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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
MARCELA PASCHOAL PERPETUO
PETROGRAFIA, GEOQUÍMICA E GEOLOGIA ISOTÓPICA (U-PB, SM-ND E SR-SR)
DOS GRANITOIDES EDIACARANOS DA PORÇÃO NORTE DO ORÓGENO RIACHO
DO PONTAL
CAMPINAS
2017
MARCELA PASCHOAL PERPETUO
PETROGRAFIA, GEOQUÍMICA E GEOLOGIA ISOTÓPICA (U-PB, SM-ND E SR-SR)
DOS GRANITOIDES EDIACARANOS DA PORÇÃO NORTE DO ORÓGENO RIACHO
DO PONTAL
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO APRESENTADA
AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA
UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS PARA
OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRE EM
GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E
RECURSOS NATURAIS.
ORIENTADOR: WAGNER DA SILVA AMARAL
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO
FINAL DA DISSERTAÇÃO DO ALUNO MARCELA
PASCHOAL PERPETUO E ORIENTADO PELO
PROF. DR. WAGNER DA SILVA AMARAL
CAMPINAS
2017
Agência(s) de fomento e nº(s) de processo(s): CNPq, 132019/2015-9
Ficha catalográficaUniversidade Estadual de CampinasBiblioteca do Instituto de GeociênciasCássia Raquel da Silva - CRB 8/5752
Perpetuo, Marcela Paschoal, 1990-P425p PerPetrografia, geoquímica e geologia isotópica (U-Pb, Sm-Nd e Sr-Sr) dos
granitoides ediacaranos da porção norte do Orógeno Riacho do Pontal /Marcela Paschoal Perpetuo. – Campinas, SP : [s.n.], 2017.
PerOrientador: Wagner da Silva Amaral.PerDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto deGeociências.
Per1. Petrologia - Ígnea. 2. Geoquímica. 3. Geocronologia. 4. Geologiaisotópica. I. Amaral, Wagner da Silva, 1979-. II. Universidade Estadual deCampinas. Instituto de Geociências. III. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: Petrography, geochemistry and isotopic geology (U-Pb, Sm-Ndand Sr-Sr) od the ediacarian granitoids of the Riacho do Pontal Orogen northern portionPalavras-chave em inglês:Petrology - IgneousGeochemistryGeocrhonologyIsotopic geologyÁrea de concentração: Geologia e Recursos NaturaisTitulação: Mestra em GeociênciasBanca examinadora:Wagner da Silva Amaral [Orientador]Maria José Maluf de MesquitaAdriana AlvesData de defesa: 16-08-2017Programa de Pós-Graduação: Geociências
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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
AUTORA: Marcela Paschoal Perpetuo
Petrografia, geoquímica e geologia isotópica (U-PB, SM-ND e SR-SR) dos
granitoides ediacaranos da porção Norte do Orógeno Riacho do Pontal
ORIENTADOR: Prof. Dr. Wagner da Silva Amaral
Aprovado em: 16 / 08 / 2017
EXAMINADORES:
Prof. Dr. Wagner da Silva Amaral - Presidente
Profa. Dra. Maria José Maluf de Mesquita
Profa. Dra. Adriana Alves
A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora,
consta no processo de vida acadêmica do aluno.
Campinas, 16 de agosto de 2017.
Dedico este trabalho à minha “família do rancho”, às minhas
irmãzinhas do coração, Belzinha e Keyla, e ao meu querido amigo
Marci, que muito contribuíram pra que essa dissertação se tornasse
realidade.
AGRADECIMENTOS
Primeiramente, um profundo sentimento de gratidão a Deus, ao supremo criador do
Universo, que me concedeu a oportunidade de inúmeros aprendizados durante mais esta etapa
da minha vida, de dois anos e meio de mestrado... A todas as pessoas queridas que Ele
permitiu que eu encontrasse nessa caminhada, e que com certeza me ensinaram muito...
À minha querida “família do rancho”, em especial, às duas grandes mulheres da minha
vida, minha mãe Rosa Maria, essa mulher mais que guerreira, que com seu exemplo de
coragem sempre me inspirou a não desistir... a continuar caminhando, independente das
dificuldades, e à minha querida vó Gray (in memoriam), que com sua incrível força,
escondida por trás de sua imensa doçura e simplicidade, me concedeu os exemplos mais
lindos na minha infância e primeira juventude, que com certeza se refletem em minha
personalidade hoje... Aos meus irmãos, Thiago e Lucas, e aos meus tios, Binho e Beto, que
me permitiram a convivência e experiências que, com certeza, me ensinaram muito. Ao meu
avô, Roberto (in memoriam) que possibilitou a realidade do rancho, e assim, todas as
primeiras experiências de vida que ali tive a oportunidade de compartilhar...
Gratidão ao meu pai, que me possibilitou a existência, à minha vó Valdete, por todo o
auxílio, minhas irmãs, Marina e Bianca, por todas as experiências compartilhadas... A toda a
minha família, enfim, profunda gratidão, por terem me auxiliado durante todo esse período!
Não poderia deixar de agradecer o Pedro, meu pai “adotivo”, por todos os momentos
compartilhados, desde “O Caderno” até os momentos com a turma do rancho, e da Viviane,
pelas várias caronas e momentos, sempre alegres!
Gratidão enfim, por todas as pessoas da “vila” de Martinho Prado, todos os queridos
amigos que lá fiz e me ensinaram muito, em especial aos queridos amigos, Anderson e
Danilo, que, mesmo com a distância, permanecem, sempre me incentivando com seus
exemplos de força e perseverança, diante dos desafios da vida...
Muita gratidão enfim, a todos os amigos queridos da UNICAMP, em especial os da
graduação, a querida Turma 09, e aos queridos irmãos que fiz ali, o Duh, o Rodrigo, Déborah,
Isabella, Nádia, Yara, Belzinha e tantos outros, que me permitiram a convivência e me
auxiliram durante toda essa etapa de vida acadêmica ^^ ...
A todos os amigos da turma da pós, em especial a turma das salinhas 11 e 15
(Cebolinha, Poli, Zé, Bia, Paty, João Paulo-JP, Dan, Marco, Nilo), ao Emmanuel, Paulão, e
tantos outros veteranos, os quais tive o prazer de conhecer! Obrigada a todos, pelo imenso
carinho, registrados nas conversas, cafezinhos, abraços, risadas e encontros pelo corredor
Gratidão aos queridos amigos e companheiros da Salinha 5, à Rosinha, Saeid, Roya,
Joãozinho, Alcy e Keyla, que me permitiram pudesse com eles compartilhar esses dois anos e
meio de convívio! Obrigada queridos, pelos momentos divididos durante esse tempo, fossem
eles de alegrias ou tristeza (com certeza a maioria de alegrias!), pelas conversas, risadas
docinhos da FEA, bandejões, por todo o carinho e amizade que com certeza permanecerá ^^
Gratidão aos queridos moradores da casinha J-10, da moradia da UNICAMP, Douglas,
Anninha, Eddie, que me acompanharam durante o mestrado, e a todos que lá conviveram
comigo por algum período, e que deixaram suas marcas e experiências de vida ali e em mim
registradas! Obrigada por todas as experiências ali vividas e por todo o aprendizado, em
especial gratidão à Mari, Yvonne, Elton, Grazi, Gláucio, Peixinho, Duh, Hugo e Isis, dentre
tantos outros que me possibilitaram vivências incríveis!
Aos moradores da Rep Republicanos, que me acolheram no momento que tanto
precisei! Ao Rafa, Syllas, Miltinho e Dara, muito obrigada pela amizade, paciência e por todo
o carinho ali recebido durante estes dois últimos meses, desafiadores!
Profunda gratidão a todos enfim, que me auxiliaram de alguma forma durante a
confecção deste trabalho! Ao Nilo, por todas as revisões feitas, ao Dan, pelo imenso auxílio
durante as etapas de geocronologia! A todos os professores, que desde a graduação muito me
auxiliaram, durante as aulas e trabalhos de campo, em especial aqueles que me inspiraram de
alguma forma, a seguir pesquisando na área da Geologia, aos professores Celso, Alfonso,
Chico, Regina, Alfredo, Lena, Robertinho, Tici, Elson e Maria José, muito obrigada! Gratidão
ao meu orientador, o Lobinho, por me permitir estudar a geologia dos “granitos do Piauí”,
pelos trabalhos de campo e discussões que me ensinaram muito! Ao professor Bley, pelas
lições durante os trabalhos de campo, e por compartilhar as experiências geológicas da Faixa
Riacho do Pontal comigo! Ao professor Lauro Nardi, que me muito me auxiliou durante as
discussões acerca da geoquímica dos granitos! A todos, muito obrigada!
Gratidão imensa a todos os funcionários da UNICAMP, que permitem o
funcionamento dessa instituição, em especial aos queridos funcionários do Ige, sempre
dispostos em ajudar. Carinho especial à Lúcia, Rose, Dona Raimunda, Jô, Val, e “Seu
Guerreiro”, por todo cuidado e dedicação a todos nós alunos, sempre que precisamos.
Gratidão mais que especial às minhas queridas irmãzinhas do coração, Belzinha e
Keyla, queridas companheiras de jornada que possibilitaram a vivência na república,
dividindo comigo mais que um quarto na casinha, mas sim momentos mais que especiais!
Compartilhando sorrisos, choros, risadas... experiências de vida... e por representarem pra
mim todas as formas de manifestações de amor fraterno que pude conhecer nessa vida! Muito
obrigada maninhas queridas, por simplesmente existirem ^^
Gratidão ao Marci, meu amigo mais que especial, companheiro de jornada, que com
seu amor, amizade pura e fraterna, me permitiu tanto aprendizado, vivências e crescimento
espiritual durante todo esse período.
Por fim, gratidão a todas as pessoas queridas que me auxiliaram, de forma direta ou
indireta, durante a confecção deste trabalho. A todas as mãozinhas, que se refletem nesta
dissertação de mestrado, e que permitiram assim, que essa pesquisa se tornasse realidade!
SÚMULA CURRICULAR
Marcela Paschoal Perpétuo
Nascida em 20/04/1990 é original de Conchal-SP, Brasil. Formada em Geologia pela
UNICAMP em 2015. Realizou seu mestrado na UNICAMP na área de Geociências com foco
em Evolução Crustal. Especificamente, trabalhou com petrologia ígnea de granitos e sienitos,
com foco na petrografia, geoquímica, geocronologia e geologia isotópica destas rochas.
Durante o mestrado, publicou um artigo sobre geoquímica de granitos, tema estudado durante
a graduação em seu trabalho de conclusão de curso. Apresentou este trabalho em simpósio
regional, no Simpósio de Geologia do Nordeste. Durante este período também participou de
cursos sobre geoquímica de granitos e geologia isotópica.
Tem experiência na área de petrologia ígnea, nos seguintes temas: petrografia, geoquímica de
elementos maiores e traços, geocronologia U-Pb em zircão, e geoquímica isotópica (Sr-Sr,
Sm-Nd) de granitos e sienitos.
RESUMO
As zonas Interna e Central do Orógeno Riacho do Pontal, no domínio sul da Província Borborema,
nordeste do Brasil, são caracterizadas por intenso magmatismo granítico relacionado à Orogênese
Brasiliana/Pan-Africana. No entanto, apesar do reconhecimento deste magmatismo na região e de sua
importância para o entendimento do contexto orogenético, tais granitoides ainda carecem de estudos
que possam auxiliar na distinção dos diferentes estágios magmáticos ocorridos durante o
Neoproterozoico Tardio. Neste contexto, o propósito deste trabalho foi descrever os plútons referentes
ao granito Betânia, na Zona Interna do orógeno, e aos sienitos Caboclo e Nova Olinda, inseridos na
Zona Central. Sienitos do Plúton Serra das Melancias da Suíte Serra da Aldeia, inseridos na Zona
Interna, também foram incluídos. Para tanto, utilizou-se da aquisição de dados de campo,
petrográficos, geoquímicos e isotópicos (U-Pb, Sm-Nd, Sr-Sr) dos diferentes corpos magmáticos. O
granito Betânia foi individualizado em duas fácies: uma com anfibólio e epidoto magmático, e outra
com muscovita secundária. São granitos cálcio-alcalinos de alto K, magnesianos e levemente
peraluminosos. Apresentam altos valores de Ba e Sr, enriquecimento em elementos LILE, baixos
valores de Nb e Ta e anomalias fortemente positivas de Eu. A idade obtida pelo método U-Pb em
zircão foi de 629 Ma. Os sienitos Caboclo e Nova Olinda são sienitos com augita, apresentam foliação
de fluxo magmático e grande quantidade de enclaves máficos e xenólitos foliados. São alcalinos,
ultrapotássicos, magnesianos e metaluminosos. Apresentam altos valores de Ba e Sr, enriquecimento
nos elementos LILE e LREE e mostram anomalias negativas de Nb e Ta. Mostram idades de 620 Ma e
617 Ma, respectivamente. Os sienitos Serra das Melancias foram datados neste trabalho e
apresentaram idade U-Pb de ~578 Ma. Os dados obtidos permitiram classificar os granitos Betânia
como representantes de um arco magmático maduro pré-colisional ediacarano. enquanto os sienitos
Caboclo/Nova Olinda, por sua vez, foram caracterizados como tardi-orogênicos, e o sienito Serra das
Melancias como pós-orogênico, durante a evolução final do Ciclo Brasiliano/Pan-Africano.
Palavras-Chave: magmatismo; Província Borborema; granitos; sienitos.
