parâmetros de Al total e Fe/(Fe+Mg) das biotitas foram utilizados
para plotar o diagrama. As amostras do pluton Poço Verde e LG206A possuem o
conteúdo de Al total semelhante. As amostras dos enclaves intermediários a máficos têm
quantidade de Al total maior que os outros corpos. Há variação do parâmetro Fe/(Fe+Mg)
entre os três grupos de biotita. Apesar dessa variação, todas as biotitas são ricas na
molécula flogopita (figura 11).
45
Tabela 5: Análises por microssonda de biotita de leucogabro (amostra 206A).
Biotita
Amostra LG206A
%Peso / Ponto 61 62 69 70 77 78 79 Média σ
SiO2 37,30 37,64 37,75 37,82 37,43 37,77 37,32 37,57 0,22
TiO2 4,24 4,70 4,74 5,12 5,15 5,59 4,71 4,89 0,43
Al2O3 13,18 13,42 13,56 13,50 13,29 13,31 13,33 13,37 0,13
Cr2O3 0,07 0,02 0,18 0,08 0,02 0,00 0,05 0,06 0,06
FeO 16,49 16,14 16,49 16,45 16,16 16,09 16,40 16,32 0,18
MnO 0,00 0,13 0,16 0,04 0,18 0,09 0,08 0,10 0,06
MgO 12,34 12,21 12,62 12,34 11,79 12,16 12,59 12,29 0,28
CaO 0,02 0,00 0,04 0,00 0,04 0,00 0,04 0,02 0,02
Na2O 0,13 0,18 0,15 0,08 0,11 0,16 0,12 0,13 0,03
K2O 9,22 9,13 9,13 9,14 9,31 9,18 9,21 9,19 0,07
NiO 0,00 0,00 0,05 0,00 0,03 0,00 0,06 0,02 0,03
BaO 0,83 0,71 0,68 0,85 0,73 0,94 0,71 0,78 0,10
Total 93,81 94,27 95,54 95,42 94,25 95,30 94,61 94,74 1,60
Fórmula estrutural calculada para 22 oxigênios
Cpfu / Ponto 61 62 69 70 77 78 79 média σ
Si 5,743 5,743 5,693 5,709 5,728 5,710 5,692 5,717 0,021
Aliv 2,257 2,257 2,307 2,291 2,272 2,290 2,308 2,283 0,021
Alvi 0,135 0,156 0,104 0,112 0,124 0,082 0,088 0,114 0,026
Ti 0,491 0,540 0,538 0,581 0,593 0,636 0,540 0,560 0,047
Cr 0,008 0,002 0,021 0,009 0,003 0,000 0,006 0,007 0,007
Fe 2,123 2,060 2,080 2,077 2,069 2,035 2,092 2,076 0,027
Mn 0,000 0,016 0,020 0,005 0,023 0,012 0,011 0,012 0,008
Mg 2,832 2,778 2,837 2,777 2,690 2,739 2,862 2,788 0,061
Ni 0,000 0,000 0,006 0,000 0,004 0,000 0,007 0,002 0,003
Ca 0,003 0,000 0,006 0,000 0,006 0,000 0,006 0,003 0,003
Na 0,040 0,052 0,043 0,024 0,033 0,047 0,034 0,039 0,009
K 1,811 1,777 1,757 1,761 1,818 1,770 1,793 1,784 0,024
Ba 0,050 0,043 0,040 0,050 0,044 0,056 0,043 0,047 0,006
Total 19,491 19,424 19,452 19,397 19,406 19,377 19,481 19,432 0,044
Al total 2,392 2,413 2,411 2,402 2,396 2,372 2,396 2,398 0,014
Fe/(Fe+Mg) 0,428 0,426 0,423 0,428 0,435 0,426 0,422 0,427 0,004
46
Tabela 6: Análises por microssonda de biotita do pluton Poço Verde (amostra ES35b; Dias 2006).
Biotita
Pluton Poço Verde
Amostra ES35B
%Peso / Ponto 1 2 1 2 3 2 5 19 30 31 34 Média σ
SiO2 34,98 36,39 36,40 36,16 36,50 36,38 36,36 36,50 37,00 35,98 36,49 36,29 0,50
TiO2 5,42 5,28 5,57 5,46 5,19 5,72 5,64 5,07 4,83 5,51 5,55 5,39 0,27
Al2O3 13,60 13,22 14,00 13,79 13,81 13,77 13,34 14,02 13,82 13,71 13,84 13,72 0,25
Cr2O3 0,16 0,16 0,09 0,10 0,06 0,00 0,00 0,10 0,10 0,09 0,10 0,09 0,05
FeO 19,20 18,86 19,24 18,76 17,92 19,03 19,24 19,16 18,62 18,97 19,66 18,97 0,45
MnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,18 0,18 0,10 0,21 0,05 0,14 0,08 0,09
MgO 11,70 10,79 10,93 11,05 10,86 10,89 10,99 11,22 11,99 11,05 11,43 11,17 0,38
CaO 0,05 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,09 0,06 0,14 0,02 0,04 0,05
Na2O 0,11 0,06 0,08 0,00 0,00 0,01 0,07 0,07 0,08 0,09 0,02 0,05 0,04
K2O 9,80 9,57 9,77 10,08 9,58 9,92 9,81 9,74 9,43 9,74 9,85 9,75 0,18
Total 95,02 94,36 96,08 95,40 93,92 95,90 95,64 96,07 96,14 95,33 97,10 95,54 0,89
Fórmula estrutural calculada para 22 oxigênios
Cpfu / Ponto 1 2 1 2 3 2 5 19 30 31 34 Média σ
Si 5,410 5,625 5,533 5,539 5,632 5,545 5,565 5,548 5,591 5,519 5,505 5,546 0,061
Aliv 2,479 2,375 2,467 2,461 2,368 2,455 2,406 2,452 2,409 2,479 2,461 2,454 0,040
Alvi 0,000 0,033 0,041 0,029 0,144 0,018 0,000 0,060 0,052 0,000 0,000 0,018 0,042
Ti 0,630 0,613 0,637 0,629 0,602 0,656 0,649 0,580 0,549 0,636 0,630 0,619 0,032
Cr 0,019 0,019 0,011 0,012 0,007 0,000 0,000 0,012 0,012 0,011 0,012 0,011 0,006
Fe 2,483 2,438 2,446 2,403 2,312 2,426 2,463 2,436 2,353 2,434 2,480 2,425 0,052
Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,023 0,023 0,013 0,027 0,006 0,018 0,010 0,011
Mg 2,697 2,486 2,477 2,523 2,498 2,474 2,507 2,542 2,701 2,527 2,570 2,546 0,081
Ca 0,007 0,006 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,015 0,010 0,023 0,003 0,006 0,007
Na 0,033 0,016 0,024 0,000 0,000 0,003 0,021 0,021 0,023 0,027 0,006 0,016 0,012
K 1,934 1,887 1,894 1,969 1,885 1,928 1,915 1,888 1,817 1,906 1,895 1,902 0,038
Total 19,694 19,500 19,530 19,566 19,449 19,529 19,551 19,565 19,544 19,567 19,580 19,552 0,060
Al total 2,479 2,409 2,508 2,490 2,512 2,474 2,406 2,512 2,461 2,479 2,461 2,472 0,037
Fe/(Fe+Mg) 0,479 0,495 0,497 0,488 0,481 0,495 0,496 0,489 0,466 0,491 0,491 0,488 0,009
47
Tabela 7: Análises por microssonda de biotita dos enclaves intermediários a máficos (amostras ES31.2D e ZZJ6; Dias 2006).
Biotita
Enclaves intermediários a máficos
Amostra ES31.2D Amostra ZZJ6
%Peso / Ponto 1 2 3 4 5 6 Média σ 13 14 20 29 30 32 35 16 40 41 Média σ
SiO2 37,823 37,351 37,329 37,759 37,671 37,843 37,629 0,232 36,100 36,680 36,690 35,290 34,950 35,750 35,820 36,730 36,120 36,41 36,05 0,609
TiO2 1,407 1,481 1,669 1,587 1,508 1,501 1,526 0,091 2,160 2,460 2,840 2,450 2,270 3,030 2,370 2,240 2,640 2,23 2,47 0,286
Al2O3 14,264 14,254 14,350 14,656 14,744 14,535 14,467 0,208 16,440 16,670 17,140 16,180 16,320 16,470 16,150 16,850 16,740 16,71 16,57 0,313
Cr2O3 0,043 0,002 0,018 0,086 0,076 0,039 0,044 0,032 0,010 0,000 0,090 0,040 0,000 0,090 0,110 0,080 0,050 0,1 0,06 0,043
FeO 17,283 17,459 17,113 17,572 17,622 17,378 17,405 0,189 19,370 19,260 18,660 19,220 19,710 20,000 19,600 19,060 20,030 19,61 19,45 0,425
MnO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,140 0,130 0,280 0,150 0,130 0,130 0,150 0,160 0,160 0,25 0,17 0,053
MgO 13,606 13,533 13,385 13,513 13,118 13,444 13,433 0,172 11,180 10,980 10,780 11,040 11,020 10,540 11,030 11,440 10,970 10,88 10,99 0,236
CaO 0,000 0,000 0,011 0,016 0,002 0,006 0,006 0,007 0,050 0,010 0,090 0,100 0,040 0,100 0,000 0,000 0,060 0,09 0,05 0,041
Na2O 0,063 0,046 0,078 0,014 0,010 0,034 0,041 0,027 0,130 0,100 0,190 0,120 0,040 0,110 0,060 0,110 0,080 0,05 0,10 0,044
K2O 9,850 9,637 9,910 9,832 9,955 9,709 9,816 0,121 9,220 9,180 9,400 9,340 9,210 9,260 9,710 9,710 9,070 9,36 9,35 0,214
Total 94,339 93,763 93,863 95,035 94,706 94,489 94,366 0,489 94,800 95,470 96,160 93,930 93,690 95,480 95,000 96,380 95,920 95,69 95,25 0,900
Fórmula estrutural calculada para 22 oxigênios
Cpfu / Ponto 1 2 3 4 5 6 Média σ 13 14 20 29 30 32 35 16 40 41 Média σ
Si 5,774 5,742 5,734 5,727 5,738 5,762 5,746 0,018 5,532 5,562 5,519 5,477 5,448 5,464 5,507 5,529 5,479 5,533 5,505 0,037
Aliv 2,226 2,258 2,266 2,273 2,262 2,238 2,254 0,018 2,468 2,438 2,481 2,523 2,552 2,536 2,493 2,471 2,521 2,467 2,495 0,037
Alvi 0,341 0,325 0,331 0,347 0,386 0,370 0,350 0,023 0,501 0,542 0,558 0,437 0,446 0,431 0,433 0,519 0,472 0,525 0,486 0,049
Ti 0,162 0,171 0,193 0,181 0,173 0,172 0,175 0,011 0,249 0,281 0,321 0,286 0,266 0,348 0,274 0,254 0,301 0,255 0,283 0,032
Cr 0,005 0,000 0,002 0,010 0,009 0,005 0,005 0,004 0,001 0,000 0,011 0,005 0,000 0,011 0,013 0,010 0,006 0,012 0,007 0,005
Fe 2,207 2,245 2,198 2,229 2,245 2,213 2,223 0,020 2,482 2,443 2,348 2,495 2,569 2,556 2,520 2,400 2,541 2,492 2,485 0,070
Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,018 0,017 0,036 0,020 0,017 0,017 0,020 0,020 0,021 0,032 0,022 0,007
Mg 3,096 3,101 3,065 3,055 2,979 3,051 3,058 0,044 2,554 2,482 2,417 2,554 2,561 2,401 2,528 2,567 2,481 2,464 2,501 0,061
Ca 0,000 0,000 0,002 0,003 0,000 0,001 0,001 0,001 0,008 0,002 0,015 0,017 0,007 0,016 0,000 0,000 0,010 0,015 0,009 0,007
Na 0,019 0,014 0,023 0,004 0,003 0,010 0,012 0,008 0,039 0,029 0,055 0,036 0,012 0,033 0,018 0,032 0,024 0,015 0,029 0,013
K 1,918 1,890 1,942 1,902 1,934 1,886 1,912 0,023 1,802 1,776 1,804 1,849 1,831 1,805 1,904 1,864 1,755 1,814 1,820 0,044
Total 15,747 15,747 15,756 15,730 15,729 15,708 15,736 0,017 15,654 15,570 15,564 15,697 15,709 15,618 15,710 15,666 15,610 15,625 15,642 0,054
Al total 2,567 2,583 2,598 2,620 2,647 2,608 2,604 0,028 2,969 2,980 3,039 2,960 2,998 2,967 2,927 2,990 2,993 2,993 2,982 0,029
Fe/(Fe+Mg) 0,416 0,420 0,418 0,422 0,430 0,420 0,421 0,005 0,493 0,496 0,493 0,494 0,501 0,516 0,499 0,483 0,506 0,503 0,498 0,009
48
Figura 10: Diagrama para classificação de biotitas de acordo com Rieder et al. (1998).
4.3.3. Plagioclásio
As amostras de plagioclásio analisadas foram coletadas dos pontos LG130 (tabela
8), LG206A (tabela 9), do pluton Poço verde (tabela 10) e dos enclaves intermediários a
máficos (tabela 11). A classificação desse mineral foi realizada com base na relação dos
membros finais Albita (Ab) - Anortita (An) - Ortoclásio (Or). Para a distribuição dos íons
em cada sitio, foi utilizado como base a formula geral dos feldspatos:
MT4O8, onde:
T:Si+4 e Al+;
M: K+1, Na+1, Ca+2, Rb+1, Sr+2, Ba+2.
Em seguida foram calculados os membros finais de cada amostra e plotados no
diagrama Ab – An – Or de Deer et al. (2013). Os plagioclásios do plúton Poço verde em
geral são classificados como andesina (Or03, Ab64, An34), com algumas amostras sendo
oligoclásio e uma das amostras sendo labradorita. As amostras do LG206A apresentam-
se transicionais entre andesina e labradorita, apresentando em média Or02Ab59An38.
Os plagioclásios do LG130 são classificados como labradorita (Or01Ab 45An54),
com alguns cristais do tipo andesina (figura 12). Os enclaves intermediários a máficos
possuem plagioclásios classificados como oligoclásio e andesina, exibindo uma média
entre Or02 Ab77An21 -Or01Ab66An33.
49
Tabela 8: Análises por microssonda de plagioclásio de olivina gabro-norito (amostra LG130).
Plagioclásio
Amostra LG130
%Peso / Ponto 7 8 12 19 30 26 Média σ
SiO2 52,91 56,44 55,03 55,60 52,60 52,86 54,24 1,65
TiO2 0,41 0,03 0,00 0,05 0,00 0,14 0,11 0,16
Al2O3 29,46 28,24 27,23 25,05 27,61 28,05 27,61 1,46
Cr2O3 0,09 0,00 0,00 0,07 0,00 0,04 0,03 0,04
FeO 0,09 0,07 0,15 0,07 0,10 0,10 0,10 0,03
MnO 0,00 0,00 0,05 0,00 0,03 0,01 0,01 0,02
MgO 0,00 0,00 0,00 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
CaO 12,25 10,38 9,93 8,24 14,09 13,02 11,32 2,18
BaO 0,05 0,05 0,13 0,00 0,00 0,08 0,05 0,05
Na2O 4,46 5,32 5,44 6,26 3,05 3,88 4,73 1,17
K2O 0,10 0,06 0,12 0,16 0,08 0,10 0,10 0,03
Total 99,82 100,60 98,07 95,51 97,57 98,28 98,31 6,80
Fórmula estrutural calculada para 8 oxigênios
Cpfu / Ponto 7 8 12 19 30 26 Média σ
Si 2,120 2,244 2,244 2,328 2,156 2,151 2,207 0,078
Al 1,574 1,497 1,481 1,398 1,509 1,522 1,498 0,058
Ti 0,016 0,001 0,000 0,002 0,000 0,006 0,004 0,006
Fe 0,007 0,006 0,012 0,006 0,008 0,008 0,008 0,002
Mn 0,000 0,000 0,004 0,000 0,002 0,001 0,001 0,002
Mg 0,000 0,000 0,000 0,002 0,001 0,000 0,001 0,001
Ca 0,982 0,825 0,810 0,690 1,155 1,060 0,921 0,175
Na 0,714 0,846 0,887 1,048 0,500 0,632 0,770 0,196
K 0,016 0,010 0,020 0,027 0,012 0,017 0,017 0,006
Ba 0,004 0,004 0,011 0,000 0,000 0,006 0,004 0,004
Total 5,439 5,434 5,469 5,506 5,345 5,405 5,433 0,055
Membros finais
Or 0,936 0,596 1,150 1,528 0,747 0,991 0,992 0,364
Ab 41,717 50,307 51,691 59,371 30,004 36,979 45,098 11,900
An 57,347 49,097 47,159 39,101 69,249 62,030 53,910 12,120
50
Tabela 9: Análises por microssonda de plagioclásio de leucogabro (amostra 206A).
Plagioclásio
Amostra LG206A
%Peso / Ponto 66 67 80 81 82 83 Média σ
SiO2 54,86 61,48 52,12 60,74 55,20 60,82 57,53 3,96
TiO2 0,12 0,00 4,31 0,23 0,05 0,01 0,79 1,73
Al2O3 26,81 24,08 23,47 23,57 26,98 24,15 24,84 1,61
Cr2O3 0,00 0,00 0,08 0,06 0,01 0,12 0,05 0,05
FeO 1,10 0,16 5,69 0,15 0,15 0,16 1,24 2,22
MnO 0,02 0,00 0,10 0,00 0,00 0,00 0,02 0,04
MgO 0,43 0,00 0,10 0,04 0,03 0,03 0,10 0,16
CaO 10,29 6,24 7,98 6,32 10,44 6,49 7,96 1,97
BaO 0,04 0,08 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,03
Na2O 4,82 7,51 5,53 6,98 4,90 7,04 6,13 1,19
K2O 0,14 0,31 0,19 0,30 0,23 0,24 0,24 0,07
Total 98,63 99,86 99,56 98,40 97,99 99,05 98,91 13,03
Fórmula estrutural calculada para 8 oxigênios
Cpfu / Ponto 66 67 80 81 82 83 Média σ
Si 2,225 2,463 2,093 2,468 2,253 2,456 2,326 0,158
Al 1,450 1,286 1,257 1,277 1,469 1,300 1,339 0,094
Ti 0,005 0,000 0,173 0,009 0,002 0,001 0,032 0,069
Fe 0,089 0,013 0,457 0,012 0,012 0,013 0,100 0,178
Mn 0,001 0,000 0,008 0,000 0,000 0,000 0,002 0,003
Mg 0,035 0,000 0,008 0,003 0,002 0,002 0,008 0,013
Ca 0,835 0,500 0,641 0,513 0,852 0,524 0,644 0,162
Na 0,782 1,204 0,888 1,134 0,800 1,137 0,991 0,189
K 0,023 0,049 0,030 0,049 0,038 0,039 0,038 0,011
Ba 0,003 0,006 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,003
Total 5,448 5,521 5,562 5,475 5,429 5,478 5,486 0,049
Membros finais
Or 1,375 2,806 1,937 2,911 2,251 2,280 2,273 0,567
Ab 47,714 68,662 56,971 66,833 47,336 66,885 59,258 9,843
An 50,910 28,532 41,092 30,256 50,413 30,835 38,469 10,282
51
Tabela 10: Análises por microssonda de plagioclásio do pluton Poço Verde (amostra ES35b; Dias 2006).