ABSTRACT
The Internal and Central zones of the Riacho do Pontal Orogen, in the southern domain of Borborema
Province, northeast Brazil, are characterized by intense granitic magmatism related to the Brazilian /
Pan African Orogeny. However, despite the recognition of this magmatism in the region and its
importance for the understanding of the orogenetic setting, such granitoids still lack studies that may
help to constrain the different magmatic stages that occurred during the Late Neoproterozoic. In this
context, the purpose of this work was to describe plutons referring to Betânia granite, in the Internal
Zone of the orogen, and to the Caboclo and Nova Olinda syenites, in the Central Zone. Syenites of the
Serra das Melancias pluton-Serra da Aldeia Suite, in the Internal Zone, were also included. In order to
do so, we used field, petrographic, geochemical and isotopic (U-Pb, Sm-Nd, Sr-Sr) data from the
different magmatic bodies. The Betânia granite was individualized in two facies: one with amphibole
and magmatic epidote, and another with secondary muscovite. They are high-K calc-alkaline,
magnesian and slightly peraluminous granites. They present high values of Ba and Sr, enrichment in
LILE elements, low values of Nb and Ta, and highly positive Eu anomalies. The age obtained by the
U-Pb method in zircon was 629 Ma. The Caboclo and Nova Olinda are syenites-augite bearing, with
presence of magmatic flow foliation and large quantity of mafic enclaves and foliated xenoliths. They
are alkaline, ultrapotassic, magnesian and metaluminous and present high values of Ba and Sr,
enrichment in the elements LILE and LREE, and show negative Nb and Ta anomalies. The Caboclo
and Nova Olinda syenites show ages of 620 Ma and 617 Ma, respectively. The Serra da Melancias
syenites were dated in this work and presented a U-Pb age of ~ 578 Ma. The data obtained allowed to
classify the Betania granites as representatives of a mature pre-collisional ediacaran magmatic arc
while the Caboclo / Nova Olinda syenites, in turn, were characterized as late-orogenic and the Serra
das Melancias syenite as post-orogenic, during the final evolution of the Brazilian / Pan-African
Cycle.
Key words: magmatism; Borborema Province; granites; syenites.
LISTA DE LUSTRAÇÕES
Figura 1.1: Localização e vias de acesso da área de estudo (Modificado de DNIT, 2013). ........ 24
Figura 3.1 : Mapa geológico do Nordeste do Brasil com destaque para a área de estudo
(modificado de Caxito, 2013). Sub-domínios da Província Borborema: PEAL – Pernambuco-
Alagoas, RC – Rio Capibaribe; AM – Alto Moxotó, AP – Alto Pajeú; PAB – Piancó-Alto
Brígida, SJC – São José do Caiano; RGN – Rio Grande do Norte, CC – Ceará Central;
ZCPeO e ZCPeL: Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste e Leste, respectivamente; ZCPa:
Zona de Cisalhamento Patos.......................................................................................................... 31
Figura 3.2 : Mapa geológico do Orógeno Riacho do Pontal. No detalhe, área de estudo que
engloba as zonas Interna e Central (modificado de Caxito, 2013). ............................................... 34
Figura 4.1: Mapa geológico das zonas Interna e Central do Orógeno Riacho do Pontal (Mapa
modificado da CPRM). .................................................................................................................. 39
Figura 4.2: Aspectos geológicos dos granitos Betânia. A) Aspecto geral dos afloramentos
graníticos tipo Betânia. Os corpos ocorrem como cristas alongadas, na forma de blocos e
matacões; B) Bloco granítico Betânia imbricado em xistos do Complexo Santa Filomena; C)
Amostra do granito Betânia com textura inequigranular e granulação média; D) Afloramento
granítico foliado, com a foliação definindo um mergulho para SW. O afloramento encontra-se
na região de Riacho, a sul de Betânia. ........................................................................................... 40
Figura 4.3: Feições geológicas dos sienitos Caboclo na localidade de Caveira. A) Visão
geral de uma pedreira de extração artesanal do granito Caboclo para uso em pavimentos; B)
Variações faciológicas do sienito Caboclo com as amostras exibindo variações de texturas
equigranular a porfirítica; C) Nódulo de biotita em fácies porfirítica do sienito Caboclo; D)
Bloco sienítico Caboclo apresentando foliação de fluxo magmático evidenciada pela
orientação de cristais de biotita e piroxênio e enclaves máficos; E) Enclave máfico
arredondado de dimensões centimétricas em sienito Caboclo; F) Enclave máfico foliado e
anguloso (xenólito) em afloramento sienítico Caboclo. ................................................................ 42
Figura 4.4: Aspectos geológicos dos sienitos Nova Olinda. A) Aspecto geral dos
afloramentos sieníticos Nova Olinda se destacando nas encostas do relevo; os afloramentos
constituem grandes corpos arredondados, blocos e matacões; B) Bloco sienítico Nova Olinda
foliado, com mergulho da foliação para NW; C) Amostra de sienito Nova Olinda foliado com
textura porfirítica, definida por fenocristais de K-feldspato; D) Enclave máfico anguloso em
afloramento sienítico Nova Olinda. ............................................................................................... 44
Figura 4.5: Aspectos geológicos dos granitos do Plúton Serra das Melancias, Suíte Serra
Aldeia. A) Vista geral do Plúton Serra das Melancias; B) Amostra de sienito róseo,
inequigranular, do Plúton Serra das Melancias; C) Orientação de cristais de biotita definindo
uma lineação de estiramento mineral com atitudes variadas; este afloramento está inserido nas
bordas do Plúton Serra das Melancias; D) Enclave máfico de dimensão centimétrica em
afloramento quartzo monzonítico do Plúton Serra das Melancias. ............................................... 45
Figura 5.1: Diagramas modais Q-A-P e Q-(A+P)-M (Streckeisen 1976) para as rochas
plutônicas estudadas nos domínios Interno e Central do Orógeno Riacho do Pontal. Q =
Quartzo; A = Feldspato Alcalino; P = Plagioclásio (An > 5% An); M = somatório de minerais
máficos. ......................................................................................................................................... 48
Figura 5.2: Fotomicrografia da assembleia mineral da fácies dos granitos Betânia com
anfibólio e epidoto. A) Aspecto geral da fácies com anfibólio e epidoto dos granitos Betânia,
mostrando textura inequigranular média a grossa e agregado monominerálico de quartzo tipo
1 euédrico, com textura em mosaico; B) Quartzo tipo 2 anédrico, mostrando contatos
irregulares e curvos com o anfibólio; C) Quartzo tipo 3 vermicular, configurando textura
mirmequítica, em contato com feldspatos variavelmente alterados; D) Plagioclásio com macla
polissintética tipo Albita em amostra de granito Betânia, fácies com anfibólio e epidoto; E)
Microclínio com macla “tartame” e ripas de biotita orientadas marcando a foliação no granito
Betânia; F) Anfibólio com inclusões de titanita e epidoto em assembleia félsica do granito
Betânia; G) Anfibólio associado à titanita e minerais opacos em granito Betânia; H) Inclusões
de epidoto magmático em biotita orientada (textura de epidoto ígneo “tipo B”) em granito
Betânia. .......................................................................................................................................... 52
Figura 5.3: Fotomicrografia da assembleia dos granitos Betânia-fácies com muscovita. A)
Aspecto geral dos sienogranitos Betânia-fácies com muscovita, mostrando biotitas orientadas,
marcando a foliação, e quartzo tipo 2, anédrico, mostrando contatos irregulares e interlobados
com os minerais adjacentes; B) Ortoclásio, com evidências de sericitização, e cristais de
muscovita anédricos provenientes de alteração nos sienogranitos Betânia; C) Inclusões de
muscovita secundária provenientes da alteração do ortoclásio nos sienogranitos Betânia; D)
Cristais de biotita com intercrescimento de muscovita, esta proveniente de alteração neste
mineral, nos sienogranitos Betânia-fácies com muscovita. ........................................................... 55
Figura 5.4: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Caboclo. A) Fenocristais de
K-feldspatos pertíticos em matriz inequigranular composta por cristais de quartzo intersticial,
sub-poligonais, e minerais máficos; B) Cristais de plagioclásio bordejados por biotita e
clinopiroxênio definindo uma textura inequigranular para os sienitos Caboclo; C) Plagioclásio
com inclusões de biotita evidenciando textura poiquilítica em sienitos Caboclo; D)
Fenocristais de microclínio bordejados por quartzo e pela assembleia máfica; notar a presença
de geminação tipo "tartame", típica do mineral, e macla Carslbad; E) Microclínio-pertita
bordejado por cristais de quartzo anédricos nos sienitos Caboclo; F) Ortoclásio-pertita
bordejado por quartzo e pela assembleia máfica (Cpx+Bt) em sienito Caboclo. .......................... 59
Figura 5.5: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Caboclo. A) Ortoclásio-
pertita com macla Carlsbad bordejado por cristais de quartzo. Notar que as pertitas ocorrem
deformadas; B) Agregado máfico com cristais de biotita e clinopiroxênio bordejados por
assembleia félsica; C) Agregado máfico de clinopiroxênio e biotita poiquilítica com inclusões
de apatita; D) Cristais de clinopiroxênio em assembleia félsica composta por quartzo e
feldspatos em sienito Caboclo; E) Seção basal de clinopiroxênio exibindo geminação simples;
F) Agregado máfico composto por biotita e clinopiroxênio. Os cristais de clinopiroxênio estão
alterados e apresentam inclusões de apatita e minerais opacos. .................................................... 60
Figura 5.6: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Nova Olinda. A) Fenocristais
de K-feldspato em matriz inequigranular seriada contendo minerais máficos e quartzo
intersticial; B) Cristal de plagioclásio com macla polissintética segundo Lei da Albita e macla
Carlsbad (à direita); cristal de plagioclásio com inclusões de quartzo (à esquerda); C)
Microclínio-pertita com macla em tabuleiro de xadrez em sienitos Nova Olinda; D)
Ortoclásio-pertita exibindo geminação tipo Carlsbad e bordejado por cristais de biotita; E)
Fenocristal de ortoclásio-pertita exibindo geminação Carlsbad e lamelas de exsolução de
albita; F) Agregado máfico composto por biotita e clinopiroxênio em sienitos Nova Olinda. ..... 64
Figura 5.7: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Nova Olinda. A) Agregado
máfico com cristais de clinopiroxênio bordejados por biotita em assembleia félsica; o contato
entre os minerais máficos é irregular; B) Clinopiroxênio bordejado por cristais de biotita em
sienito Nova Olinda; C) Cristal de clinopiroxênio subédrico com geminação simples e cristal
de titanita ao lado; D) Cristais de titanita em associação com a assembleia félsica e máfica;
inclusões de titanita em clinopiroxênio nos sienitos Nova Olinda. ............................................... 65
Figura 5.8: Fotomicrografia da assembleia mineral do enclave metabásico (RPB-07C). A)
Aspecto geral do enclave metabásico com textura nematoblástica, caracterizada por cristais de
hornblenda; B) Cristais de quartzo xenoblástico intersticiais em agregado máfico; C)
Agregado máfico de biotita, clinopiroxênio e titanita em associação com assembleia félsica;
D) Cristal de clinopiroxênio em contato com hornblenda; E) Cristais de biotita em contato
com clinopiroxênio e titanita em agregado máfico; F) Agregado máfico com biotita,
diopsídio, anfibólio e titanita. ........................................................................................................ 67
Figura 5.9: Fotomicrografia dos litotipos do Plúton Serra das Melancias-Suíte Serra da
Aldeia. A) Aspecto geral dos sienitos do plúton Serra das Melancias; detalhe para cristal de
arfvedsonita ao centro em assembleia félsica; B) Cristais de arfvedsonita alterada, epidoto,
diopsídio, clinozoizita e titanita em fácies quartzo monzonítica do plúton Serra das Melancias;
C) Fotomicrografia apresentando cristais de quartzo com contato poligonal nos granitos do
plúton Serra das Melancias. Fotomicrografias compiladas de Perpétuo et al. (2016). ................. 69
Figura 6.1: Diagrama Na2O + K2O versus SiO2, proposto por Cox et al. (1979) e adaptado
para rochas plutônicas, aplicado aos sienitos Caboclo e Nova Olinda, granitos Betânia e aos
granitoides do Plúton Serra das Melancias-Suíte Serra da Aldeia. ............................................... 73
Figura 6.2: Diagramas de classificação geoquímica para os granitoides estudados. A)
Diagrama K2O versus SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976, modificado segundo Le Maitre 2002)
para a classificação das séries subalcalinas, aplicado aos granitos Betânia; B) Diagrama
Na2O+K2O-CaO versus SiO2, proposto por Frost et al. (2001) aplicado aos sienitos Caboclo e
Nova Olinda, granitos Betânia e às fácies do Plúton Serra das Melancias; C) Diagrama
FeOt/(FeOt+MgO) versus SiO2 proposto por Frost et al. (2001) para os sienitos Caboclo e
Nova Olinda, granitos Betânia e granitoides pertencentes ao Plúton Serra das Melancias; D)
Diagrama A/NK versus A/CNK de Maniar & Piccoli (1989): A/NK: razão molar de
Al2O3/(Na2O+K2O); A/CNK: razão molar de Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) para os sienitos
Caboclo e Nova Olinda, granitos Betânia e rochas do Plúton Serra das Melancias-Suíte Serra
da Aldeia. ....................................................................................................................................... 74
Figura 6.3: Diagrama multielementar normalizado ao ORG (Ocean Ridge Granites) proposto
por Pearce et al. (1984) para os granitos Betânia. ......................................................................... 76
Figura 6.4: Diagrama REE normalizado ao Condrito (Boynton, 1984) para os granitos
Betânia. .......................................................................................................................................... 77
Figura 6.5: Diagrama multielementar normalizado ao ORG (Ocean Ridge Granites) proposto
por Pearce et al. (1984) para os sienitos Caboclo e Nova Olinda e enclaves máficos
associados. ..................................................................................................................................... 78
Figura 6.6: Diagrama REE normalizado ao Condrito (Boynton 1984) para os sienitos
Caboclo e Nova Olinda e enclaves máficos associados. ............................................................... 79
Figura 6.7: Diagramas de discriminação tectônica para os sienitos Caboclo e Nova Olinda e
granitos Betânia. A) Diagrama multicatiônico R1-R2 de Batchelor + Bowden (1985); B)
Diagrama de Discriminação Tectônica Rb versus (Y+Nb) proposto por Pearce et al. (1984) e
modificado por Pearce et al. (1996). Legenda: Syn-COLG: syn-collisional granites; WPG:
within plate granites; VAG: volcanic arc granites, ORG: ocean ridge granites; Post-COLG:
post-collisional granites. ............................................................................................................... 80
Figura 7.1: População de grãos de zircão do Granito Betânia (RPE-30A). A) População de
grãos de zircão em luz natural (LN); B) Imagem da população de zircões em back-scattered
elétrons (BSE) mostrando as fraturas dos grãos no seu eixo de maior elongação; C) Imagem
da população de zircões em catodoluminescência (CL) mostrando os cristais de zircão com
zoneamento oscilatório e domínios irregulares; D) Diagrama Concórdia obtido para zircões do
granito Betânia representando a idade de cristalização para este plúton. ...................................... 82
Figura 7.2: População de grãos de zircão do Sienito Caboclo (RPB-02A). A) População de
grãos de zircão em luz natural (LN); B) Imagem da população de zircões em back-scattered
elétrons (BSE) mostrando os grãos fraturados; C) Imagem da população de zircões em
catodoluminescência (CL) mostrando os cristais de zircão com zoneamento oscilatório; D)
Diagrama Concórdia obtido para zircões do sienito Caboclo representando a idade de
cristalização para este plúton. ........................................................................................................ 84
Figura 7.3: População de grãos de zircão do Sienito Nova Olinda (RPB-14). A) População de
grãos de zircão em luz natural (LN); B) Imagem da população de zircões em back-scattered
elétrons (BSE) mostrando as fraturas nos grãos; C) Imagem da população de zircões em
catodoluminescência (CL) mostrando os cristais de zircão com zoneamento oscilatório e
domínios irregulares; D) Diagrama Concórdia obtido para zircões do sienito Nova Olinda
representando a idade de cristalização para este plúton. ............................................................... 86
Figura 7.4: População de grãos de zircão do Sienito Serra das Melancias (RPM-67) da Suíte
Serra da Aldeia. A) População de grãos de zircão em luz natural (LN); B) Imagem da
população de zircões em back-scattered elétrons (BSE) mostrando as fraturas nos grãos; C)
Imagem da população de zircões em catodoluminescência (CL) mostrando os cristais de
zircão com zoneamento oscilatório; D) Diagrama Concórdia obtido para zircões do sienito
Serra das Melancias representando a idade de cristalização para este plúton. .............................. 88
Figura 8.1: Diagrama de evolução isotópica εNd x TDM com valores recalculados para t(620Ma). .. 90
......................... Figura 9.1: Modelo geotectônico neoproterozóico do Orógeno Riacho do Pontal. 100
LISTA DE TABELAS
Tabela 5.1: Abreviações dos minerais de acordo com Whitney & Evans (2010). ....................... 47
Tabela 5.2: Composição Modal (%) dos granitoides nas zonas Interna e Central do Orógeno
Riacho do Pontal. ........................................................................................................................... 48
Tabela 6.1: Dados geoquímicos por FRX e ICP-MS para os granitos Betânia-fácies com
anfibólio e epidoto (GB), sienitos Caboclo (SC) e Nova Olinda (SNO), Sienito Serra das
Melancias (SSM), Quartzo-Monzonito Serra das Melancias (QMSM), Granito Serra das
Melancias (GSM) e Enclaves (EC). .............................................................................................. 71
Tabela 8.1: Dados isotópicos de Sm-Nd e Sr-Sr para os sienitos Caboclo e Nova Olinda e
enclave metabásico. ....................................................................................................................... 89
SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO ....................................................................................................................... 21
1.1 Apresentação ........................................................................................................................... 21
1.2 Objetivos .................................................................................................................................. 14
1.3. Localização da Área e Acessos .............................................................................................. 23
2. MATERIAIS E MÉTODOS ................................................................................................... 25
2.1 Etapa Pré-Campo ..................................................................................................................... 25
2.2 Etapa de Campo ....................................................................................................................... 25
2.3 Etapa Pós-Campo .................................................................................................................... 26
2.3.1 Microscopia Ótica Convencional e Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) ............ 26
2.3.2 Geoquímica de Rocha Total (elementos maiores, menores e traços) .................................. 26
2.3.3 Geocronologia (LA-FS-ICP-MS-Método U-Pb em zircão) ................................................. 28
2.3.4 Geoquímica Isotópica ........................................................................................................... 29
3. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONALl .......................................................................... 30
3.1 Província Borborema ............................................................................................................... 30
3.2 Orógeno Riacho do Pontal ...................................................................................................... 30
4. ASPECTOS DA GEOLOGIA LOCAL ................................................................................. 38
4.1 Granito Betânia ........................................................................................................................ 40
4.2 Sienitos Caboclo ...................................................................................................................... 41
4.3 Sienitos Nova Olinda ............................................................................................................... 43
4.4 Granitoides Serra da Aldeia – Plúton Serra das Melancias ..................................................... 44
5 PETROGRAFIA ....................................................................................................................... 46
5.1 Granito Betânia ........................................................................................................................ 50
5.1.1 Fácies com anfibólio e epidoto: sienogranitos a monzogranitos ...................................... 50
5.1.2 Fácies com muscovita: sienogranitos ............................................................................... 53
5.2 Sienitos Caboclo-fácies Caveira .............................................................................................. 55
5.3 Sienitos Nova Olinda ............................................................................................................... 61
5.4 Enclave Metabásico - Anfibolito ............................................................................................. 65
5.5 Granitoides Serra das Melancias –Suíte Serra da Aldeia ........................................................ 68
6 GEOQUÍMICA DE ROCHA TOTAL ............................................................................... 70
6.1 Elementos Maiores e Menores ................................................................................................ 72
6.2 Elementos Traços .................................................................................................................... 75
6.2.1 Granitos Betânia ............................................................................................................... 75
6.2.2 Sienitos Caboclo e Nova Olinda e Enclaves Máficos ....................................................... 77
6.3 Diagramas de Discriminação Tectônica .................................................................................. 79
7 GEOCRONOLOGIA (MÉTODO U-PB EM ZIRCÃO) ...................................................... 81
7.1 Granito Betânia (Amostra RPE-30A) ...................................................................................... 81
7.2 Sienito Caboclo (Fácies Caveira) (Amostra RPB-02A) .......................................................... 83
7.3 Sienito Nova Olinda (Amostra RPB-14) ................................................................................. 85
7.4 Sienito Serra das Melancias (Amostra RPM-67) .................................................................... 87
8 GEOLOGIA ISOTÓPICA SM-ND E SR-SR ........................................................................ 89
9 DISCUSSÃO ............................................................................................................................. 91
9.1 Granito Betânia - Magmatismo pré-colisional? ...................................................................... 91
9.2 Magmatismo tardi a pós-orogênico: Sienitos tipo Caboclo/Nova Olinda e Serra das
Melancias ....................................................................................................................................... 94
9.3 Enclaves Máficos ..................................................................................................................... 98
10 CONCLUSÃO ...................................................................................................................... 101
11 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ............................................................................... 102
ANEXOS .................................................................................................................................... 110
21
1 INTRODUÇÃO
1.1 Apresentação
A Província Borborema (Almeida et al. 1981) abrange uma área de aproximadamente
450.000 km² no Nordeste do Brasil. É limitada pela Bacia do Parnaíba, a oeste, Cráton São
Francisco, a sul, e pela Província Costeira a leste (Almeida et al. 1981, Sampaio & Torres
1992) e compreende a margem oeste do supercontinente Gondwana, com sua estruturação
final relacionada à Orogênese Brasiliana/Pan-Africana (Santos & Brito Neves 1984,
Trompette 1994, Van Schmus et al. 1995, Brito Neves et al. 1995, 2000). A área de estudo
encontra-se inserida no domínio sul da Província Borborema, na Faixa Riacho do Pontal
(Brito Neves 1975). A Faixa Riacho do Pontal, ou Orógeno Riacho do Pontal (ORP), faz parte
do sistema de dobramentos orogênicos desenvolvido durante o Ciclo Brasiliano/ Pan-Africano
e limita-se, a norte, pela zona de cisalhamento Pernambuco-Oeste e a sul pelo Cráton São
Francisco, geograficamente situada na tríplice fronteira entre os estados da Bahia (BA),
Pernambuco (PE) e Piauí (PI). O orógeno é subdividido em três domínios ou zonas, segundo
características metamórficas e estruturais distintas (Oliveira, 1998). Esta divisão é
denominada, de sul para norte: (i) Zona Externa, (ii) Zona Central e (iii) Zona Interna.
A Zona Interna é formada por um embasamento gnáissico migmatítico sobreposto por
um conjunto de sequências metavulcanossedimentares e intrusões diversas incluindo
complexos máfico-ultramáficos e magmatismo granítico sin a pós-colisional (Gava et al.
1983, Gava et al. 1984, Angelim 1988, Gomes & Vasconcelos 1991, Angelim & Kosin 2001,
Caxito & Uhlein 2013, Salgado 2014). Este domínio apresenta idades do Toniano,
relacionadas ao Ciclo Cariris Velhos (~1,0 Ga, Brito Neves et al. 1995, Jardim de Sá et al.
1988) e idades do Neoproterozoico Tardio, associadas ao Ciclo Brasiliano/Pan-Africano (e.g.
Jardim de Sá et al. 1988, Caxito 2013).
A Zona Central caracteriza-se por uma estruturação complexa formada por rochas
metavulcanossedimentares da Sinforme Monte Orebe (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988,
Moraes 1992). Esta zona marca uma região de antiga sutura (Oliveira 1998) e apresenta
remanescentes de crosta oceânica neoproterozoica (Caxito et al. 2014a), o que implica em
22
uma região de grande interesse para a compreensão geodinâmica do orógeno. A Zona
Externa, por sua vez, compreende um sistema de nappes, com vergêcia para sul em direção ao
Cráton São Francisco, constituída principalmente por rochas metassedimentares clásticas, de
origem marinha plataformal e turbidítica, do Grupo Casa Nova (Souza et al. 1979, Santos &
Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Bizzi et al. 2007, Caxito 2013).
Apesar dos avanços científicos adquiridos ao longo dos anos nas zonas interna e
central da ORP, este segmento orogênico ainda carece de dados petrográficos, geoquímicos e
isotópicos que contribuam para um melhor entendimento de seu contexto geodinâmico. Faz-
se necessário um estudo mais detalhado dos granitoides que ocorrem na região, muitos ainda
carecendo de dados geoquímicos e isotópicos elementares, sendo estes de grande importância
para a contextualização do magmatismo sin a pós-colisional no orógeno. Plútons sieníticos da
região de Caboclo e Nova Olinda, na Zona Central do ORP, considerados pós-colisionais,
foram estudados anteriormente do ponto de vista petrográfico e geoquímico por Ferreira
(1995). Porém, novos dados geoquímicos e isotópicos são fundamentais para melhor
caracterizá-los e relacioná-los com o magmatismo presente na região. Da mesma forma,
granitos reconhecidos recentemente na região do Município de Betânia por Souza (2015)
necessitam igualmente de dados geoquímicos e geocronológicos que possam melhor
contextualizá-los segundo sua fonte e ambiente de formação.
Trabalhos recentes realizados por Caxito et al. (2014a) indicam remanescentes de
crosta oceânica neoproterozoica (~820 Ma ± 120 Ma) na Zona Central do ORP. Contudo,
ainda não foram caracterizados granitos típicos de ambientes de arco magmático na região,
cujas idades sejam correlatas à evolução neoproterozoica. Caxito et al. (2016) contribuíram
com dados isotópicos (U-Pb, Sm-Nd entre outros) para um conjunto de rochas
metavulcanossedimentares do orógeno e para os granitos sin-colisionais, pertencentes às
suítes Rajada, e Afeição, e pós-colisionais da Suíte Serra da Aldeia. No entanto, dados
adicionais que possam contribuir para uma melhor compreensão acerca da origem destes
granitoides e da relação temporal entre eles são essenciais.
Neste trabalho são apresentados dados petrográficos, geoquímicos e isotópicos (U-Pb,
Sm-Nd e Sr-Sr) para um conjunto de granitoides presentes nos domínios interno e central do
Orógeno Riacho do Pontal. Estes granitoides compreendem um plúton granítico da Suíte
Serra Aldeia (Plúton Serra das Melancias, Perpétuo et al. 2016), granitos do entorno do
município de Betânia (aqui denominado de Granito Betânia) e plútons sieníticos das regiões
dos vilarejos de Caboclo e Nova Olinda (sienitos Caboclo e Nova Olinda, respectivamente).
23
Neste sentido, a caracterização do magmatismo granítico na região é fundamental para uma
melhor compreensão do contexto geodinâmico do ORP e sua evolução durante a Orogênese
Brasiliana/Pan-Africana.
1.2 Objetivos
O objetivo desta dissertação é caracterizar o magmatismo granítico ediacarano nas
zonas interna e central do Orógeno Riacho do Pontal, do ponto de vista petrográfico,
geoquímico e isotópico. Pretende-se com esta caracterização uma melhor compreensão da
evolução geotectônica deste sistema de dobramentos, relacionado à Orogênese
Brasiliana/Pan-Africana. Desta forma, os objetivos específicos são:
Reconhecimento das principais feições macroscópicas dos corpos graníticos;
Compreensão das assembleias minerais e de suas relações texturais;
Obtenção das assinaturas geoquímicas dos litotipos;
Determinação das idades de cristalização dos principais plútons e
Determinação das possíveis fontes dos granitoides estudados.
1.3 Localização da Área e Acessos
A área de estudo localiza-se no sudeste do estado do Piauí e noroeste do estado de
Pernambuco, limitando-se pelas latitudes 8º06’00’’S a 8º32’50’’S e longitudes 40º11’07’’W a
41º07’32’’W. O acesso à região é realizado, a partir de Petrolina (PE), por meio da rodovia
Federal BR-407 em direção noroeste, passando pelos municípios de Rajada (PE), Afrânio
(PE), Dormentes (PE), Monte Orebe (PI), Betânia do Piauí (PI) até o município de Paulistana
(PI). A Figura 1.1 apresenta um mapa de localização da área de estudos e um caminho
aproximado ao realizado em campo.
24
Figura 1.1: Localização e vias de acesso da área de estudo (Modificado de DNIT, 2013).
25
2 MATERIAIS E MÉTODOS
O capítulo a seguir visa sumarizar os métodos e procedimentos adotados com a
finalidade de alcançar os objetivos propostos para esta dissertação de mestrado. Desta forma,
os procedimentos e técnicas utilizados foram divididos em três etapas principais (etapa pré-
campo, etapa campo e etapa pós-campo) sendo que cada uma delas consistiu em um conjunto
de sub-etapas ou fases que contribuíram para a concepção do presente trabalho e serão
descritas a seguir.
2.1 Etapa Pré-Campo
Esta etapa consistiu na aquisição de informações sobre a área de estudos por meio de
acervos bibliográficos a partir de trabalhos anteriores tais como dissertações, teses e
levantamentos geológicos de mapeamento em diversas escalas. Nesta etapa foram ainda
confeccionados mapas prévios para serem usados durante os trabalhos de campo. Estes mapas
foram desenvolvidos fazendo uso de produtos aerogeofísicos (gamaespectromeria e
magnetometria) cedidas pela CPRM, imagens de satélite e do modelo digital de elevação de
terreno. Ainda, foram extraídos caminhos e principais estradas a partir do Google Earth. O
processamento e integração dos dados de sensores remotos e aerogeofísicos foi feito a partir
de rotinas implementadas nos programas ENVI 6.0 e ArcGis 10.3. O tratamento dos dados foi
desenvolvido de acordo com as etapas seguintes: i) avaliação do acervo geológico,
geoquímico, geocronológico e geofísico disponível para o Orógeno Riacho do Pontal; ii)
processamento e tratamento digital das imagens de sensores remotos e iii) interpretação
integrada com os dados aerogeofísicos de áreas de interesse geológico.
2.2 Etapa de Campo
Esta etapa consistiu em duas campanhas de levantamentos de campo de 7 dias cada.
Os trabalhos de campo contribuíram para o reconhecimento da área de estudo, com ênfase em
seus aspectos geológicos. Durante esta etapa, buscou-se caracterizar os diversos litotipos
presentes na região, os contatos e a estruturação das rochas de interesse por meio da descrição
detalhada dos afloramentos. Além disso, efetuou-se a coleta de amostras selecionadas, bem
26
distribuídas ao longo dos corpos geológicos estudados e livres de alteração para os estudos
petrográficos, geoquímicos e isotópicos subsequentes.
2.3 Etapa Pós-Campo
2.3.1 Microscopia Ótica Convencional e Microscopia Eletrônica de Varredura
(MEV)
As análises petrográficas consistiram no reconhecimento das assembleias minerais, as
relações microtexturais, zoneamentos composicionais, intercrescimentos e alterações
presentes nas rochas estudadas. Para tanto, foram confeccionadas 20 lâminas delgadas no
Laboratório de Laminação do Instituto de Geociências (IG-UNICAMP) e posteriormente
analisadas nos laboratórios de Microscopia e Microtermometria do Instituto de Geociências
(IG-UNICAMP) em microscópio petrográfico convencional (Microscópio Ótico Leica
modelo DM 750 P) em luz transmitida.
As fases minerais que não puderam ser determinadas com precisão em microscopia
ótica convencional foram analisadas no microscópio de varredura eletrônica (MEV) com
sistema de energia dispersiva (Energy Dispersive X-Ray Spectrometer, EDS/Oxford
Instruments) para análises semiquantitativas. As lâminas delgadas submetidas à análise
passaram pelo processo de metalização, utilizando-se uma fina camada de carbono na
superfície da lâmina. Esta etapa foi efetuada no Laboratório de Microscopia Eletrônica de
Varredura do Instituto de Geociências (IG-UNICAMP).
2.3.2 Geoquímica de Rocha Total (elementos maiores, menores e traços)
As seguintes etapas foram realizadas compreendendo a análise geoquímica das
amostras coletadas:
Preparação prévia das amostras: esta etapa consistiu na preparação de 21
amostras representativas, livres de alteração. Nesta fase as amostras foram inicialmente
submetidas à britagem, por meio de um britador de mandíbulas (Fritsh, Alemanha), seguida
de quarteamento, este último efetuado para obter a massa necessária para análise
(aproximadamente 100g) e, por último, moagem. Para a moagem utilizou-se um moinho
27
planetário com potes e bolas de ágata (Fritsh, Alemanha) buscando-se obter um pó da amostra
com uma fração granulométrica adequada para a etapa analítica. As amostras resistentes a esta
primeira etapa de moagem passaram por um moinho vibratório de anéis de ágata por cerca de
5 minutos, para obtenção do pó com granulação desejada (~70 μm).
Fluorescência de Raios X: A análise dos elementos maiores e alguns traços foi efetuada
em 21 amostras no Laboratório de Fluorescência de Raios X do Instituto de Geociências
(IG-UNICAMP) a partir de pastilhas prensadas, para a obtenção de alguns elementos
traços, e em discos de vidro, para os elementos maiores e menores, de acordo com a
metodologia descrita em Potts (1992). As pastilhas prensadas foram preparadas com a
mistura de 9,0 g da amostra moída e 1,5 g de cera em pó com a utilização de uma prensa
hidráulica (modelo HTP 40, Herzog, Alemanha). Os discos de vidro foram produzidos a
partir da fusão de 6g de amostra para 1g do fundente de metaborato e tetraborato de lítio
(80/20 p/p – Spectroflux 100B Johnson Mattey, USA) a 1000º C em cadinhos de platina
e resfriados em velocidade controlada em moldes circulares de platina. O equipamento
utilizado na espectrometria de Fluorescência de Raios X foi do tipo Philips, PW 2404,
Holanda. Para o controle de qualidade dos resultados, foi analisada a duplicata de uma
das amostras, além de análises adicionais de três amostras de materiais de referência
internacionais (GSP-2, BE-N e BRP-1).
ICP-MS (Inductive Coupled Plasma-Mass Spectrometry): A análise de elementos traços,
incluindo os terras raras, foi obtido para 14 amostras no Laboratório de Geologia
Isotópica do Instituto de Geociências (IG-UNICAMP). As amostras, na forma de pó,
foram submetidas à dissolução por “ataque” com ácidos nítrico (HNO3) e fluorídrico
(HF) utilizando recipientes fechados (bombas de teflon tipo Parr) sendo estes inseridos
em uma jaqueta de metal e submetidos a altas pressões e temperaturas por
aproximadamente 5 dias. Após o resfriamento em temperatura ambiente, as amostras
foram aquecidas em placa aquecedora com 0,5 ml de HClO4 por 4 horas até quase
dissolução, a 150º C, visando a decomposição dos fluoretos. O equipamento utilizado
foi do tipo ICP-MS Xseries II (Thermo) equipado com CCT (Collision Cell
Technology). Para o controle de qualidade das análises, utilizou-se o material de
referência GS-N (Granito – ANRT, França) além da análise da duplicata de uma das
amostras.
28
2.3.3 Geocronologia (LA-FS-ICP-MS-Método U-Pb em zircão)
As análises foram realizadas em 4 amostras no Laboratório de Geoquímica Isotópica
do Instituto de Geociências (IG-UNICAMP). A preparação das amostras consistiu na
britagem em britador de mandíbulas seguida de moagem em moinho de discos. A
concentração dos minerais pesados foi obtida com o bateamento das amostras feito
manualmente. A separação magnética foi feita com imã de mão, seguida do separador
eletromagnético isodinâmico Frantz (LB-1, S.G. Frantz Co., Inc.) em que as correntes
utilizadas foram 0,05, 0,1, 0,3, 0,7, 1,0 e 1,2 A. Após a separação magnética, os minerais não-
magnéticos foram separados entre os mais leves e mais pesados com o auxílio do líquido
denso Iodeto de Metileno. Após a separação dos minerais pesados, estes foram analisados em
lupa binocular para o selecionamento dos cristais de zircão. Em seguida, há a montagem dos
mounts nos quais os cristais de zircão cuidadosamente selecionados são colados em uma
mistura de 5g de araudite e 1g de resina aradur. Após a secagem, os mounts são lixados e
polidos com pasta diamantada e esterelizados.
O reconhecimento da estrutura interna dos cristais de zircão foi obtido por meio de
imagens de catodoluminescência (CL) e backscattered electron (BSE) pelo MEV. As imagens
obtidas auxiliaram na escolha dos melhores spots a serem datados, por meio da identificação
da borda e núcleo, zoneamentos, intercrescimentos metamórficos e fraturas existentes nos
cristais.
O equipamento utilizado foi o LA-FS-ICP-MS, método de ablação a laser que consiste de um
Excite 193 (Photon Machines) equipado com uma célula de ablação de dois volumes (HelEx)
acoplado ao ICP-MS (Element XR, Thermo Scientific). Os mounts são inseridos no aparelho
com os padrões de referência (91500 e PEIXE) e o tamanho do spot definido para 25 µm. O
padrão 91500 é utilizado para o cálculo das razões isotópicas dos grãos desconhecidos e para
o controle da flutuação do equipamento durante a sessão de análises. O padrão Peixe, por sua
vez, é usado para controle e qualidade das correções efetuadas.
A redução dos dados foi feita com o software Iolite 2.5 (método de Paton et al. 2010)
e a correção de Pb comum e geração dos diagramas de concórdia e histograma foram
efetuados com o software VizualAge 2014.10 (Petrus & Kamber 2012).
29
2.3.4 Geoquímica Isotópica
As amostras, no total de 16, previamente preparadas e transformadas em pó, como
descrito para os métodos analíticos de geoquímica de rocha total, foram levadas para análise
isotópica de rocha total. Os isótopos Nd e Sr foram analisados no Laboratório de
Geocronologia do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília.
O estudo isotópico pelo sistema Sm-Nd foi efetuado a partir das razões 147
Sm/144
Nd e
143Nd/
144Nd, idades modelo (TDM) e pelo parâmetro εNd (De Paolo 1981,1988). Os isótopos de
Sr, por sua vez, foram analisados em termos da razão inicial 87
Sr/86
Sr.
Os procedimentos analíticos seguiram a metodologia descrita em Gioia & Pimentel (2000).
Segundo o procedimento, 50 mg de amostra, devidamente preparada e transformada em pó, é
misturada em uma solução traçadora de 149
Sm e 150
Nd. As amostras são dissolvidas em
cápsulas específicas por meio de ataques ácidos de HF, HNO3 e HCl. Colunas de trocas
catiônicas são utilizadas para a extração dos isótopos de Sm e Nd. As frações dos elementos
são depositadas em arranjos de filamentos de rênio com ácido nítrico e posteriormente
analisadas na sua forma metálica com o espectrômetro de massas do tipo multi-coletor
Finnigan MAT-262. Padrões internacionais BHVO-1 e BCR-1 foram utilizados para controle
de precisão das análises. As razões isotópicas são então normalizadas para um valor de
146Nd/
144Nd de 0,7219. Os valores de TDM foram obtidos utilizando-se o modelo proposto por
De Paolo (1981). Os parâmetros εNd e Sr iniciais foram calculados a partir das idades U-Pb
obtidas para as unidades investigadas.
30
3 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
3.1 Província Borborema
A Província Borborema consiste de um conjunto de blocos com arranjo em mosaico,
evidenciada por diferentes eventos tectono-magmáticos, tendo sua estruturação final datada
do Ciclo Brasiliano Tardio (~630-500 Ma) (Santos & Brito Neves 1984, Van Schmus et al.
1995, Brito Neves et al. 2000). Os estágios finais deste ciclo orogênico resultaram na junção
dos crátons São Luís/Oeste Africano e São Francisco/Congo, com a aglutinação do paleo-
continente Gondwana Oeste (Trompette 1994), e implicou na geração de várias zonas de
cisalhamento e segmentos orogênicos ao redor dos fragmentos cratônicos.