Plagioclásio
Pluton Poço Verde
Amostra ES35B
%Peso / Ponto 13 15 14 16 5 6 7 14 20 21 22 23 24 25 26 27 29 30
SiO2 60,68 61,70 57,05 56,70 60,61 60,43 61,00 60,51 60,60 59,06 58,86 58,85 59,98 60,13 60,57 59,54 58,45 57,87
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,03 0,04 0,05 0,08 0,00 0,00 0,02 0,04 0,05 0,00 0,05
Al2O3 24,47 24,56 26,27 27,92 24,63 25,13 25,09 24,64 24,63 24,93 25,28 25,39 24,47 24,66 24,54 25,19 25,66 25,97
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,01 0,05 0,00 0,00 0,00 0,07 0,03 0,07 0,05 0,04 0,05 0,00 0,04
FeO 0,21 0,00 0,00 0,56 0,11 0,12 0,11 0,18 0,13 0,21 0,01 0,13 0,13 0,09 0,00 0,18 0,13 0,00
MnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,15 0,00 0,03 0,04 0,00 0,10 0,09 0,06 0,04 0,03 0,00 0,00 0,02
MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,04 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01
CaO 6,51 6,26 8,54 9,28 6,67 6,62 6,55 6,41 6,09 6,90 7,04 7,26 6,32 6,71 6,34 7,12 7,81 8,46
Bao 0,19 0,56 0,00 0,74 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Na2O 8,23 8,29 6,50 6,06 6,86 7,36 7,37 7,42 6,81 7,37 6,63 6,90 7,58 7,09 7,67 7,05 6,56 6,38
K2O 0,42 0,32 0,19 0,18 0,32 0,25 0,23 0,24 0,32 0,20 0,24 0,22 0,31 0,23 0,23 0,27 0,39 0,34
Total 100,71 101,69 98,55 101,44 99,33 100,11 100,41 99,47 98,67 98,72 98,31 98,88 98,92 99,02 99,47 99,45 99,00 99,14
Fórmula estrutural calculada para 8 oxigênios
Cpfu / Ponto 13 15 14 16 5 6 7 14 20 21 22 23 24 25 26 27 29 30
Si 2,410 2,427 2,316 2,236 2,441 2,415 2,430 2,433 2,457 2,393 2,395 2,381 2,425 2,429 2,436 2,395 2,362 2,335
Al 1,296 1,288 1,422 1,468 1,322 1,339 1,333 1,321 1,331 1,347 1,371 1,369 1,319 1,328 1,316 1,351 1,382 1,397
Ti 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,002 0,002 0,003 0,000 0,000 0,001 0,002 0,002 0,000 0,002
Fe 0,017 0,000 0,000 0,044 0,009 0,010 0,009 0,014 0,011 0,017 0,001 0,011 0,011 0,007 0,000 0,014 0,011 0,000
Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,003 0,012 0,000 0,002 0,003 0,000 0,008 0,007 0,005 0,003 0,002 0,000 0,000 0,002
Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,005 0,003 0,001 0,001 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001
Ca 0,517 0,492 0,693 0,732 0,537 0,529 0,522 0,516 0,494 0,559 0,573 0,587 0,511 0,542 0,510 0,573 0,631 0,683
Na 1,308 1,304 1,055 0,956 1,105 1,176 1,174 1,194 1,104 1,194 1,079 1,117 1,226 1,146 1,234 1,134 1,060 1,030
K 0,067 0,050 0,031 0,028 0,052 0,040 0,037 0,039 0,052 0,032 0,039 0,036 0,050 0,037 0,037 0,043 0,063 0,055
Ba 0,015 0,044 0,000 0,058 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Total 5,629 5,606 5,517 5,522 5,475 5,524 5,508 5,521 5,454 5,545 5,473 5,510 5,551 5,496 5,539 5,515 5,509 5,506
Or 3,528 2,726 1,734 1,654 3,043 2,289 2,115 2,209 3,145 1,815 2,310 2,047 2,805 2,155 2,078 2,482 3,593 3,105
Ab 69,131 70,613 59,307 55,699 65,240 67,399 67,770 68,293 66,929 66,878 63,811 64,186 68,597 66,417 69,286 64,798 60,433 58,265
An 27,341 26,661 38,960 42,647 31,717 30,311 30,115 29,498 29,926 31,307 33,879 33,767 28,597 31,429 28,636 32,721 35,974 38,630
52
Tabela 10: Continuação da tabela anterior
Plagioclásio
Pluton Poço Verde
Amostra ES35B
%Peso /
Ponto 31 32 33 1 13 14 32 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 Média σ
SiO2 56,87 56,99 57,39 59,31 59,31 53,48 60,09 57,86 56,70 58,51 60,28 61,08 60,62 59,92 59,91 59,71 59,71 58,69 1,93
TiO2 0,00 0,02 0,05 0,00 0,01 0,79 0,00 0,10 0,01 0,08 0,03 0,00 0,05 0,00 0,06 0,06 0,06 0,08 0,19
Al2O3 26,58 26,53 26,72 25,84 24,17 27,04 24,32 26,36 26,82 25,85 24,46 25,08 24,57 25,20 25,01 24,98 24,98 23,02 6,34
Cr2O3 0,00 0,01 0,03 0,04 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,03 0,00 0,05 0,00 0,00 26,99 30,23
FeO 0,15 0,11 0,11 0,04 0,10 0,44 0,10 0,17 0,16 0,03 0,05 0,13 0,10 0,09 0,09 0,22 0,22 0,09 0,09
MnO 0,00 0,01 0,00 0,01 0,42 0,00 0,07 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07 0,28 0,00 0,03 0,00 0,00 11,33 12,63
MgO 0,01 0,12 0,00 0,03 0,05 0,00 0,02 0,01 0,01 0,06 0,00 0,02 0,01 0,00 0,00 0,02 0,02 0,03 0,03
CaO 9,25 9,08 8,96 7,41 6,43 10,36 6,58 8,82 8,70 8,21 6,52 6,42 6,31 6,63 6,83 6,94 6,94 4,26 3,94
Bao 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,04
Na2O 6,23 5,85 6,23 6,75 7,29 5,09 7,42 6,20 6,23 6,66 7,51 6,97 7,82 7,21 7,18 7,32 7,32 3,72 3,46
K2O 0,38 0,38 0,38 0,43 0,33 0,27 0,26 0,29 0,33 0,24 0,35 0,36 0,36 0,34 0,33 0,29 0,29 3,29 3,34
Total 99,47 99,10 99,87 99,86 98,11 97,50 98,86 99,81 98,96 99,64 99,23 100,13 100,15 99,39 99,49 99,54 99,54 54,47 50,25
Fórmula estrutural calculada para 8 oxigênios
Cpfu /
Ponto 31 32 33 1 13 14 32 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 Média σ
Si 2,287 2,300 2,299 2,376 2,418 2,194 2,431 2,319 2,292 2,349 2,430 2,440 2,421 2,412 2,409 2,399 2,399 2,380 0,0637 Al 1,425 1,428 1,427 1,380 1,314 1,479 1,312 1,409 1,445 1,384 1,315 1,336 1,308 1,352 1,341 1,338 1,338 1,361 0,050
Ti 0,000 0,001 0,002 0,000 0,000 0,032 0,000 0,004 0,000 0,003 0,001 0,000 0,002 0,000 0,002 0,002 0,002 0,002 0,005
Fe 0,012 0,009 0,009 0,003 0,008 0,036 0,008 0,014 0,013 0,002 0,004 0,010 0,008 0,007 0,007 0,018 0,018 0,011 0,009
Mn 0,000 0,001 0,000 0,001 0,034 0,000 0,006 0,000 0,000 0,000 0,000 0,006 0,022 0,000 0,002 0,000 0,000 0,003 0,007
Mg 0,001 0,010 0,000 0,002 0,004 0,000 0,002 0,001 0,001 0,005 0,000 0,002 0,001 0,000 0,000 0,002 0,002 0,001 0,002
Ca 0,744 0,733 0,718 0,594 0,524 0,850 0,532 0,707 0,703 0,659 0,526 0,513 0,504 0,534 0,549 0,558 0,558 0,591 0,092
Na 1,002 0,945 0,998 1,082 1,189 0,835 1,201 0,994 1,007 1,069 1,211 1,114 1,249 1,161 1,155 1,177 1,177 1,119 0,105
K 0,061 0,061 0,061 0,069 0,054 0,044 0,042 0,046 0,053 0,039 0,056 0,058 0,058 0,055 0,053 0,047 0,047 0,048 0,011
Ba 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,003 0,012
Total 5,532 5,488 5,515 5,508 5,546 5,473 5,534 5,493 5,515 5,510 5,544 5,478 5,575 5,520 5,521 5,541 5,541 5,521 0,035
Or 3,382 3,528 3,427 3,950 3,046 2,562 2,370 2,661 3,025 2,181 3,147 3,416 3,176 3,129 3,021 2,617 2,617 2,747 0,591
Ab 55,452 54,318 56,177 62,012 67,282 48,292 67,639 56,881 57,104 60,518 67,536 66,129 68,990 66,360 65,721 66,065 66,065 63,627 5,399
An 41,166 42,154 40,397 34,038 29,672 49,146 29,991 40,459 39,872 37,301 29,317 30,455 27,834 30,511 31,259 31,318 31,318 33,626 5,369
53
Tabela 11: Análises por microssonda de plagioclásio dos enclaves intermediários a máficos (amostras ES31.2D e ZZJ6; Dias 2006).
Plagioclásio
Enclaves intermediários a máficos
Amostra ES31.2D Amostra ZZJ6
%Peso /
Ponto 1 2 3 4 5 6 Média σ 17 22 23 24 25 33 37 42 43 44 45 Média σ
SiO2 63,35 63,08 63,59 63,75 63,31 63,29 63,40 0,24 59,08 58,69 58,46 58,36 57,89 57,33 58,94 57,96 58,59 59,28 59,03 58,51 0,59
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,05 0,00 0,02 0,03 0,00 0,01 0,01 0,02
Al2O3 23,91 23,61 24,03 23,95 23,81 23,86 23,86 0,14 25,41 25,24 25,41 25,69 25,34 25,61 25,37 25,09 25,81 25,65 25,44 25,46 0,21
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,09 0,00 0,06 0,00 0,02 0,04 0,08 0,04 0,00 0,00 0,03 0,03
FeO 0,01 0,01 0,00 0,04 0,28 0,03 0,06 0,11 0,18 0,07 0,06 0,00 0,34 0,06 0,07 0,04 0,08 0,19 0,01 0,10 0,10
MnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,04 0,00 0,13 0,01 0,00 0,02 0,04
MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,01 0,00 0,02 0,01 0,04 0,04 0,01 0,02
CaO 4,75 4,86 4,93 4,90 4,91 4,93 4,88 0,07 7,29 6,86 7,27 7,54 7,40 7,46 6,75 7,12 7,17 7,24 6,84 7,18 0,26
Na2O 9,27 9,00 9,19 9,25 8,94 8,96 9,10 0,15 7,39 7,45 7,42 7,11 7,02 7,08 7,26 7,68 7,35 7,35 7,50 7,33 0,20
K2O 0,17 0,17 0,14 0,16 0,27 0,24 0,19 0,05 0,06 0,16 0,07 0,09 0,06 0,07 0,11 0,07 0,03 0,10 0,13 0,09 0,04
Total 101,46 100,73 101,88 102,05 101,52 101,31 101,49 0,46 99,43 98,57 98,69 98,90 98,08 97,69 98,58 98,08 99,24 99,86 99,00 98,74 0,64
Fórmula estrutural calculada para 8 oxigênios
Cpfu / Ponto 1 2 3 4 5 6 Média σ 17 22 23 24 25 33 37 42 43 44 45 Média σ
Si 2,498 2,505 2,497 2,499 2,494 2,499 2,499 0,004 2,377 2,382 2,369 2,360 2,361 2,347 2,392 2,364 2,362 2,375 2,385 2,370 0,013
Al 1,257 1,250 1,258 1,252 1,251 1,256 1,254 0,003 1,363 1,366 1,373 1,385 1,378 1,398 1,373 1,364 1,387 1,370 1,371 1,375 0,011
Ti 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,001 0,001 0,000 0,000 0,000 0,001
Fe 0,001 0,001 0,000 0,003 0,022 0,002 0,005 0,009 0,014 0,006 0,005 0,000 0,028 0,005 0,006 0,003 0,006 0,015 0,001 0,008 0,008
Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,003 0,000 0,010 0,001 0,000 0,002 0,003
Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,003 0,000 0,001 0,000 0,002 0,001 0,003 0,003 0,001 0,001
Ca 0,375 0,386 0,387 0,384 0,387 0,389 0,385 0,005 0,587 0,557 0,589 0,610 0,604 0,611 0,548 0,581 0,578 0,580 0,553 0,581 0,022
Na 1,462 1,430 1,443 1,450 1,409 1,415 1,435 0,021 1,189 1,209 1,203 1,150 1,145 1,160 1,178 1,253 1,185 1,178 1,212 1,187 0,031
K 0,027 0,027 0,022 0,025 0,043 0,038 0,030 0,008 0,010 0,026 0,011 0,015 0,010 0,011 0,018 0,011 0,005 0,016 0,021 0,014 0,006
Total 5,618 5,598 5,607 5,613 5,606 5,600 5,607 0,008 5,541 5,545 5,551 5,524 5,528 5,535 5,517 5,579 5,535 5,537 5,546 5,540 0,016
Or 1,439 1,466 1,187 1,349 2,315 2,057 1,635 0,445 0,541 1,449 0,629 0,820 0,557 0,643 1,024 0,619 0,274 0,903 1,176 0,785 0,333
Ab 78,460 77,586 77,914 77,993 76,640 76,811 77,567 0,712 66,607 67,482 66,697 64,813 65,121 65,074 67,566 67,905 67,031 66,396 67,873 66,597 1,139
An 20,102 20,948 20,899 20,658 21,046 21,132 20,797 0,377 32,853 31,069 32,674 34,366 34,323 34,283 31,410 31,477 32,695 32,701 30,950 32,618 1,294
54
Figura 11: Diagrama para classificação de plagioclásios de Deer et al. (2013). Ab – Albita, An – Anortita
e Or – Ortoclásio.
4.3.4. Piroxênios
Os piroxênios foram classificados a partir das análises das amostras do LG130
(tabela 12 e 15), LG206 (tabela 13 e 16) e do Poço Verde (tabela 14 e 17). Observando
os elementos químicos de cada análise, os ortopiroxênios do LG206A e Poço Verde
possuem maiores teores de Fe e Mn em relação aos ortopiroxênios do LG130. Já Os
ortopiroxênios do LG130 possuem maiores teores de Mg que os demais. Em referência
aos clinopiroxênios, os analisados no LG130 exibem maiores teores de Al e Cr em
comparação aos outros. Os teores de Fe são maiores nos clinopiroxênios do Poço verde e
do LG206A.
Para classificá-los foram seguidas as orientações sugeridas na classificação de
Morimoto (1988). O procedimento iniciou com a distribuição dos íons nos sítios de
acordo a formula estrutural geral dos piroxênios:
MVI2MVI
1TIV2O6, onde:
M2 (∑ = 2,00): Mg2+, Fe2+, Mn2+, Li+, Ca2+, Na+
M1 (∑ = 2,00): Al3+, Fe3+, Ti4+, Cr3+, V5+, Ti3+, Zr4+, Sc3+, Zn2+, Mg2+, Fe2+,
Mn2+;
T (∑ = 2,00): Si4+, Al3+, Fe3+;
55
Tabela 12: Análises por microssonda de ortopiroxênio de olivina gabro-norito (amostra LG130).
Ortopiroxênio
Amostra LG130
%Peso / Ponto 28 16 11 Média σ
SiO2 53,28 53,52 54,13 53,64 0,44
TiO2 0,00 0,00 0,13 0,04 0,08
Al2O3 1,03 1,39 1,93 1,45 0,46
Cr2O3 0,00 0,14 0,04 0,06 0,07
FeO 20,25 19,83 18,53 19,54 0,90
MnO 0,39 0,36 0,29 0,34 0,05
MgO 22,53 22,48 22,97 22,66 0,27
CaO 0,34 0,58 1,14 0,68 0,41
Na2O 0,01 0,03 0,06 0,03 0,03
K2O 0,01 0,04 0,02 0,02 0,01
Total 97,83 98,36 99,25 98,48 0,72
Fórmula estrutural calculada para 6 oxigênios
Cpfu / Ponto 28 16 11 média σ
Si 2,015 2,012 2,007 2,011 0,004
Ti 0,000 0,000 0,004 0,001 0,002
Al 0,046 0,061 0,084 0,064 0,019
Cr 0,000 0,004 0,001 0,002 0,002
Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Fe2+ 0,716 0,710 0,676 0,701 0,022
Mn 0,012 0,011 0,009 0,011 0,002
Mg 1,271 1,260 1,270 1,267 0,006
Ca 0,014 0,023 0,045 0,027 0,016
Na 0,001 0,002 0,004 0,002 0,002
K 0,001 0,002 0,001 0,001 0,001
Total 4,00 4,00 4,00 4,00 0,000
Q (Ca+Mg+Fe2+) 2,000 1,994 1,991 1,995 0,005
J (2Na) 0,002 0,004 0,009 0,005 0,004
En 0,6353 0,6321 0,6378 0,6351 0,003
Fs 0,3579 0,3563 0,3396 0,3512 0,010
Wo 0,0068 0,0116 0,0226 0,0137 0,008
56
Tabela 13: Análises por microssonda de ortopiroxênio de biotita gabro (amostra LG206A).
Ortopiroxênio
Amostra LG206A
%Peso / Ponto 64 73 74 72 média σ
SiO2 53,31 53,58 53,28 53,39 53,39 0,13
TiO2 0,00 0,21 0,24 0,09 0,13 0,11
Al2O3 0,68 0,71 0,89 0,71 0,75 0,09
Cr2O3 0,06 0,05 0,00 0,00 0,03 0,03
FeO 25,87 25,05 25,25 25,47 25,41 0,35
MnO 0,81 0,77 0,56 0,57 0,68 0,13
MgO 19,17 19,51 19,32 18,68 19,17 0,36
CaO 0,55 0,44 0,56 0,78 0,58 0,14
Na2O 0,04 0,02 0,03 0,08 0,04 0,03
K2O 0,00 0,00 0,02 0,00 0,01 0,01
Total 100,48 100,33 100,14 99,77 100,18 1,39
Fórmula estrutural calculada para 6 oxigênios
Cpfu / Ponto 64 73 74 72 média σ
Si 2,017 2,026 2,019 2,036 2,024 0,008
Ti 0,000 0,006 0,007 0,003 0,004 0,003
Al 0,030 0,032 0,040 0,032 0,033 0,004
Cr 0,002 0,002 0,000 0,000 0,001 0,001
Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Fe2+ 0,882 0,887 0,887 0,915 0,893 0,015
Mn 0,026 0,025 0,018 0,018 0,022 0,004
Mg 1,082 1,100 1,091 1,062 1,084 0,016
Ca 0,022 0,018 0,023 0,032 0,024 0,006
Na 0,003 0,001 0,002 0,006 0,003 0,002
K 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001
Total 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 0,000
Q (Ca+Mg+Fe2+) 1,986 2,004 2,001 2,008 2,000 0,010
J (2Na) 0,005 0,002 0,004 0,012 0,006 0,004
En 0,5446 0,5486 0,5453 0,5287 0,5418 0,009
Fs 0,4441 0,4426 0,4433 0,4554 0,4464 0,006
Wo 0,0112 0,0088 0,0114 0,0159 0,0118 0,003
57
Tabela 14: Análises por microssonda de ortopiroxênio do Pluton Poço Verde (amostra ES35b; Dias 2006).
Ortopiroxênio
Pluton Poço Verde
Amostra ES35B
%Peso / Ponto 11 12 15 16 17 18 22 27 28 29 Média σ
SiO2 51,43 50,95 51,48 50,97 51,50 51,58 51,29 50,80 51,30 51,50 51,28 0,28
TiO2 0,10 0,08 0,00 0,07 0,02 0,13 0,00 0,14 0,02 0,09 0,07 0,05
Al2O3 0,61 0,53 0,46 0,74 0,68 0,59 0,63 0,79 0,72 0,71 0,65 0,10
Cr2O3 0,00 0,04 0,03 0,03 0,13 0,02 0,00 0,02 0,06 0,14 0,05 0,05
FeO 28,92 29,01 28,80 29,26 29,00 28,68 28,97 29,66 29,65 29,64 29,16 0,37
MnO 1,13 1,07 0,97 1,07 0,87 0,96 0,93 1,04 0,93 0,92 0,99 0,08
MgO 16,63 16,34 16,90 16,81 16,81 16,64 16,88 16,98 17,21 17,12 16,83 0,25
CaO 0,83 0,68 0,64 0,78 0,87 1,50 0,67 0,73 0,70 0,68 0,81 0,25
Na2O 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,02 0,00 0,00 0,01 0,01
K2O 0,01 0,00 0,00 0,02 0,00 0,03 0,00 0,03 0,00 0,02 0,01 0,01
Total 99,66 98,70 99,30 99,75 99,88 100,14 99,37 100,21 100,59 100,82 99,84 0,63
Fórmula estrutural calculada para 6 oxigênios
Cpfu / Ponto 11 12 15 16 17 18 22 27 28 29 Média σ
Si 1,996 2,000 2,002 1,975 1,992 1,990 1,993 1,959 1,969 1,974 1,985 0,014
Ti 0,003 0,002 0,000 0,002 0,001 0,004 0,000 0,004 0,001 0,003 0,002 0,002
Al 0,028 0,025 0,021 0,034 0,031 0,027 0,029 0,036 0,033 0,032 0,029 0,005
Cr 0,000 0,001 0,001 0,001 0,004 0,001 0,000 0,001 0,002 0,004 0,001 0,002
Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,012 0,000 0,000 0,000 0,040 0,026 0,012 0,000 0,014
Fe2+ 0,964 0,982 0,960 0,937 0,959 0,939 0,957 0,917 0,926 0,939 0,948 0,020
Mn 0,037 0,036 0,032 0,035 0,029 0,031 0,031 0,034 0,030 0,030 0,032 0,003
Mg 0,962 0,956 0,980 0,971 0,969 0,957 0,978 0,976 0,985 0,978 0,971 0,010
Ca 0,035 0,029 0,027 0,032 0,036 0,062 0,028 0,030 0,029 0,028 0,034 0,010
Na 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,001
K 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,001 0,001 0,001
Total 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 0,000
Q (Ca+Mg+Fe2+) 1,961 1,966 1,967 1,940 1,964 1,958 1,963 1,923 1,940 1,945 1,953 0,015
J (2Na) 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,001 0,000 0,003 0,000 0,000 0,001 0,001
Wo 0,018 0,015 0,014 0,017 0,018 0,032 0,014 0,016 0,015 0,014 0,017 0,005
En 0,491 0,486 0,498 0,501 0,494 0,489 0,498 0,508 0,508 0,503 0,497 0,008
Fs 0,492 0,499 0,488 0,483 0,488 0,480 0,488 0,477 0,477 0,483 0,485 0,007
58
11
Clinopiroxênio
Amostra LG130
%Peso / Ponto 15 17 18 20 21 23 24 Média σ
SiO2 51,93 51,18 50,95 52,30 49,77 51,13 53,25 51,50 1,11
TiO2 0,43 0,53 1,03 0,38 0,60 0,54 0,13 0,52 0,27
Al2O3 2,78 4,82 5,21 3,34 4,59 2,64 2,41 3,68 1,16
Cr2O3 0,16 0,61 0,13 0,27 0,14 0,29 0,13 0,25 0,17
FeO 6,68 6,74 6,36 7,74 6,33 7,78 8,79 7,20 0,92
MnO 0,13 0,17 0,18 0,15 0,19 0,23 0,16 0,17 0,03