A Província Borborema é dividida em domínios litotectônicos, limitados por
importantes lineamentos, tais como as zonas de cisalhamento Patos e Pernambuco, de direção
E-W (Almeida et al. 1981, Santos & Brito Neves 1984, Jardim de Sá et al. 1992, Dantas et al.
2004), usadas como divisões de primeira ordem da província, que definem três domínios:
Setentrional (norte), Transversal (central) e Meridional (sul) (Brito Neves et al. 1995). Os
diferentes domínios são resultado da colagem de fragmentos crustais arqueanos, maciços
gnáissicos do embasamento, paleo a mesoproterozoicos, sequências supracrustais paleo a
neoproterozoicas, além de plútons sin a pós-cinemáticos, em relação à Orogênese Brasiliana,
do Neoproterozoico tardio (Dantas et al. 2004). A Figura 3.1 apresenta os aspectos geológicos
da Província Borborema, com detalhe para a área de estudo (Orógeno Riacho do Pontal).
31
Figura 3.1: Mapa geológico do Nordeste do Brasil com destaque para a área de estudo (modificado de Caxito,
2013). Sub-domínios da Província Borborema: PEAL – Pernambuco- Alagoas, RC – Rio Capibaribe; AM – Alto
Moxotó, AP – Alto Pajeú; PAB – Piancó-Alto Brígida, SJC – São José do Caiano; RGN – Rio Grande do Norte,
CC – Ceará Central; ZCPeO e ZCPeL: Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste e Leste, respectivamente;
ZCPa: Zona de Cisalhamento Patos.
32
3.2 Orógeno Riacho do Pontal
A Faixa Riacho do Pontal (Brito Neves et al. 1975) ou Orógeno Riacho do Pontal
(Caxito et al. 2016), está inserida no domínio sul da Província Borborema e é subdividida em
três domínios ou zonas que refletem suas características sedimentares, metamórficas e
estruturais distintas. Tais características foram reconhecidas mediante trabalhos geofísicos
desenvolvidos por Oliveira (1998) e permitiram a divisão do orógeno, de sul para norte em (i)
Zona Externa, (ii) Zona Central e (iii) Zona Interna (Figura 3.2).
A Zona Externa situa-se na porção sul do orógeno e consiste de um sistema de nappes
com vergência para sul, que se sobrepõe ao embasamento do cráton São Francisco na região
próxima à represa de Sobradinho. A Zona Externa é composta por rochas supracrustais
metassedimentares clásticas, de idade neoproterozoica (Brito Neves et al. 2015) inseridas no
Grupo Casa Nova (Souza et al. 1979, Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho
1990, Bizzi et al. 2007, Caxito 2013). Este grupo consiste de duas unidades principais: (i)
Formação Barra Bonita e (ii) Formação Mandacaru.
A Formação Barra Bonita é composta principalmente por rochas metapelíticas tais
como xistos e filitos, muscovita quartzitos, além de intercalações de mármore calcítico. Dados
de zircões detríticos apresentados por Caxito et al. (2016) mostram padrões semelhantes com
aqueles obtidos para a cobertura cratônica representada pelo Grupo Una, sendo esta resultado
da erosão de sedimentos do Supergrupo Espinhaço, durante um sistema de rift
mesoproterozoico (Santos et al. 2012). Os autores consideram que a Formação Barra Bonita
se desenvolveu em um ambiente de margem passiva ao longo da margem norte do cráton São
Francisco, provavelmente refletindo uma continuação da bacia cratônica. Os dados isotópicos
de carbonatos (Caxito et al. 2016) também confirmam uma deposição síncrona desta
formação com o grupo Una em um ambiente de margem passiva (~820-630 Ma) no norte do
Cráton São Francisco.
A Formação Mandacaru caracteriza-se principalmente por mica xistos com
intercalações de metagrauvacas, preliminarmente associada a ambiente marinho turbidítico
profundo do tipo flysch (Santos & Silva Filho 1990, Caxito 2013). Dados radiométricos de
zircões detríticos provenientes de metagrauvacas, mostrando picos predominantemente
neoproterozoicos, e dados isotópicos de Nd, diferentes daqueles obtidos para a Formação
Barra Bonita, sugerem que a Formação Mandacaru teve uma proveniência distinta daquela,
com influência toniana (suíte Afeição) e de granitoides neoproterozoicos de ~650 Ma, em um
ambiente de margem ativa, de bacia relacionado a arco (Caxito et al. 2016). Desta forma, os
33
autores propõem ambientes sedimentares e tectônicos diferentes para as duas formações e
sugerem que estas sejam separadas do Grupo Casa Nova.
O embasamento da Zona Externa é composto por ortognaisses do tipo TTG
variavelmente migmatizados representados pelo Bloco Gavião/Sobradinho (Angelim & Kosin
2001, Dantas et al. 2010, Caxito 2013, Caxito et al. 2016) e apresenta uma tectônica do tipo
thin skin. O Bloco Sobradinho, bem como outras porções representativas do embasamento ao
norte do Cráton São Francisco, é considerado por Brito Neves et al. (2015) como o antepaís
da faixa dobrada, caracterizada por um foreland thrust and fold belt de dimensões em torno de
200 km. Dados geocronológicos indicam uma idade arqueana para o embasamento, com
intenso retrabalhamento paleoproterozoico (Dantas et al. 2010). Xenólitos gabro-dioríticos
recentemente datados em ~3,5 Ga (Dantas et al. 2010) representam uma das idades mais
antigas encontradas na América do sul e ocorrem preservadas neste fragmento cratônico.
A Zona Central é reconhecida como uma estrutura sinformal de direção E-W
denominada de “Sinforme Monte Orebe” (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988, Moraes
1992), representada pelo Complexo Monte Orebe. Este complexo é constituído por uma
sequência metavulcanossedimentar composta principalmente por metavulcânicas básicas
(xistos verdes, anfibolitos, metatufos), com intercalações de rochas ultramáficas e
metassedimentares tais como metachert, granada-mica xistos, grauvaca e quartzo xistos
(Caxito 2013). Trabalhos geofísicos realizados por Oliveira (1998) sugerem a existência de
uma zona de sutura na região, evidenciada por meio de anomalias Bouger com pares positivo-
negativo. Estudos recentes apresentados por Caxito et al. (2014a) demonstram uma afinidade
do tipo MORB para as metavulcânicas básicas, com idade Sm-Nd em aproximadamente 820
Ma. A idade neoproterozoica para este complexo é também apontada mediante análises U-Pb
em zircão efetuadas por Brito Neves et al. (2015). De acordo com Caxito et al. (2016) a
conjunção de dados geofísicos, isotópicos, geoquímicos e radiométricos apontam para uma
antiga zona de sutura na região, com remanescentes de crosta oceânica representativa de uma
fase de deriva continental (~ 820-630 Ma).
34
Figura 3.2: Mapa geológico do Orógeno Riacho do Pontal. No detalhe, área de estudo que engloba as zonas
Interna e Central (modificado de Caxito, 2013).
A Zona Interna situa-se na porção norte do orógeno, limitada pela zona de cisalhamento
Pernambuco-Oeste. É composta por rochas metavulcanossedimentares (Complexos
Paulistana, Santa Filomena e Morro Branco; Gomes & Vasconcelos 1991, Angelim & Kosin
2001, Caxito 2013) intrudidas por diversas rochas ígneas que compreendem complexos
máfico-ultramáficos (complexos Brejo Seco e São Francisco de Assis; Angelim & Kosin
2001, Salgado 2014,
Salgado et al. 2014, 2016) e granitos sin a pós-colisionais (suítes Rajada, Afeição e Serra da
Aldeia; Angelim 1988, Gava et al. 1984). Caxito et al. (2016) discriminaram as sequências
metavulcanossedimentares em sub-domínios, com base em dados radiométricos de U-Pb em
zircão, permitindo o reconhecimento do sub-domínio Morro Branco, de idade toniana,
relacionado ao Ciclo Cariris Velhos, e o sub-domínio Paulistana/Santa Filomena, de idade
neoproterozoica, relacionado ao Ciclo Brasiliano.
35
O sub-domínio Morro Branco, localizado mais a oeste da zona interna, é composto
principalmente por metarritmitos com intercalações de metavulcânicas básicas a ácidas e
metatufos. É considerado de idade igual ou superior a 1,0 Ga, baseado em datações obtidas
em uma soleira de granito concordante às rochas deste sub-domínio (Caxito, 2013). Dados
geoquímicos em conjunto com dados isotópicos de Nd apresentados por Caxito et al. (2016)
apontam para uma contaminação crustal nas rochas metavulcanossedimentares do sub-
domínio Morro Branco. Os autores propõem um ambiente ligado a um rift continental
relacionado ao Ciclo Cariris Velhos, ou uma bacia ante-arco. Este sub-domínio é ainda
intrudido por corpos máfico-ultramáficos dos complexos Brejo Seco (Marimon 1990, Salgado
2014) e São Francisco de Assis (Caxito 2013). O Complexo Brejo Seco é considerado uma
intrusão máfica-ultramáfica acamadada associada a ambiente litosférico continental (Salgado
et al. 2014) e apresenta idades ao redor de 900 Ma (isócrona Sm-Nd, Salgado et al. 2016).
Caxito et al. (2016) propõem um ambiente de rift continental, associado a uma pluma
mantélica para a gênese destas rochas.
O sub-domínio Paulistana/Santa Filomena é composto pelas unidades
metavulcanossedimentares Paulistana e Santa Filomena. O Complexo Santa Filomena é
constituído por sequências metassedimentares que consistem principalmente de muscovita-
biotita xistos, com presença variável de granada, cianita e estaurolita, além de paragnaisses
(Santos 2016). Mármores calcíticos que gradam para calcoxistos, quartzo xistos, metarritmitos
e filitos, intercalados com anfibolitos também ocorrem neste complexo (Caxito 2013, Uchôa
Filho 2015). Uma assembleia do tipo QPC (Quartzito-Pelito-Carbonato) é reconhecida para a
sequência metassedimentar, considerada de idade neoproterozoica, com base em datações U-
Pb em zircão (Brito Neves et al. 2015).
O Complexo Paulistana é uma unidade metaplutono-vulcano-sedimentar composta
predominantemente por granada-mica xistos, muscovita-quartzo xistos, metacherts, além de
um conjunto de rochas metamáficas (metagabros, anfibolitos) e metaultramáficas
(clinopiroxênio-anfibolitos, actinolita-tremolita xistos e metapiroxenitos) (Caxito 2013,
Uchôa Filho 2015). Uma idade toniana foi inferida por Caxito (2013) e Brito Neves et al.
(2015) a partir de datações U-Pb em zircão e relações com rochas intrusivas pertencentes ao
Toniano. Entretanto, novos dados geocronológicos obtidos em metagabros desta unidade
mostraram idade de 882,4 ± 4,4 Ma (U-Pb em zircão) que permitem associar as rochas do
Complexo Paulistana com o Ciclo Brasiliano. Os dados geoquímicos e isotópicos apontam
para um ambiente de rift continental com influência do manto, enquanto que a idade obtida
36
relaciona o Complexo Paulistana com o complexo máfico-ultramáfico de Brejo Seco,
igualmente interpretado como sido originado em ambiente de rift continental com associação
de pluma mantélica (Caxito et al. 2016).
A Zona Interna é ainda caracterizada pela presença abundante de granitos porfiríticos e
augen-gnaisses representativos da Suíte Afeição (Angelim 1988). A Suíte Afeição apresenta
idades do Toniano, variando entre 942 e 988 Ma, obtidas a partir de isócronas Rb-Sr (rocha
total) e datações U-Pb em zircão (Jardim de Sá et al.1988, Van Schmus et al. 1995, Caxito et
al. 2014, Brito Neves et al. 2015), estando assim relacionada ao evento Cariris Velhos. Caxito
et al. (2014b), ao relacionar dados petrográficos, geoquímicos, isotópicos e geocronológicos,
consideraram a Suíte Afeição como a porção de um arco magmático continental relacionado
ao Ciclo Cariris Velhos. Entretanto, Guimarães et al. (2012, 2015) interpretam a Suíte
Afeição como parte de uma configuração relacionada à extensão continental do evento Cariris
Velhos.
O embasamento nos domínios Central e Interno é representado por ortognaisses
tonalíticos a granodioríticos com porções migmatizadas, denominado de Complexo Morro do
Estreito (Kosin et al. 2004) caracterizado por uma tectônica do tipo thick skin. Brito Neves et
al. (2015) atribuem uma idade neoarqueana, em torno de 2.6 Ga (isócronas Rb-Sr em rocha
total e U-Pb em zircão) para os ortognaisses granodioríticos representantes deste
embasamento, considerado pelos autores como a porção de além país da faixa dobrada.