MgO 12,94 12,19 12,32 13,08 11,89 12,40 13,50 12,62 0,57
CaO 21,94 22,51 21,65 19,97 21,40 20,81 20,43 21,24 0,89
Na2O 0,54 0,81 0,78 0,66 0,92 0,71 0,51 0,70 0,15
K2O 0,03 0,03 0,03 0,04 0,04 0,02 0,04 0,03 0,01
Total 97,56 99,60 98,63 97,92 95,87 96,56 99,33 97,92 5,29
Fórmula estrutural calculada para 6 oxigênios
Cpfu / Ponto 15 17 18 20 21 23 24 Média σ
Si 1,974 1,906 1,913 1,982 1,920 1,971 1,994 1,951 0,037
Ti 0,012 0,015 0,029 0,011 0,017 0,016 0,004 0,015 0,008
Al 0,125 0,212 0,231 0,149 0,209 0,120 0,106 0,164 0,051
Cr 0,005 0,018 0,004 0,008 0,004 0,009 0,004 0,007 0,005
Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Fe2+ 0,273 0,220 0,260 0,339 0,221 0,298 0,343 0,279 0,050
Mn 0,004 0,005 0,006 0,005 0,006 0,008 0,005 0,006 0,001
Mg 0,733 0,677 0,690 0,739 0,684 0,713 0,754 0,713 0,030
Ca 0,893 0,898 0,871 0,811 0,885 0,859 0,820 0,862 0,035
Na 0,040 0,059 0,057 0,048 0,069 0,053 0,037 0,052 0,011
K 0,001 0,002 0,001 0,002 0,002 0,001 0,002 0,002 0,000
Total 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 0,000
Q (Ca+Mg+Fe2+) 1,900 1,795 1,820 1,888 1,789 1,870 1,916 1,854 0,052
J (2Na) 0,080 0,117 0,113 0,096 0,138 0,107 0,073 0,103 0,022
En 0,3858 0,3770 0,3788 0,3913 0,3821 0,3811 0,3933 0,3843 0,006
Fs 0,1438 0,1226 0,1426 0,1793 0,1235 0,1594 0,1789 0,1505 0,024
Wo 0,4703 0,5003 0,4786 0,4294 0,4944 0,4595 0,4278 0,4651 0,029
59
Tabela 16: Análises por microssonda de clinopiroxênio de biotita leucogabro (amostra LG206A).
Clinopiroxênio
Amostra LG206A
%Peso / Ponto 63 75 76 68 média σ
SiO2 53,60 46,81 45,95 49,59 48,99 3,44
TiO2 0,08 1,81 1,89 1,15 1,23 0,84
Al2O3 1,28 8,24 8,54 5,81 5,97 3,35
Cr2O3 0,07 0,15 0,04 0,22 0,12 0,08
FeO 8,87 14,17 14,05 11,30 12,10 2,53
MnO 0,15 0,12 0,04 0,20 0,12 0,07
MgO 12,84 11,81 11,68 13,02 12,34 0,69
CaO 21,70 11,43 11,52 13,98 14,66 4,84
Na2O 0,58 1,29 1,28 1,00 1,04 0,33
K2O 0,00 0,79 0,86 0,64 0,57 0,39
Total 99,16 96,61 95,86 96,91 97,14 16,56
Fórmula estrutural calculada para 6 átomos oxigênios
Cpfu / Ponto 63 75 76 68 média σ
Si 2,017 1,813 1,792 1,903 1,882 0,103
Ti 0,002 0,053 0,056 0,033 0,036 0,025
Al 0,057 0,376 0,392 0,263 0,270 0,155
Cr 0,002 0,005 0,001 0,007 0,004 0,002
Fe3+ 0,000 0,024 0,052 0,000 0,000 0,025
Fe2+ 0,335 0,434 0,406 0,398 0,393 0,042
Mn 0,005 0,004 0,001 0,006 0,004 0,002
Mg 0,720 0,682 0,679 0,745 0,707 0,032
Ca 0,875 0,474 0,481 0,575 0,604 0,188
Na 0,042 0,097 0,097 0,075 0,077 0,026
K 0,000 0,039 0,043 0,031 0,028 0,019
Total 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 0,000
Q (Ca+Mg+Fe2+) 1,930 1,591 1,567 1,718 1,703 0,166
J (2Na) 0,085 0,193 0,194 0,149 0,155 0,051
En 0,3731 0,4286 0,4333 0,4337 0,4149 0,029
Fs 0,1735 0,2731 0,2594 0,2317 0,2307 0,044
Wo 0,4534 0,2982 0,3072 0,3346 0,3543 0,072
60
Tabela 17: Análises por microssonda de clinopiroxênio do Pluton Poço Verde (amostra ES35b; Dias 2006).
Clinopiroxênio
Pluton Poço Verde
Amostra ES35B
%Peso / Ponto 15 16 17 18 6 7 8 9 10 21 23 24 25 26 33 Média σ
SiO2 52,29 51,91 51,13 51,58 51,52 51,91 51,55 51,68 51,56 51,98 50,97 51,35 51,99 52,04 51,79 51,68 0,36
TiO2 0,21 0,13 0,13 0,17 0,27 0,15 0,07 0,10 0,09 0,15 0,12 0,19 0,10 0,18 0,15 0,15 0,05
Al2O3 1,40 1,56 1,56 1,48 1,39 1,43 1,29 1,30 1,44 1,39 1,27 1,19 1,46 1,17 1,38 1,38 0,12
Cr2O3 0,01 0,08 0,00 0,02 0,10 0,05 0,03 0,01 0,00 0,00 0,07 0,08 0,07 0,08 0,09 0,05 0,04
FeO 12,52 12,54 11,73 15,84 11,62 12,88 12,63 12,22 11,85 11,65 11,77 10,66 12,98 12,02 12,33 12,35 1,13
MnO 0,42 0,47 0,55 0,47 0,44 0,45 0,45 0,52 0,55 0,43 0,37 0,46 0,33 0,43 0,55 0,46 0,06
MgO 12,07 12,08 12,00 13,13 11,91 12,15 11,96 11,92 11,63 11,86 11,87 11,82 12,22 12,14 12,28 12,07 0,34
CaO 21,03 20,75 21,12 16,85 21,66 20,82 20,98 20,68 22,23 21,66 21,29 22,59 20,37 21,85 20,90 20,99 1,30
Na2O 0,43 0,38 0,36 0,29 0,51 0,42 0,34 0,45 0,32 0,52 0,44 0,45 0,40 0,39 0,32 0,40 0,07
K2O 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,03 0,05 0,00 0,01 0,01 0,02 0,06 0,03 0,04 0,01 0,02 0,02
Total 100,38 99,90 98,59 99,84 99,42 100,29 99,35 98,88 99,68 99,65 98,19 98,85 99,95 100,34 99,80 99,54 0,66
Fórmula estrutural calculada para 6 oxigênios
Cpfu / Ponto 15 16 17 18 6 7 8 9 10 21 23 24 25 26 33 Média σ
Si 1,968 1,963 1,956 1,959 1,954 1,956 1,962 1,973 1,955 1,966 1,957 1,955 1,965 1,957 1,960 1,960 0,006
Ti 0,006 0,004 0,004 0,005 0,008 0,004 0,002 0,003 0,003 0,004 0,003 0,005 0,003 0,005 0,004 0,004 0,001
Al 0,062 0,070 0,070 0,066 0,062 0,063 0,058 0,059 0,064 0,062 0,057 0,053 0,065 0,052 0,062 0,062 0,005
Cr 0,000 0,002 0,000 0,001 0,003 0,001 0,001 0,000 0,000 0,000 0,002 0,002 0,002 0,002 0,003 0,001 0,001
Fe3+ 0,022 0,022 0,038 0,027 0,050 0,047 0,042 0,022 0,044 0,036 0,052 0,058 0,028 0,051 0,032 0,038 0,012
Fe2+ 0,373 0,374 0,337 0,476 0,319 0,359 0,360 0,368 0,331 0,333 0,326 0,281 0,382 0,327 0,358 0,354 0,043
Mn 0,013 0,015 0,018 0,015 0,014 0,014 0,015 0,017 0,018 0,014 0,012 0,015 0,011 0,014 0,018 0,015 0,002
Mg 0,677 0,681 0,684 0,743 0,673 0,682 0,678 0,679 0,657 0,669 0,680 0,671 0,689 0,681 0,693 0,682 0,019
Ca 0,848 0,841 0,866 0,686 0,880 0,840 0,855 0,846 0,903 0,878 0,876 0,922 0,825 0,881 0,847 0,853 0,053
Na 0,031 0,028 0,027 0,021 0,037 0,031 0,025 0,033 0,024 0,038 0,033 0,033 0,029 0,028 0,023 0,030 0,005
K 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,002 0,000 0,000 0,000 0,001 0,003 0,001 0,002 0,000 0,001 0,001
Total 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 0,000
Q (Ca+Mg+Fe2+) 1,898 1,896 1,887 1,905 1,872 1,881 1,894 1,893 1,892 1,879 1,881 1,874 1,896 1,888 1,898 1,889 0,010
J (2Na) 0,063 0,056 0,053 0,043 0,075 0,061 0,050 0,067 0,047 0,076 0,066 0,066 0,059 0,057 0,047 0,059 0,010
En 0,357 0,359 0,363 0,390 0,360 0,363 0,358 0,358 0,347 0,356 0,361 0,358 0,363 0,361 0,365 0,361 0,009
Fs 0,196 0,197 0,179 0,250 0,170 0,191 0,190 0,195 0,175 0,177 0,173 0,150 0,202 0,173 0,189 0,187 0,022
Wo 0,447 0,443 0,459 0,360 0,470 0,447 0,452 0,447 0,477 0,467 0,466 0,492 0,435 0,466 0,446 0,451 0,029
Em seguida os piroxênios foram distribuídos em grupos, com base nos parâmetros
Q (Ca+Mg+Fe+2) e J (2Na). Todos os piroxênios analisados foram inseridos no tipo Quad
(figura 13), possibilitando usar o diagrama Ca-Mg-Fe para nomeá-los. Os ortopiroxênios
são classificados como sendo da série enstatita-ferrosilita (figura 14). Os clinopiroxênios
foram classificados como augita e diopsídio (figura 14).
Figura 12: Diagrama para classificação grupo dos piroxênios em grupos de acordo com Morimoto (1988),
onde Q = Ca + Mg + Fe2+ e J = 2Na. A) ortopiroxênios e B) clinopiroxênios.
62
Figura 13: Diagrama para classificação dos A) ortopiroxênios e B) clinopiroxênios, segundo Morimoto
(1988).
4.3.5. Olivina
As amostras de olivinas analisadas foram encontradas apenas no ponto LG130
(tabela 14). Esse mineral é constituído pela solução sólida forsterita (Mg2SiO4) – faialita
(Fe2SiO4), e com base nessa solução é realizada a distribuição dos íons e em seguida é
feito a classificação. Dessa forma, todas as amostras são ricas na molécula forsterita (Fo59
Fa41).
63
Tabela 18: Análise por microssonda de olivina gabro-norito (amostra LG130).
Olivina
Amostra LG130
%Peso / Ponto 1 2 3 4 13 14 27 Média σ
SiO2 37,10 36,95 37,17 36,98 37,31 37,21 36,01 36,96 0,44
TiO2 0,00 0,06 0,00 0,00 0,00 0,08 0,00 0,02 0,03
Al2O3 0,03 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,01 0,01 0,02
Cr2O3 0,00 0,10 0,00 0,01 0,02 0,00 0,04 0,02 0,04
FeO 32,61 32,17 32,86 31,33 33,25 33,14 33,84 32,74 0,81
MnO 0,51 0,49 0,38 0,30 0,45 0,36 0,48 0,43 0,08
MgO 30,55 30,41 29,91 29,55 29,00 29,25 27,51 29,45 1,03
CaO 0,06 0,03 0,04 0,01 0,00 0,03 0,00 0,02 0,02
Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,03 0,01 0,01
K2O 0,02 0,00 0,01 0,04 0,00 0,01 0,02 0,01 0,01
F 0,00 0,00 0,03 0,00 0,02 0,00 0,02 0,01 0,01
Total 100,87 100,21 100,40 98,22 100,12 100,08 97,96 99,70 1,13
Fórmula estrutural calculada para 4 oxigênios
Cpfu / Ponto 1 2 3 4 13 14 27 Média σ
Si 1,008 1,010 1,017 1,032 1,029 1,025 1,021 1,020 0,009
Ti 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,001
Al 0,001 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,001
Cr 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 0,001
Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Fe2+ 0,741 0,735 0,752 0,731 0,767 0,763 0,803 0,756 0,025
Mn 0,012 0,011 0,009 0,007 0,011 0,008 0,011 0,010 0,002
Mg 1,237 1,239 1,220 1,229 1,192 1,201 1,163 1,212 0,028
Ca 0,002 0,001 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,001
Total 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 0,000
Membros finais
Fo 62,126 62,374 61,557 62,468 60,529 60,848 58,826 61,259 1,302
Fa 37,207 37,006 37,945 37,150 38,934 38,678 40,591 38,203 1,295
64
CAPÍTULO V: DISCUSSÕES
65
5. DISCUSSÕES
O termo shoshonito inicialmente empregado por J.P. Iddings em 1895 para
ortoclásio-basaltos com altos valores de K, e mais recentemente utilizado para descrever
uma variedade potássica de traquiandesito basáltico, campo S2 do diagrama TAS (Total
álcali-sílica) por Le Matre (2002), compreende a uma série de rochas relativamente
saturadas em SiO2 com teores de álcalis (K2O+Na2O) acima de 5%, alto teor (variável)
de Al2O3, baixos teores de TiO2 e enriquecimento em P2O5, Rb, Sr, Ba, Pb e ETRL em
relação aos elementos litófilos (Zr, Ti, P, Nb, Y, terras raras pesadas; Morrison, 1980).
Segundo Dias (2006) as rochas mais básicas presentes a leste de São José do Campestre
apresentam baixos teores de K2O e altos teores de Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, TiO2 e P2O5
quando relacionadas às rochas mais ácidas dessa região.
Rochas dioriticas, enclaves máficos a intermediários presentes na suíte cálcio-
alcalina porfirítica de alto K (Dias, 2006), e olivina leuconorito (LG130; Souza et al.,
2016), metaluminosas, cálcio-alcalinas a subalcalinas (Nascimento, 2000; Dias, 2006;
Nascimento et al., 2008; Nascimento et al., 2015), compreende os principais
representantes da suíte shoshonítica no Domínio São José do Campestre.
Os corpos estudados, olivina gabro-norito ((LG130) e biotita-gabro (LG206A),
porfiriticos a inequigranulares, apresentam química mineral consistente com as rochas
descritas por Nascimento et al. (2015) para suíte shoshonítica, enquadrando-se entre os
termos menos diferenciados. Souza et al (2016) considera um magma básico com
contaminação crustal, em virtude dos valores de εNd negativos, como fonte para a
geração do corpo LG130.
A análise química mineral e a descrição mineralógica evidenciam um magma
parental composto principalmente de MgO, FeO e CaO, para as rochas que compõem os
corpos LG130 e LG206A. Os minerais presentes no corpo LG130 mostraram-se
levemente mais enriquecidos em MgO, Al2O3 e CaO, do que o corpo LG206A, sugerindo
um possível processo de diferenciação e empobrecimento relativo do magma parental.
A análise em rocha total realizado por Souza et al. (2016) no corpo LG130 exibe
características químicas, tais como, 44,5% de SiO2, 9,66% de Na2O+K2O, 9,57% de
Al2O3, enriquecimento de terras raras leves em relação aos pesados, que apontam para
uma afinidade shoshonítica. Alta concentração de Cr, entorno de 1023ppm, 102 ppm de
Cu, 827 ppm de Ni, 25 ppm de Sc, é descrita por Souza et al. (2016), no corpo LG130.
66
Morrison (1980) considera que as rochas shoshoníticas exibem alta concentração de Cr,
Cu, Ni e Sc.
Os corpos LG130 e LG206A integram ao magmatismo neoproterozoico, com
idade mínima de 576,4± 39 Ma (U/ Pb em zircão), relacionado a um evento magmático
intracontinental (Souza et al., 2016). Rochas gabróicas e dioríticas, a exemplo dos corpos
descritos, podem ter derivado de uma fonte mantélica previamente enriquecida (Jardim
de Sa, 1994; Neves et al., 2000; McReath et al., 2002; Nascimento et al., 2002; Hollanda
et al., 2003).
67
CAPÍTULO VI: CONCLUSÕES
68
6. CONCLUSÕES
Por meio dos dados de campo, análises de microssonda, descrição petrográfica,
interpretações geofísicas, dados bibliográficos e as discussões mencionadas no capítulo
anterior, foi possível caracterizar os corpos da suíte shoshonítica presentes na área de
estudo. As principais conclusões são apresentadas a seguir.
1. A suíte shoshonítica na área objeto desse trabalho é representada principalmente
por três corpos que ocorrem intrusivos nos ortognaisses paleoproterozóicos e
associados aos granitoides porfiríticos. Além desses corpos a suíte engloba
enclaves intermediários a máficos.
2. Petrograficamente, os corpos gabróicos são classificados como olivina gabro-
norito e biotita gabro, com mineralogia principal composta por forsterita,
diopsídio, augita, hiperstênio, biotita, hornblenda e plagioclásio. Essas rochas
mostram-se menos diferenciadas do que quartzo monzonito a quartzo diorito
(pluton Poço Verde) e enclaves intermediários a máficos (granodiorito, tonalito,
quartzo monzodiorito e quartzo diorito) descrito por Dias (2006), como rochas de
afinidade shoshonítica.
3. A partir da química mineral, foram classificados os minerais: anfibólio,
plagioclásio, biotita, clinopiroxênio, ortopiroxênio e olivina presentes no LG130,
LG206A e no pluton Poço Verde. Os anfibólios são classificados geralmente
como pargasita, endenita, tschermakita e Mg-hornblenda. As biotitas são do tipo
flogopita. O plagioclásio é classificado entre oligoclásio a labradorita. Os
ortopiroxênios pertencem a série enstantita-ferrosilita e o clinopiroxênios são do
tipo augita e diopsídio. A olivina (somente no LG130) é rica na molécula
forsterita.
4. A presença de olivina no LG130, indica que sua cristalização ocorreu em
condições de temperatura relativa mais elevada, a partir de um magma básico
datado em 576±4 Ma (Souza et al., 2016), menos diferenciado.
5. O LG206A apresenta uma mineralogia/composição química mineral similar
àquela descrita para o pluton Poço Verde, datado em 599±16 Ma (Dantas, 1996)
69
e afetado por um evento metamórfico em 550±10 Ma (U-Th-Pb em monazita,
Souza et al., 2006). O magma parental para a formação desses corpos exibe
composição limitar, possivelmente originado a partir de mesmo magma do corpo
LG130, porém mais diferenciado que esse.
70
CAPÍTULO VII: REFERÊNCIAS
71
7. REFERÊNCIAS
Abrahão Filho, E. A. (2016). Rochas piroxeníticas ricas em ferro do maciço São José do
Campestre, Rio Grande do Norte, Brasil. Dissertação de Mestrado, Universidade de
Brasília, 197 p.
Almeida, F. F. M., HASUI, Y., Brito Neves, B. B., & Fuck, R. A. (1981). Brazilian
structural provinces: an introduction. Earth-Science Reviews, 17, 1-29.
Almeida, F. F. M., Carneiro, C. D. R., Machado Jr, D. D. L., Dehira, L. K. (1988).
Magmatismo Pós-Paleozóico no nordeste oriental no Brasil. Revista Brasileira de
Geociências, 18, 451-462.
Angelim, L. A. D. A. (2006). Geologia e recursos minerais do Estado do Rio Grande do
Norte - Escala 1:500.000. Recife: CPRM - Serviço Geológico do Brasil, 119 p.
Araújo, M. D. S., Brito Neves, B. B., & Archanjo, C. J. (2001). Idades 40Ar/39Ar do
magmatismo básico meso-Cenozóico da Província Borborema oriental, nordeste do
Brasil. Simp. Geol. do NE, 19, 260-261.