O Orógeno Riacho do Pontal é ainda intrudido por diferentes gerações de corpos ígneos
sin, tardi a pós-colisionais relacionados à Orogênese Brasiliana. Magmatismo sin-colisional é
representado pela Suíte Rajada, composta principalmente por ortognaisses a duas micas, de
composição tonalítica a granodiorítica (Angelim 1988). A Suíte Rajada apresenta isócronas
Rb-Sr em rocha total, obtidas para idade de intrusão e metamorfismo, entre 743 ± 59 e 539 ±
25 Ma (Jardim de Sá et al. 1988, Santos & Silva Filho 1990). Idades U-Pb em zircão são
apresentadas por Caxito (2013) com valores entre 570 e 616 Ma e Brito Neves et al. (2015)
com idades entre 620 e 635 Ma, representativas do pico de metamorfismo. Recentemente,
novas idades U-Pb em zircão obtidas para a Suíte Rajada mostram idades de 608 ± 9,8 Ma
(Caxito et al. 2016) em afloramentos clássicos destas rochas. Magmatismo sin a tardi-
colisional é representado pela Suíte Serra da Esperança, composta por sienitos e quartzo-
sienitos cinzas a róseos (Plá Cid et al. 2000, Caxito 2013). Idade Rb-Sr em rocha total para
estes corpos é de 555 ± 10 Ma (Jardim de Sá et al. 1996). O magmatismo tardi a pós-
colisional é representado pela Suíte Serra da Aldeia (Gava et al. 1984). A Suíte Serra da
37
Aldeia é caracterizada por plútons ovais e circulares, com direção NE-SW, compostos por
sienitos cinzas a róseos e K-feldspato granitos. Os corpos apresentam-se isotrópicos com
deformação localizada próximo às zonas de cisalhamento tardias e ocorrem concentrados na
região noroeste no domínio interno da faixa (Caxito 2013, Caxito & Uhlein 2013). Afinidades
alcalina, shoshonítica e potássica do tipo A foram atribuídas para estas rochas (Gava et al.
1984, Plá Cid et al. 2000). Dados petrográficos e geoquímicos obtidos para o plúton de maior
área desta suíte foram recentemente apresentados por Perpétuo et al. (2016). O Plúton Serra
das Melancias, assim designado pelos autores, é composto por fácies isotrópicas de
composições sieníticas, quartzo-monzoníticas e graníticas. Tratam-se granitos de alto Ba e Sr
com afinidades alcalinas de alto K a shoshoníticas, sendo considerados representativos de um
magmatismo transicional entre os estágios tardi a pós-orogênico do Ciclo Brasiliano no
Orógeno Riacho do Pontal. Dados radiométricos U-Pb em zircão obtidos por Caxito et al.
(2016) para este plúton mostram uma idade de 586,2 ± 5 Ma confirmando sua natureza pós-
colisional. Plútons sieníticos representativos de magmatismo pós-colisional, localizados
próximo às regiões de Caboclo e Nova Olinda foram estudados do ponto de vista petrográfico,
geoquímico e isotópico por Ferreira (1995), e serão tratados com mais detalhe ao longo deste
trabalho.
O metamorfismo que caracteriza o Orógeno Riacho do Pontal é de fácies xisto verde
alto a anfibolito, configurado em três regimes compressionais, que deram origem às estruturas
da faixa móvel. Por último, um regime transcorrente, relacionado a uma tectônica de escape,
tem como principal representante a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, caracterizada
por um metamorfismo que atinge a transição da fácies anfibolito para granulito (Caxito,
2013).
38
4 ASPECTOS DA GEOLOGIA LOCAL
O presente capítulo destina-se à descrição das principais feições geológicas das rochas
estudadas. Os litotipos de interesse consistem em sienitos e granitos inseridos geologicamente
nas zonas Interna e Central do Orógeno Riacho do Pontal. As principais unidades litológicas
da área de estudo bem como os granitoides estudados podem ser observadas na Figura 4.1.
A partir de trabalhos de campo buscou-se a identificação da composição mineral, as
estruturas e texturas presentes nas rochas estudadas, bem como as relações de contato com as
rochas encaixantes. Enclaves e estruturas de fluxo magmático, quando presentes, também
foram descritos. Neste contexto, mediante a uma classificação litológica preliminar, as rochas
estudadas são apresentadas na sequência.
Adicionalmente, são apresentados dados de campo do Plúton Serra das Melancias, da
Suíte Serra da Aldeia, com o objetivo de contextualizá-lo na geologia dos granitos pós-
colisionais da área de estudo. Estes dados foram compilados do trabalho publicado por
Perpétuo et al. (2016), onde pode ser consultado para mais informações.
39
Figura 4.1: Mapa geológico das zonas Interna e Central do Orógeno Riacho do Pontal (Mapa modificado da CPRM).
40
4.1 Granito Betânia
As rochas que compreendem o Granito Betânia ocorrem a sul da cidade homônima, na
porção centro-leste da área de estudo (Figura 4.1). Consistem de corpos alongados de
aproximadamente 4,5 km de comprimento e ocorrem como cristas, na forma de blocos e
matacões, intercalados com cianita-granada-biotita xistos do Complexo Santa Filomena. Estes
corpos graníticos ocorrem imbricados nos xistos (Figura 4.2 A-B) e encontram-se dispostos
paralelamente a uma zona de cisalhamento de baixo ângulo que corta estas rochas
metassedimentares encaixantes (Sousa 2015).
O granito Betânia apresenta cores que variam entre bege e acinzentada e textura
inequigranular de granulação média (Figura 4.2 C). Via de regra apresentam as bordas mais
deformadas com relação ao centro dos corpos. Mostram mergulhos de baixo a médio ângulo
(30-40°) para SW (Figura 4.2 D). O contato entre o granito Betânia e os cianita-granada-
biotita xistos do Complexo Santa Filomena é caracterizado tipicamente por zonas de
cisalhamento contracionais com vergência para NE.
Figura 4.2: Aspectos geológicos dos granitos Betânia. A) Aspecto geral dos afloramentos graníticos tipo
Betânia. Os corpos ocorrem como cristas alongadas, na forma de blocos e matacões; B) Bloco granítico Betânia
imbricado em xistos do Complexo Santa Filomena; C) Amostra do granito Betânia com textura inequigranular e
granulação média; D) Afloramento granítico foliado, com a foliação definindo um mergulho para SW. O
afloramento encontra-se na região de Riacho, a sul de Betânia.
41
4.2 Sienitos Caboclo
Os sienitos Caboclo encontram-se inseridos na porção centro-sul da área de estudo,
nas proximidades do povoado de Caboclo, entre as regiões das fazendas Caveira e Palmeira.
O plúton ocorre como um corpo arredondado, intrusivo em granada-biotita xistos pertencentes
ao Complexo Monte Orebe (Figura 4.1). Os sienitos apresentam dimensões batolíticas e
constituem-se de afloramentos com ampla exposição em pedreiras de extração artesanal
(Figura 4.3 A).
As rochas do plúton Caboclo são isotrópicas, possuem cor rósea acinzentada a creme e
textura equigranular de granulação média a grossa. Fácies com textura porfirítica, fenocristais
de K-feldspato e nódulos de biotita ocorrem localmente nas porções centrais do corpo (Figura
4.3 B-C). Devido à expressiva quantidade de K-feldspato, essas rochas foram classificadas
como sienitos.
Observa-se frequentemente a presença de uma foliação de fluxo magmático com
direção preferencial para N-NE, evidenciada pela orientação de cristais de biotita e piroxênio
(Figura 4.3 D). A presença de enclaves de dimensões centimétricas e natureza máfica foi
sistematicamente observada em toda extensão do plúton. Os enclaves apresentam formas e
dimensões variadas, alguns se mostrando arredondados e isotrópicos, enquanto outro grupo
apresentou-se foliado e com formas angulosas e foram preliminarmente descritos como
xenólitos, ambos com diâmetros entre 15-30 cm (Figura 4.3 E-F).
Os afloramentos apresentam ainda blocos com fragmentos de litotipos variados
considerados como brechas de explosão por Angelim (1988). Os litotipos apresentam cor
acinzentada e formatos arredondados a subangulosos com dimensões centimétricas (5-15 cm),
podendo ainda apresentar uma leve anisotropia (Figura 4.3 G). Segundo Angelim (1988), as
composições dos fragmentos ígneos variam de tonalitos e dioritos a monzogranitos,
predominando os termos félsicos com relação aos máficos.
42
Figura 4.3: Feições geológicas dos sienitos Caboclo na localidade de Caveira. A) Visão geral de uma pedreira
de extração artesanal do granito Caboclo para uso em pavimentos; B) Variações faciológicas do sienito Caboclo
com as amostras exibindo variações de texturas equigranular a porfirítica; C) Nódulo de biotita em fácies
porfirítica do sienito Caboclo; D) Bloco sienítico Caboclo apresentando foliação de fluxo magmático
evidenciada pela orientação de cristais de biotita e piroxênio e enclaves máficos; E) Enclave máfico arredondado
de dimensões centimétricas em sienito Caboclo; F) Enclave máfico foliado e anguloso (xenólito) em afloramento
sienítico Caboclo.
43
4.3 Sienitos Nova Olinda
Os sienitos Nova Olinda encontram-se na porção centro-sul da área de estudo, a
nordeste do povoado de Caboclo, nas proximidades da Fazenda Nova Olinda. Ocorrem
intrusivos nas rochas metassedimentares do Complexo Monte Orebe (Figura 4.1). O contato
com as encaixantes se dá por zonas de cisalhamento de baixo ângulo sendo que, a oeste, o
cisalhamento é de natureza extensional dado por uma falha normal (Angelim, 1988). O corpo
apresenta formato em “bumerangue”, com dimensão de aproximadamente 15 Km² e ocorre
como grandes afloramentos, imbricados em xistos provenientes do Complexo Monte Orebe,
com mergulho preferencial para NW definido pelos planos de foliação (Figura 4.4 A-B).
As rochas do tipo Nova Olinda apresentam fácies que variam de isotrópicas a foliadas,
com a foliação descrita nas bordas do corpo. Mostram textura inequigranular de granulação
média, localmente apresentando textura porfirítica, evidenciada por fenocristais de K-
feldspato, com dimensões entre 5-6 mm. A matriz possui cores que variam do cinza escuro ao
cinza esverdeado, enquanto os fenocristais de K-feldspato exibem cor rósea. Os sienitos
podem conter ainda nódulos de biotita com dimensões de até 1,0 cm. Preliminarmente, as
rochas desse corpo foram classificadas como sienitos, devido à sua composição mineralógica
com presença abundante de K-feldspato (Figura 4.4:Figura 4.4 C). Os sienitos Nova Olinda, à
semelhança dos sienitos Caboclo, apresentam enclaves máficos diversos, arredondados e
angulosos, de dimensões entre 5-20 cm (Figura 4.4:Figura 4.4 D).
44
Figura 4.4: Aspectos geológicos dos sienitos Nova Olinda. A) Aspecto geral dos afloramentos sieníticos Nova
Olinda se destacando nas encostas do relevo; os afloramentos constituem grandes corpos arredondados, blocos e
matacões; B) Bloco sienítico Nova Olinda foliado, com mergulho da foliação para NW; C) Amostra de sienito
Nova Olinda foliado com textura porfirítica, definida por fenocristais de K-feldspato; D) Enclave máfico
anguloso em afloramento sienítico Nova Olinda.
4.4 Granitoides Serra da Aldeia – Plúton Serra das Melancias
A Suíte Serra da Aldeia é constituída de plútons de natureza alcalina com formas ovais
e semicirculares, dispostos em direção NE-SW, intrusivos em rochas metassedimentares e
metavulcanossedimentares na Zona Interna do Orógeno Riacho do Pontal, Nordeste do Brasil
(Gava et al. 1984, Caxito 2013) (Figura 4.5 A). A partir do mapeamento geológico em escala
de detalhe (1:50.000), Perpétuo et al. (2016) diferenciaram as principais unidades faciológicas
que constituem o maior corpo da Suíte Serra da Aldeia, denominado Plúton Serra das
Melancias pelos autores. Os principais litotipos discriminados consistem em granitos, quartzo
monzonitos e sienitos (Figura 4.5 B), dispostos em formas subcirculares, em uma área de
aproximadamente 84 Km². O plúton intrude em parte granada-biotita xistos do Complexo
Santa Filomena e também gnaisses pertencentes à Suíte Afeição. As deformações observadas
45
nesse plúton concentram-se principalmente nas suas bordas onde a orientação de biotita
define uma lineação de estiramento mineral com atitudes variadas (Figura 4.5 C). A presença
de enclaves máficos de dimensões centimétricas foi raramente observada e, quando presentes,
ocorrem em fácies quartzo monzoníticas (Figura 4.5 D).
Figura 4.5: Aspectos geológicos dos granitos do Plúton Serra das Melancias, Suíte Serra Aldeia. A) Vista geral
do Plúton Serra das Melancias; B) Amostra de sienito róseo, inequigranular, do Plúton Serra das Melancias; C)
Orientação de cristais de biotita definindo uma lineação de estiramento mineral com atitudes variadas; este
afloramento está inserido nas bordas do Plúton Serra das Melancias; D) Enclave máfico de dimensão
centimétrica em afloramento quartzo monzonítico do Plúton Serra das Melancias.
46
5 PETROGRAFIA
Este capítulo apresenta a descrição microscópica das rochas estudadas a partir de 11
lâminas delgadas, com o objetivo de caracterizar a assembleia mineral e feições
microtexturais. Para as abreviaturas dos nomes dos minerais, foram utilizadas as proposições
segundo Whitney & Evans (2010) (Tabela 5.1). As rochas foram classificadas segundo a
terminologia de Streckeisen (1976) com os valores modais de quartzo, plagioclásio e
feldspato alcalino plotados no diagrama Q-A-P (Figura 5.1). Utilizou-se também o diagrama
Q-(A+P)-M do mesmo autor, que permite identificar as rochas com maiores conteúdos de
máficos e separá-las das mais félsicas e/ou leucocráticas (Figura 5.1). Os valores dos
conteúdos minerais foram obtidos a partir de contagens modais (média de 200 pontos por
seção) com auxílio de um contador de pontos manual acoplado ao microscópio petrográfico.