Basto, C. F., de Andrade Caxito, F., do Vale, J. A. R., Silveira, D. A., Rodrigues, J. B.,
Alkmim, A. R., dos Santos, E. J. (2019). An Ediacaran back-arc basin preserved in the
Transversal Zone of the Borborema Province: Evidence from geochemistry,
geochronology and isotope systematics of the Ipueirinha Group, NE Brazil. Precambrian
Research, 320, 213-231.
Bellieni, G., Macedo, M.H.F., Petrini, R., Picirillo, E.M., Cavazzini, G., Comin-
Chiaramonti, P., Ernesto, M., Macedo, J.W.P., Martins, G., Melfi, A.J., Pacca, I.G., De
Min, J. (1992). Evidence of magmatic activity related to Middle Jurassic to Early
Cretaceous rifting from northeastern Brazil (Ceará-Mirim): K/Ar age, palaeomagnetism,
petrology and Sr-Nd isotope characteristics. Chemical Geology, 97, 9-32.
Borges, S. V. F. (1996). Geologia da região do médio Curimataú (PB) e o alojamento do
granito de Dona Inês associado a zonas de cisalhamento transcorrentes brasilianas.
Dissertação de Mestrado, Universidade de São Paulo, 158 p.
Brito Neves, B. B. (1975). Regionalização Tectônica do Pré-Cambriano Nordestino. Tese
de Doutorado, Universidade de São Paulo, 207 p.
Brito Neves, B. B.; Van Schmus, W. R. ; Santos, E. J. ; Campos Neto, M. C. ; Kozuch,
M. (1995). O Evento Cariris Velhos na Província Borborema: integração de dados,
implicações e perspectivas. Revista Brasileira de Geociências, 25, 279-296.
Brito Neves, B. B., Santos, E. D., Van Schmus, W. R. (2000). Tectonic history of the
Borborema Province. In: Cordani U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A., Campos, D.A.
(Eds.). Tectonic Evolution of South America. International Geological Congress, 31, 151-
182.
Brito Neves, B. B., Van Schmus, W. R., & Fetter, A. H. (2001). Noroeste da África-
Nordeste do Brasil (Província Borborema) ensaio comparativo e problemas de correlação.
Geologia USP. Série Científica, 1, 59-78.
72
Brito Neves, B. B., Fuck, R. A., & Pimentel, M. M. (2014). The Brasiliano collage in
South America: a review. Brazilian Journal of Geology, 44, 493-518.
Caxito, F., Uhlein, A., Stevenson, R., & Uhlein, G. J. (2014). Neoproterozoic oceanic
crust remnants in northeast Brazil. Geology, 42, 387-390.
Caxito, F. D. A., Santos, L. C. M. D. L., Uhlein, A., Dantas, E. L., Alkmim, A. R., &
Lana, C. (2020). New U-Pb (SHRIMP) and first Hf isotope constraints on the Tonian
(1000-920 Ma) Cariris Velhos event, Borborema Province, NE Brazil. Brazilian Journal
of Geology, 50, 1-15.
Costa, F. G., (2013). Programa Geologia do Brasil-PGB. Quixadá. Folha SB.24-V-B-VI.
Estado do Ceará, Carta Geológica, Escala 1:100.000. Fortaleza: CPRM.
Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D.,
Linthout, K. (1997). Nomenclature of amphiboles; report of the Subcommittee on
Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on new minerals
and mineral names. Mineralogical Magazine, 61, 295-310.
Dantas, E. L. (1996). Geocronologia U-Pb e Sm-Nd de terrenos arqueanos e
paleoproterozóicos no maciço de Caldas Brandão, NE Brasil. Tese de Doutorado. Unesp,
Rio Claro, Brasil, 244 p.
Dantas, E.L., Van Schmus, W.R., Hackspacher, P.C., Brito Neves, B.B., (1998). Archean
accretion in the São José Campestre Massif, Borborema Province, NE of Brazil. Revista
Brasileira de Geociências 28, 221–228.
Dantas, E.L., Van Schmus, W.R., Hackspacher, P.C., Fetter, A.H., Brito Neves, B.B.,
Cordani, U.G., Nutman, A.P., Williams, I.S., (2004). The 3. 4-3.5 Ga São José do
Campestre massif, NE Brazil: remnants of the oldest crust in South America. Precambrian
Research, 130, 113–137.
Dantas, E. L., Souza, Z. S., Wernick, E., Hackspacher, P. C., Martin, H., Xiaodong, D.,
& Li, J. W. (2013). Crustal growth in the 3.4–2.7 Ga São José de Campestre Massif,
Borborema Province, NE Brazil. Precambrian Research, 227, 120-156.
Deer, W.A.; Howie, R.A.; Zussman, J. 2013. Rock-forming minerals. London, 3° Ed.
Longmans, 506 p.
Dias, L. G. D. S. (2006). Caracterização geológica, geoquímica e geocronológica da suíte
plutônica neoproterozoica da região de Serrinha, porção centro-leste do maciço São José
de Campestre, sudeste do RN. Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Rio
Grande do Norte, 203 p.
Ferreira, V.P., Sial, A.N., Jardim de Sa, E.F., (1998). Geochemical and isotopic signature
of proterozoic granitoids in terranes of the Borborema structural province, northeastern
Brazil. J. S. Am. Earth Sci. 11, 439-455.
Galindo, A.C., Dall’ Agnol, R., McReath, I., Lafon, J.M., 1995. Evolution of Brasilian
age granitoid types in a shear-zone environment, Umarizal-Caraúbas region, Rio Grande
do Norte, northeast Brazil. J. S. Am. Earth Sci. 8, 79-95.
73
Galindo, A.C.; Souza, Z.S.; Dantas, E.L. (2005). Geocronologia U-Pb de granitóides tipo
Itaporanga (Monte das Gameleiras e Serrinha), Maciço São José de Campestre, NE do
Brasil. In: SBG/Núcleo NE, Simp. Geol. do NE, 21, Recife, Res. Expand., 150-152.
Ganade de Araújo, C. E. G., Weinberg, R. F., Cordani, U. G. (2014). Extruding the
Borborema Province (NE‐ Brazil): a two‐stage Neoproterozoic collision process. Terra
Nova, 26, 157-168.
Guimarães, I. P., da Silva Filho, A. F., de Araújo, D. B., de Almeida, C. N., & Dantas, E.
(2009). Trans-alkaline magmatism in the Serrinha–Pedro Velho Complex, Borborema
Province, NE Brazil and its correlations with the magmatism in eastern Nigeria.
Gondwana Research, 15, 98-110.
Guimaraes, I. P., Maria de Fatima, L., Lages, G. D. A., da Silva Filho, A. F., Santos, L.,
& Brasilino, R. G. (2016). Tonian granitic magmatism of the Borborema Province, NE
Brazil: A review. Journal of South American Earth Sciences, 68, 97-112.
Guimaraes, I.P., da Silva Filho, A. F., & Armstrong, R. (2017). Origin and age of coeval
gabbros and leucogranites in the northern subprovince of the borborema province, NE
Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 76, 71-93.
Hollanda, M. H. B. M. D. (1998). Mecanismos de alojamento de magmas granitóides:
exemplo do Plúton de Japi (RN). Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Rio
Grande do Norte, 134p.
Hollanda, M. H. B. M., Pimentel, M. M., & de Sá, E. F. J. (2003). Paleoproterozoic
subduction-related metasomatic signatures in the lithospheric mantle beneath NE Brazil:
inferences from trace element and Sr–Nd–Pb isotopic compositions of Neoproterozoic
high-K igneous rocks. Journal of South American Earth Sciences, 15, 885-900.
Hollanda, M.H.B.M., Pimentel, M.M., Oliveira, D.C., Jardim de Sá, E.F. (2006).
Lithosphere-asthenosphere interaction and the origin of Cretaceous tholeiitic magmatism
in Northeastern Brazil: Sr–Nd–Pb isotopic evidence. Lithos, 86, 34-49.
Hollanda, M. H. B., Archanjo, C. J., Souza, L. C., Dunyi, L., & Armstrong, R. (2011).
Long-lived paleoproterozoic granitic magmatism in the Seridó-Jaguaribe domain,
Borborema Province–NE Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 32(4), 287-
300.
Hollanda, M. H. B. M., Souza Neto, J. A., Archanjo, C. J., Stein, H., & Sartorato, A. C.
(2012). Relação temporal entre mineralizações de W-Mo e magmatismo granítico
Neoproterozóico-Cambriano na Faixa Seridó. 46º Congresso Brasileiro de Geologia,
Resumo, Santos-SP.
Hollanda, M. H. B. M., Archanjo, C. J., Macedo Filho, A. A., Fossen, H., Ernst, R. E., de
Castro, D. L., Melo, A.C., Oliveira, A. L. (2019). The Mesozoic Equatorial Atlantic
Magmatic Province (EQUAMP). In Dyke swarms of the world: A modern perspective.
Eds. Srivastava, R. K., Ernst, R. E., & Peng, P., (p. 87-110). Springer, Singapore.
74
Iddings, J. P. (1895). Absarokite-shoshonite-banakite series. The Journal of Geology, 3,
935-959.
Jardim de Sá, E. F. J., Macedo, M. H., Fuck, R. A., & Kawashita, K. (1992). Terrenos
proterozóicos na Província Borborema e a margem norte do Cráton São Francisco.
Brazilian Journal of Geology, 22, 472-480.
Jardim de Sá, E. F. (1994). A Faixa Seridó (Provincia Borborema NE do Brasil) e o seu
significado geodinâmico na Cadeia Brasiliana/Pan-Africana, Brasília. Tese de
Doutorado, Universidade de Brasília, 804 p.
Jesus, B. A. D. (2011). Rochas máficas e ultramáficas do Complexo Riacho da Telha,
Maçico São José do Campestre, província Borborema–NE do Brasil. Dissertação de
Mestrado, Universidade de Brasília, 80 p.
Le Maitre, R. W. (2002). Igneous Rocks. A Classification and Glossary of Terms.
Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on
the systematics of igneous rocks. Cambridge University Press, Cambridge, 252 pp.
Lisboa, V. A. C., Conceição, H., Rosa, M. L. S., & Fernandes, D. M. (2019). The onset
of post-collisional magmatism in the Macururé Domain, Sergipano Orogenic System:
The Glória Norte Stock. Journal of South American Earth Sciences, 89, 173-188.
McMurry, J., Long, L. E., & Sial, A. N. (1987). Evolution of a heterogeneous,
continentally derived granite: Dona Inês pluton, northeastern Brazil. The Journal of
Geology, 95, 107-117.
McReath, I., Galindo, A. C., & Dall'Agnol, R. (2002). The Umarizal igneous association,
Borborema Province, NE Brazil: implications for the genesis of A-type granites.
Gondwana Research, 5, 339-353.
Medeiros, V. C. D. (2004). Evolução geodinâmica e condicionamento estrutural dos
terrenos Piancó-Alto Brígida e Alto Pajeú, domínio da Zona Transversal, NE do Brasil.
Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Rio Grande do Norte. 199 p.
Medeiros, V. C., Cavalcante, R., Cunha, A. L. C., Dantas, A. R., Costa, A. P., Brito, A.
A., Rodrigues, J. B., Silva, M. A. (2017). O furo estratigráfico de Riacho Fechado
(Currais Novos/RN), domínio Rio Piranhas-Seridó (província Borborema, NE Brasil):
procedimentos e resultados. Estudos Geológicos, 27, 3-44.
Mizusaki, A. M. P., Thomaz-Filho, A., Milani, E. J., & De Césero, P. (2002). Mesozoic
and Cenozoic igneous activity and its tectonic control in northeastern Brazil. Journal of
South American Earth Sciences, 15, 183-198.
Morimoto, N. (1988). Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology, 39, 55-76.
Morrison, G. W. (1980). Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock
association. Lithos, 13, 97-108.
Nardi, L. V. (2016). Granitoides e séries magmáticas: o estudo contextualizado dos
granitoides. Pesquisas em Geociências, 43, 85-99.
75
Nascimento, R. S. C. D. (1998). Petrologia dos granitoides brasilianos associados a Zona
de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (PB). Dissertação de Mestrado, Universidade
Federal do Rio Grande do Norte, 102 p.
Nascimento, M. A. L. D. (2000). Petrologia do magmatismo tardi-brasiliano no Maciço
São José de Campestre (RN/PB), com ênfase no Plúton Alcalino Caxexa. Dissertação de
Mestrado, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, 227 p.
Nascimento, M. A. L., Souza, Z. S., Galindo, A. C., de Hollanda, M. H. B. M., &
Pimentel, M. M. (2002). Evidências de enriquecimento mantélico em rochas gabro-
monzoníticas de Casserengue (PB) no extremo Nordeste da Província Borborema.
Geochimica Brasiliensis, 16, 1-17.
Nascimento, M. A. L, Medeiros, V. D., & Galindo, A. C. (2008). Magmatismo ediacarano
a cambriano no Domínio Rio grande do Norte, Província Borborema, NE do Brasil.
Estudos geológicos, 18, 4-29.
Nascimento, M. A. L., Galindo, A. C., & de Medeiros, V. C. (2015). Ediacaran to
Cambrian magmatic suites in the Rio Grande do Norte domain, extreme Northeastern
Borborema Province (NE of Brazil): Current knowledge. Journal of South American
Earth Sciences, 58, 281-299.
Neves, S. P., Mariano, G., Guimarães, I. P., Filho, A. F. D. S., & Melo, S. C. (2000).
Intralithospheric differentiation and crustal growth: Evidence from the Borborema
province, northeastern Brazil. Geology, 28, 519-522.
Neves, S. P. (2003). Proterozoic history of the Borborema province (NE Brazil):
Correlations with neighboring cratons and Pan‐African belts and implications for the
evolution of western Gondwana. Tectonics, 22, 1-14.
Neves S.P., Mariano G., Correia P.B., Silva J.M.R. (2006). 70 m.y. of synorogenic
plutonism in eastern Borborema Province (NE Brazil): temporal and kinematic
constraints on the Brasiliano Orogeny. Geodinamica Acta, 19, 213-236.
Neves, S. P., Teixeira, C. M., & Bruguier, O. (2020). Long-lived localized magmatism in
central-eastern part of the Pernambuco-Alagoas Domain, Borborema Province (NE
Brazil): Implications for tectonic setting, heat sources, and lithospheric reworking.
Precambrian Research, 337, 105559.
Ngonge, E.D.; Hollanda, M. H. B. M; Achanjo, C. J.; Oliveira, D. C.; Vasconcelos, P.
M.; Munoz, P. R. M. (2017). Petrology of continental tholeitic magmas forming a 350-
km-long Mesozoic dyke swarm in NE Brazil: Constraints of geochemical and isotopic
data. Lithos, 258-259, 228-252.
Oliveira, E. P., Windley, B. F., Araújo, M. N. (2010). The Neoproterozoic Sergipano
orogenic belt, NE Brazil: a complete plate tectonic cycle in western Gondwana.
Precambrian Research, 181, 64-84.
Oliveira, R. G., & Medeiros, W. E. (2018). Deep crustal framework of the Borborema
Province, NE Brazil, derived from gravity and magnetic data. Precambrian Research,
315, 45-65.
76
Padilha, A. L., Vitorello, Í., Pádua, M. B., Bologna, M. S. (2014). Electromagnetic
constraints for subduction zones beneath the northwest Borborema province: Evidence
for Neoproterozoic island arc–continent collision in northeast Brazil. Geology, 42, 91-94.
Rieder, M., Cavazzini, G., D’yakonov, Y. S., Frank-Kamenetskii, V. A., Gottardi, G.,
Guggenheim, S., Robert, J. L. (1998). Nomenclature of the micas. Clays and clay
minerals, 46, 586-595.
Roig, H. L., Dantas, E. L. (2013). Carta geológica: folha São José do Campestre. Folha
SB.25-Y-A-I São José do Campestre: carta geológica - escala 1:100.000. Brasília:
CPRM, 2013.
Sales, A.O., dos Santos, E. J., de Lima, E. S., de Lira Santos, L. C. M., & de Brito Neves,
B. B. (2011). Evolução petrogenética e tectônica do evento Cariris Velhos na região de
Afogados da Ingazeira (PE), terreno Alto Pajeú, Província Borborema. Geologia USP.
Série Científica, 11, 101-121.
Santos, E. J. D. (1995). O complexo granítico Lagoa das Pedras: acresção e colisão na
região de Floresta (Pernambuco), Província Borborema. Tese de Doutorado,
Universidade de São Paulo, 249 p.
Santos, E.J., Medeiros, V.C. (1997). Constraints from granitic plutonism on proterozoic
crustal growth of the zona transversal domain, Borborema Province, NE Brazil. In:
Ferreira, V.P. & Sial, A.N. (eds.), II Int. Symp. Gran. Assoc. Mineral., Extended. Abstr.
p. 237-239, Salvador.
Santos, E. J., & Medeiros, V. C. (1999). Constraints from granitic plutonism on
proterozoic crustal growth of the Zona Transversal Domain, Borborema Province, NE
Brazil. Brazilian Journal of Geology, 29, 73-84.
Santos, E. J., Brito Neves, B. D., Van Schmus, W. R., Oliveira, R. G., & Medeiros, V. C.
(2000). An overall view on the displaced terrane arrangement of the Borborema Province,
NE Brazil. In International Geological Congress, 31th, Rio de Janeiro, Brazil, General
Symposia, Tectonic Evolution of South American Platform (p.5-9).
Santos, L. D. L., Dantas, E. L., Cawood, P. A., Lages, G. D. A., Lima, H. M., dos Santos,
E. J. (2018). Accretion Tectonics in Western Gondwana Deduced From Sm‐Nd Isotope
Mapping of Terranes in the Borborema Province, NE Brazil. Tectonics, 37, 2727-2743.
Sial, A. N. (1976). The Rio Grande do Norte alkali-olivine basalt association, northeast
Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 6, 1-14.
Souza, Z. S.; Vasconcelos, P. M.; Nascimento, M. A. L.; Silveira, F. V.; Paiva, H. S.;
Dias, L. G. S.; Thied, D.; Carmo, I. O. (2003). 40Ar/39Ar geochronology of Mesozoic and
Cenozoic magmatism in NE Brazil. In: Proceedings of IV South American Symposium
on Isotope Geology, Salvador. 1, 691-694.
Souza, Z. S., Montel, J. M., Gioia, S. M. L. C., de Hollanda, M. H. B. M., Nascimento,
M. A. L., de Sá, E. F. J., Veschambre, M. (2006). Electron microprobe dating of monazite
from high-T shear zones in the São José de Campestre Massif, NE Brazil. Gondwana
Research, 9, 441-455.
77
Souza, Z. S., Martin, H., Peucat, J. J., Jardim De Sá, E. F., & Macedo, M. H. D. F. (2007).
Calc-alkaline magmatism at the archean–proterozoic transition: the Caicó complex
basement (NE Brazil). Journal of Petrology, 48, 2149-2185.
Souza, Z., Vasconcelos, P., Silveira, F. (2007). Vulcanismo no NE do Brasil: reavaliação
da Formação Macau. 22 Simpósio de Geologia do Nordeste, Natal, Atas, p. 189.
Souza, Z. S., Kalsbeek, F., Deng, X. D., Frei, R., Kokfelt, T. F., Dantas, E. L., Li, J.,
Pimentel, M. M. Galindo, A. C. (2016). Generation of continental crust in the northern
part of the Borborema Province, northeastern Brazil, from Archaean to Neoproterozoic.
Journal of South American Earth Sciences, 68, 68-96.
Streckeisen, A. (1976). To each plutonic rock its proper name. Earth-Science Reviews,
12, 1-33.
Van Schmus, W. R., de Brito Neves, B. B., Williams, I. S., Hackspacher, P. C., Fetter, A.
H., Dantas, E. L., & Babinski, M. (2003). The Seridó Group of NE Brazil, a late
Neoproterozoic pre-to syn-collisional basin in West Gondwana: insights from SHRIMP
U–Pb detrital zircon ages and Sm–Nd crustal residence (TDM) ages. Precambrian
Research, 127, 287-327.
Vauchez, A., Neves, S., Caby, R., Corsini, M., Egydio-Silva, M., Arthaud, M., & Amaro,
V. (1995). The Borborema shear zone system, NE Brazil. Journal of South American
Earth Sciences, 8, 247-266.
Viegas, M. C. D. (2007). Síntese geológica do Leste do Rio Grande do Norte na escala
1: 250.000. Trabalho de Conclusão de Curso, Universidade Federal do Rio Grande do
Norte, 85 p.
78
Anexos I (Mapa geológico da área de estudo) e II (Mapa de
pontos da área de estudo)
79
Anexo I: Mapa geológico da área de estudo, localizada a leste de São José do Campestre / RN, destacando a geometria e localização dos corpos olivina gabro-norito, biotita leucogabro e rochas dioríticas porfiríticas mapeadas, bem as principais litologias e
estruturas das encaixantes, baseado na compilação de Ribeiro (2019), Dias (2006), Roig e Dantas (2013), e da base de dados shapefiles geológico e geofísicos provenientes da CPRM (Folha São José do Campestre e Projeto Borda Leste do Planalto da Borborema).
80
Anexo II: Mapa de pontos da área de estudo, localizada a leste de São José do Campestre / RN, destacando os pontos visitados, as principais vias de acessos, municípios e povoados, compilados de Dias (2006).