A Tabela 5.2 apresenta os valores obtidos para os minerais por meio de contagem modal. Para
a estimativa do conteúdo de albita, foi utilizado, quando possível, o método de Michel-Lévy,
com base no ângulo de extinção nas seções (010). Devido às dificuldades do uso deste
método, foram utilizadas adicionalmente análises semiquantitativas em MEV e cálculos
normativos para uma melhor estimativa das rochas de composição sienítica.
Adicionalmente são apresentados dados petrográficos dos granitoides pertencentes ao
Plúton Serra das Melancias, da Suíte Serra da Aldeia. Os dados compilados foram publicados
em Perpétuo et al. (2016) e são apresentados para uma melhor compreensão do magmatismo
pós-colisional na região e para discussões posteriores que serão realizadas a partir dos novos
dados geocronológicos que serão apresentados para este corpo granítico.
47
Tabela 5.1:Abreviações dos minerais de acordo com Whitney & Evans (2010).
Ab Albita
Amp Anfibólio
Ap Apatita
Aug Augita
Bt Biotita
Cpx Clinopiroxênio
Di Diopsídio
Ep
Fsp
Epidoto
Feldspato
Hbl Hornblenda
Kfs K-feldspato
Mc Microclínio
Ms Muscovita
Opq Opacos
Or Ortoclásio
Pl Plagioclásio
Qz Quartzo
Ttn Titanita
48
Figura 5.1:Diagramas modais Q-A-P e Q-(A+P)-M (Streckeisen 1976) para as rochas plutônicas estudadas nos
domínios Interno e Central do Orógeno Riacho do Pontal. Q = Quartzo; A = Feldspato Alcalino; P = Plagioclásio
(An > 5% An); M = somatório de minerais máficos.
Tabela 5.2:Composição Modal (%) dos granitoides nas zonas Interna e Central do Orógeno Riacho do Pontal.
Granitos Betânia-Fácies com
anfibólio e epidoto
(monzogranitos a
sienogranitos)
Granitos Betânia-
Fácies com
muscovita
(sienogranitos)
Sienitos Caboclo
(Biotita quartzo
álcali-feldspatos
sienitos a biotita
quartzo sienitos
com augita)
Sienitos Nova
Olinda
(Biotita quartzo
álcali-feldspatos
sienitos com augita)
Enclave
metabásico
(Anfibolito)
Mineral/
Amostra
RP
E-3
0B
RP
E-3
0C
RP
E-V
1
RP
E-V
2
RP
D-1
8
RP
D-3
6
RP
B-0
2A
RP
B-0
7A
RP
B-1
3
RP
B-1
4
RP
B-0
7C
Quartzo 22 24 19 26 34 25 11 10 7 5 16
K-feldspatos 42 38 41 42 41 49 36 35 31 36 -
Albita - - - - - - 13 14 12 12 -
Plagioclásio 24 29 30 20 9 14 5 3 3 1 11
Biotita 7 6 7 8 8 9 24 30 35 25 18
Muscovita - - - - 7 3 - - - - -
49
Augita - - - - - 9 7 10 11 -
Diopsídio - - - - - - - - - - 13
Hornblenda - - - - - - - - - 7 30
Anfibólio 3 1 2 3 - - - - - -
Titanita 1 1 1 1 - - 2 1 2 3 10
Epidoto 1 1 1 1 - - - - - -
Zircão <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1
Minerais
Opacos <1 <1 <1 <1 <1 <1 - - <1 <1 2
Apatita - - - - - - <1 <1 <1 <1 <1
Allanita <1 <1 <1 <1 - - - - <1 <1 -
Monazita - - - - - - - - <1 <1 -
Rutilo - - - - - - <1 <1 - - -
Granada - - - - - - - - - - -
Carbonato - - - - 1 - - - - - -
Soma 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100
Q 25 26.37 21.11 29.54 40.48 28.41 16.92 16.13 13.21 9.26 59.26
A 47.7
3 41.76 45.56 47.73 48.81 55.68 75.38 79.03 81.13 88.89 0
P 27.2
7 31.87 33.33 22.73 10.71 15.91 7.69 4.83 5.66 1.85 40.74
Q’ 22 24 19 26 34 25 11 10 7 5 16
A+P 66 67 71 62 50 63 54 52 46 49 11
M 10 7 9 15 15 12 33 37 45 43 48
As rochas estudadas são apresentadas a seguir, de acordo com a classificação
proposta, segundo as contagens modais e os diagramas apresentados. As principais feições
petrográficas, incluindo microtexturas e composições minerais são também descritas.
50
5.1Granito Betânia
O plúton granítico desta localidade pode ser individualizado em duas fácies
mineralogicamente distintas: uma fácies com anfibólio e epidoto, e uma fácies sem anfibólio,
com muscovita. Devido às diferenças composicionais e texturais observadas, serão descritas
separadamente.
5.1.1 Fácies com anfibólio e epidoto: sienogranitos a monzogranitos
As rochas desta fácies apresentam cor rósea, são hololeucocráticas a leucocráticas
(M~10%) (Figura 5.1) e mostram textura inequigranular de granulação média a grossa (Figura
5.2. A). São anisotrópicas e exibem uma foliação definida por cristais de biotita. Constituem-
se essencialmente por quartzo (19-26%), plagioclásio (20-30%), K-feldspatos (38-42%),
biotita (6-8%) e anfibólio (~3%). Os minerais acessórios presentes são titanita, epidoto,
minerais opacos e zircão, totalizando ~3% em volume da rocha.
O quartzo apresenta-se como 3 tipos texturais. O quartzo tipo 1 é euédrico com
dimensões entre 0,5 e 0,7 mm. Mostra contatos irregulares com a assembleia adjacente e retos
entre si, definindo uma textura em mosaico, e ocorre frequentemente em agregados
monominerálicos (Figura 5.2 A). O quartzo tipo 2 é anédrico e mostra dimensões de ~ 0,5
mm. Apresenta contatos irregulares e curvos com os minerais adjacentes e ocorre como
agregados monominerálicos ou associado ao plagioclásio e anfibólio (Figura 5.2 B). O
quartzo tipo 3 apresenta-se como lamelas vermiculares nos feldspatos evidenciando textura
mirmequítica (Figura 5.2 C).
O plagioclásio mostra-se como cristais subédricos com tamanhos entre 0,5 e 1,0 mm.
Os cristais exibem contatos interlobados com a assembleia félsica e retilíneos com a biotita.
Caracterizam-se pela macla polissintética tipo Albita, podendo conter ainda inclusões de
quartzo, biotita e titanita (Figura 5.2 D). Apresentam alteração devido ao processo de
sericitização e por vezes exibem textura mirmequítica com intercrescimento de quartzo
vermicular.
O feldspato alcalino varia entre microclínio e ortoclásio. O microclínio exibe formas
anédricas a subédricas e dimensões de ~0,7 mm. Apresentam contatos irregulares e ocorrem
associados com a assembleia félsica, sendo caracterizados pela macla em xadrez ou tipo
“tartame” (Figura 5.2 E).
51
O ortoclásio mostra-se como cristais subédricos a anédricos de ~0,6 mm. Exibem
contatos retos com a biotita e irregulares com os outros minerais adjacentes e ocorrem
frequentemente associados com a assembleia félsica. O ortoclásio não exibe maclas e
apresenta-se alterado segundo o processo de sericitização. Pode conter ainda inclusões de
quartzo, biotita e zircão.
A biotita apresenta pleocroísmo verde oliva a amarronzado e mostra-se como ripas
euédricas a subédricas orientadas. Os cristais de biotita possuem dimensões entre 0,2 e 0,4
mm, contatos retos com a assembleia félsica e irregulares com o anfibólio. Podem ocorrer
como inclusões em feldspatos alcalinos e no plagioclásio.
O anfibólio mostra pleocroísmo variável entre verde escuro a verde azulado e verde
escuro a verde oliva. Os cristais são anédricos a subédricos de dimensões entre 0,7 e 1,3 mm.
Ocorrem como cristais individuais em uma assembleia félsica, por vezes associados à biotita,
titanita e epidoto, mostrando contatos irregulares com os minerais adjacentes. Comumente,
podem apresentar inclusões de titanita (Figura 5.2 F).
52
Figura 5.2: Fotomicrografia da assembleia mineral da fácies dos granitos Betânia com anfibólio e epidoto. A)
Aspecto geral da fácies com anfibólio e epidoto dos granitos Betânia, mostrando textura inequigranular média a
grossa e agregado monominerálico de quartzo tipo 1 euédrico, com textura em mosaico; B) Quartzo tipo 2
anédrico, mostrando contatos irregulares e curvos com o anfibólio; C) Quartzo tipo 3 vermicular, configurando
textura mirmequítica, em contato com feldspatos variavelmente alterados; D) Plagioclásio com macla
polissintética tipo Albita em amostra de granito Betânia, fácies com anfibólio e epidoto; E) Microclínio com
macla “tartame” e ripas de biotita orientadas marcando a foliação no granito Betânia; F) Anfibólio com inclusões
de titanita e epidoto em assembleia félsica do granito Betânia; G) Anfibólio associado à titanita e minerais
opacos em granito Betânia; H) Inclusões de epidoto magmático em biotita orientada (textura de epidoto ígneo
“tipo B”) em granito Betânia.
53
A titanita mostra-se como cristais euédricos a subédricos com dimensões de ~0,6
mm. Ocorre frequentemente associada à biotita, anfibólio, epidoto e minerais opacos,
podendo ocorrer como inclusões nestes minerais, no quartzo e ortoclásio (Figura 5.2 G).
O epidoto apresenta-se como cristais euédricos a subédricos de ~0,2 mm. Ocorrem
frequentemente associados com a biotita e titanita, e em contato com a assembleia félsica
(Figura 5.2 H). Ocasionalmente ocorrem com inclusões de allanita, ou inclusos em cristais de
biotita parcialmente reabsorvidos, em contato com assembleia félsica. Estas feições texturais
observadas, isto é, cristais de epidoto com inclusões de allanita e epidoto incluso na biotita,
são atribuídas a uma origem magmática (epidotos “tipo A e B”, respectivamente, Sial et al.
2008, Brasilino et al. 2011).
O zircão mostra-se como cristais euédricos a subédricos e como inclusões no quartzo,
ortoclásio e biotita, exibindo neste último caso um halo pleocroico. A allanita mostra-se
como pequenos cristais subédricos, com cores que variam entre acinzentada e alaranjada, via
de regra como núcleos em cristais de epidoto. Os minerais opacos ocorrem como pequenos
cristais euédricos a subédricos, por vezes inclusos nos cristais de feldspato alcalino e
associados com anfibólio e titanita.
5.1.2 Fácies com muscovita: sienogranitos
Esta fácies foi observada nas bordas do granito Betânia. São rochas de cor acinzentada
a rósea, leucocráticas (M~15%) (Figura 5.1) e apresentam textura inequigranular média. São
constituídas essencialmente por quartzo (25-34%), plagioclásio (9-14%), K-feldspatos (41-
49%) e biotita (~8%), tendo como minerais acessórios principais minerais opacos e zircão,
totalizando ~1% em volume de rocha. A muscovita encontra-se como uma fase secundária na
rocha e perfaz cerca de 3-7% em peso.
O quartzo apresenta-se como três tipos texturais. O quartzo tipo 1 caracteriza-se por
cristais euédricos de ~0,6 mm de dimensão. Exibem contatos retos e regulares entre si,
definindo uma textura em mosaico, e ocorrem como agregados monominerálicos. O quartzo
tipo 2 mostra-se como cristais anédricos entre 0,1 e 0,5 mm. Os contatos são irregulares e
interlobados com a assembleia adjacente e ocorrem frequentemente associados com K-
feldspatos e biotita (Figura 5.3 A). O quartzo tipo 3, de ocorrência mais rara, possui formas
vermiculares em cristais de feldspato e definem uma textura mirmequítica.
54
O feldspato alcalino varia entre microclínio e o ortoclásio, sendo este último o mais
abundante. O ortoclásio é anédrico a subédrico com dimensões entre 0,5 e 0,7 mm. Os
cristais exibem contatos irregulares com os minerais adjacentes e mostram-se alterados, com
sobrecrescimento de cristais de muscovita, produto da alteração (Figura 5.3 B).
O microclínio mostra-se como cristais anédricos a subédricos de ~0,7 mm. Os cristais
exibem contatos irregulares com os minerais adjacentes e ocorrem frequentemente associados
ao quartzo, ortoclásio e biotita, podendo estar bordejado por este último. O microclínio mostra
a geminação típica, em tabuleiro de xadrez, além de inclusões de muscovita e quartzo.
Os cristais de plagioclásio são hipidiomórficos com dimensões de ~0,7 mm. Exibem
contatos irregulares com os minerais adjacentes e ocorrem associados com a assembleia
félsica. Os cristais mostram ainda geminação polissintética tipo Albita e estão alterados
devido ao processo de sericitização.
A biotita mostra pleocroísmo bege a marrom e apresenta-se como cristais
hipidiomórficos com dimensões de ~0,5 mm. A biotita mostra ainda uma orientação que
define uma foliação na rocha. Os cristais exibem contatos irregulares e interlobados com a
assembleia félsica, e mostram sobrecrescimentos de muscovita, sendo este mineral produto de
alteração. Os cristais de biotita podem ainda conter inclusões de zircão e minerais opacos.
Os cristais de muscovita são incolores e exibem formas anédricas a subédricas, com
dimensões de ~0,3 mm. A muscovita mostra contatos irregulares com os minerais adjacentes,
e ocorre como sobrecrescimentos nos cristais de biotita e ortoclásio, o que sugere que são
produtos de alteração na rocha, portanto, secundária (Figura 5.3 C-D).
Os minerais opacos mostram-se como pequenos cristais subédricos e ocorrem
associados à biotita, acompanhando a foliação da rocha. O zircão, por sua vez, ocorre
frequentemente incluso na biotita, por vezes apresentando um halo pleocroico ao redor do
cristal.
55
Figura 5.3: Fotomicrografia da assembleia dos granitos Betânia-fácies com muscovita. A) Aspecto geral dos
sienogranitos Betânia-fácies com muscovita, mostrando biotitas orientadas, marcando a foliação, e quartzo tipo
2, anédrico, mostrando contatos irregulares e interlobados com os minerais adjacentes; B) Ortoclásio, com
evidências de sericitização, e cristais de muscovita anédricos provenientes de alteração nos sienogranitos
Betânia; C) Inclusões de muscovita secundária provenientes da alteração do ortoclásio nos sienogranitos Betânia;
D) Cristais de biotita com intercrescimento de muscovita, esta proveniente de alteração neste mineral, nos
sienogranitos Betânia-fácies com muscovita.
5.2 Sienitos Caboclo-fácies Caveira
Composicionalmente, os sienitos Caboclo variam entre biotita quartzo álcali-
feldspatos sienitos a biotita quartzo sienitos com augita. São rochas isotrópicas, acinzentadas,
leucocráticas (M<40%) (Figura 5.1) e possuem textura inequigranular de granulação média,
apresentando localmente fácies porfiríticas, com fenocristais de K-feldspato de ~2 mm
(Figura 5.4 A). São constituídas pelos seguintes minerais essenciais: quartzo (~11%),
plagioclásio (3-5%), feldspatos alcalinos (~50%), biotita (23-30%) e clinopiroxênio (~8%).
Os principais minerais acessórios são: titanita, zircão, apatita e minerais opacos, totalizando
entre 1-3%.
56
O quartzo apresenta-se como cristais anédricos a subédricos, com dimensões entre 0,2
e 0,5 mm. Exibem contatos retílineos com a assembleia félsica, principalmente com o K-
feldspato, e contatos interlobados e irregulares com a assembleia máfica, particularmente com
a biotita e o clinopiroxênio. Ocorrem como cristais instersticiais, associados entre si ou com a
biotita, clinopiroxênio, K-feldspato e plagioclásio (Figura 5.4 A), podendo ainda ocorrer
como inclusões em cristais de K-feldspato.
O plagioclásio mostra-se como cristais hipidiomórficos com hábito tabular frequente e
tamanhos entre 0,6 e 1,0 mm. Possuem contatos predominantemente irregulares com cristais
de clinopiroxênio, biotita, K-feldspato e, ocasionalmente, retilíneos com o quartzo. Os cristais
de plagioclásio ocorrem em geral em contato com K-feldspato, biotita e clinopiroxênio,
podendo ocorrer bordejados pelos dois últimos (Figura 5.4 B). Apresentam inclusões
frequentes de apatita e zircão, com inclusões de quartzo, biotita e clinopiroxênio
subordinadas, por vezes definindo uma textura poiquilítica para os cristais de plagioclásio
(Figura 5.4 C). Os cristais de plagioclásio encontram-se geminados com a macla polissintética
segundo a Lei da Albita e, subordinadamente, a macla Carlsbad.
Os feldspatos alcalinos compreendem o microclínio, ortoclásio e albita. Os cristais de
microclínio são hipidiomórficos com dimensões que alcançam até 2,0 mm nas fácies
porfiríticas. Os contatos são predominantemente irregulares e interlobados com os cristais de
plagioclásio, biotita e clinopiroxênio, e curvilíneos com o quartzo. Apresentam associação
frequente com biotita, clinopiroxênio e quartzo podendo ocorrer bordejados por este último
(Figura 5.4 D-E). Os cristais de microclínio possuem inclusões de biotita e clinopiroxênio e
exibem com frequência a macla em tabuleiro de xadrez e, subordinadamente, a macla
Carlsbad (Figura 5.4 D). Ocasionalmente, apresentam textura pertítica, exibindo lamelas de
exsolução da fase sódica albita (Figura 5.4 E).
O ortoclásio apresenta forma anédrica a subédrica e dimensões entre 2,0 e 2,5 mm. Os
contatos são irregulares entre si e com os cristais de plagioclásio, quartzo, biotita e
clinopiroxênio. Os cristais de ortoclásio ocorrem comumente associados com biotita,
clinopiroxênio e quartzo e, menos frequente, com o plagioclásio. A fácies porfirítica mostra
com mais frequência a associação do ortoclásio com a assembleia máfica e o quartzo, sendo o
feldspato bordejado por estes minerais (Figura 5.4 F). Os cristais de ortoclásio apresentam
inclusões de apatita, biotita e, eventualmente de quartzo, podendo exibir, ocasionalmente, a
geminação Carlsbad. Podem ainda apresentar textura pertítica, com presença de lamelas de
57
exsolução de albita. Os feldspatos pertíticos apresentam lamelas de exsolução na forma de
filmes ondulados, veios e, por vezes, manchas irregulares (Figura 5.4 E-F e Figura 5.5 A).
A albita ocorre como cristais subédricos de dimensões semelhantes aos cristais de
plagioclásio. Mostra contatos irregulares com a assembleia máfica e com os K-feldspatos. Os
cristais exibem a macla polissintética típica do mineral, sendo estas mais finas e regulares do
que as presentes nos plagioclásios.
A biotita é o mineral máfico mais abundante nessas rochas. Os cristais de biotita
exibem forte pleocroísmo marrom a marrom esverdeado, são hipidiomórficos, mostram hábito
prismático e dimensões entre 0,6 e 1,0 mm. Apresentam contatos retilíneos entre si,
interlobados e irregulares com os minerais adjacentes. Ocorrem como agregados ou cristais
individuais em frequente associação com clinopiroxênio, quartzo, K-feldspato e titanita
(Figura 5.5 B-C). Os cristais de bitoita apresentam ainda inclusões frequentes de apatita e
titanita além de inclusões de zircão, podendo por vezes exibir textura poiquilítica (Figura 5.5
C). Ocasionalmente ocorrem como inclusões em cristais de plagioclásio.
O clinopiroxênio apresenta um leve pleocroísmo variando entre as cores verde claro a
verde amarelado pálido. São cristais euédricos a subédricos e por vezes apresentam hábito
prismático com dimensões entre 0,3 e 2,0 mm. Possuem contatos interlobados com os cristais
de biotita e curvilíneos com feldspatos e quartzo. O clinopiroxênio ocorre como cristais
isolados ou em agregados, frequentemente associados com biotita, feldspatos alcalinos,
titanita e quartzo (Figura 5.5 D). Ocasionalmente mostram geminação simples e inclusões de
apatita (Figura 5.5 E). As propriedades óticas, tais como clivagens sub-ortogonais no corte
basal, por vezes grossas e irregulares, a extinção oblíqua com ângulos variando entre 40-43°,
e por fim, análises semiquantitativas efetuadas em MEV somadas com as características
petrográficas sugerem a classificação do clinopiroxênio como augita.
A titanita é marrom a marrom avermelhada e mostra-se como cristais euédricos de
dimensões entre 0,1 e 0,2 mm e frequentemente compõem os agregados máficos. Ocorrem em
contatos regulares com cristais de biotita e por vezes, como inclusões nesta última. O zircão
mostra-se como pequenos cristais euédricos e prismáticos. Ocorrem associados aos agregados
máficos, principalmente como inclusões em biotita, evidenciando um halo pleocróico ao redor
do cristal quando incluso nesta última, podendo também ocorrer inclusos em cristais de
plagioclásio.
58
A apatita apresenta-se como pequenos cristais euédricos e aciculares. Ocorre como
inclusões frequentes na biotita, clinopiroxênio e ocasionalmente no ortoclásio e plagioclásio.
Os minerais opacos são pequenos cristais anédricos a subédricos. Ocorrem associados aos
agregados máficos, frequentemente como inclusões no clinopiroxênio (Figura 5.5 F). Dentre
eles, cristais de magnetita foram descritos. Pequenos cristais subédricos de rutilo marrons
avermelhados ocorrem associados à biotita e ao piroxênio.
59
Figura 5.4: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Caboclo. A) Fenocristais de K-feldspatos
pertíticos em matriz inequigranular composta por cristais de quartzo intersticial, sub-poligonais, e minerais
máficos; B) Cristais de plagioclásio bordejados por biotita e clinopiroxênio definindo uma textura
inequigranular; C) Plagioclásio com inclusões de biotita evidenciando textura poiquilítica em sienitos Caboclo;
D) Fenocristais de microclínio bordejados por quartzo e pela assembleia máfica; notar a presença de geminação
tipo "tartame", típica do mineral, e macla Carslbad; E) Microclínio-pertita bordejado por cristais de quartzo
anédricos nos sienitos Caboclo; F) Ortoclásio-pertita bordejado por quartzo e pela assembleia máfica (Cpx+Bt)
em sienito Caboclo.
60
Figura 5.5: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Caboclo. A) Ortoclásio-pertita com macla
Carlsbad bordejado por cristais de quartzo e pertitas deformadas; B) Agregado máfico com cristais de biotita e
cpx bordejados por assembleia félsica; C) Agregado máfico de cpx e biotita poiquilítica com inclusões de
apatita; D) Cristais de cpx em assembleia félsica; E) Seção basal de cpx com geminação simples; F) Agregado
máfico composto por biotita e clinopiroxênio. Os cristais de clinopiroxênio estão alterados e apresentam
inclusões de apatita e minerais opacos.
61
5.3 Sienitos Nova Olinda
Os sienitos Nova Olinda são classificados modalmente como biotita quartzo álcali-
feldspatos sienitos com augita. São rochas isotrópicas a levemente foliadas, cinza escuras com
porções róseas, mesocráticas (M~45%) (Figura 5.1) e apresentam textura inequigranular
seriada de granulação média a grossa. Localmente, exibem fácies porfiríticas com fenocristais
de K-feldspato de dimensões entre 1,2 e 2,0 mm (Figura 5.6 A). É constituída pelos seguintes
minerais essenciais: quartzo (5-7%), plagioclásio (1-3%), feldspatos alcalinos (43-48%),
biotita (25-35%), clinopiroxênio (~10%) e hornblenda (~5%). Os principais minerais
acessórios são titanita, zircão, monazita, apatita, allanita e minerais opacos (dentre eles, a
magnetita), totalizando ~6% do volume da rocha.
O quartzo apresenta-se como cristais anédricos, com tamanhos entre 0,2 e 0,5 mm.
Mostram contatos retilíneos a curvos com a assembleia máfica, irregulares com o feldspato
alcalino e suturados entre si. Ocorrem como cristais intersticiais entre os minerais máficos e
os feldspatos, podendo ainda ocorrer como inclusões totais a parciais nos fenocristais de
feldspato alcalino (Figura 5.6 B). Ocasionalmente, podem conter inclusões parciais de biotita
e clinopiroxênio. Os cristais de quartzo apresentam ainda extinção ondulante bem evidente e,
por vezes, extinção em subgrãos.
Os cristais de plagioclásio são anédricos a subédricos e exibem hábito tabular, com
dimensões entre 0,2 e 0,6 mm. Apresentam contatos retilíneos a curvos com o quartzo e
irregulares com os feldspatos alcalinos e os minerais máficos. Ocorrem frequentemente
associados com a assembleia félsica e, quando associados com a assembleia máfica, são
bordejados pela biotita, podendo estas ocorrer parcialmente inclusas no mineral. Podem
conter ainda inclusões de apatita e quartzo. Os cristais de plagioclásio encontram-se
frequentemente geminados com a macla polissintética segundo Lei da Albita (Figura 5.6 B)
exibindo, por vezes, a macla tipo Carlsbad. Mostram alteração variável no centro do cristal,
por meio do processo de sericitização.
Os feldspatos alcalinos presentes compreendem o microclínio, ortoclásio e albita. Os
cristais de microclínio são anédricos a subédricos, com tamanhos entre 1,2 e 2,0 mm.
Mostram contatos curvilíneos e irregulares com os minerais adjacentes e ocorrem como
fenocristais, frequentemente associados com a assembleia máfica e comumente bordejados
pela biotita. É comum a presença de inclusões de apatita, monazita, minerais opacos, quartzo,
biotita e ocasionalmente de clinopiroxênio. A macla tipo tabuleiro de xadrez é característica
62
desta fase mineral. Lamelas de exsolução ocorrem ocasionalmente, evidenciando uma textura
pertítica (Figura 5.6 C).
Os cristais de ortoclásio são subédricos a anédricos, com dimensões entre 1,0 e 1,2
mm. Possuem contatos retos entre si e irregulares com os minerais adjacentes. Ocorrem como
fenocristais, associados ao microclínio, podendo também ocorrer em contato com
clinopiroxênio e cristais de biotita, sendo bordejado por este último. Inclusões de apatita,
biotita e quartzo são comuns neste mineral. Os cristais de ortoclásio podem mostrar alteração
no centro do cristal devido ao processo de sericitização. É comum a presença de geminação
do tipo Carlsbad, e por vezes, exibem lamelas de exsolução de albita, configurando textura
pertítica (Figura .5.6 D-E).
A albita ocorre como cristais hipidiomórficos com dimensões e associações minerais
semelhantes aos plagioclásios. Apresenta, assim como estes últimos, geminação polissintética
tipo albita, sendo, entretanto, mais finas e regulares.
A biotita é o mineral máfico mais comum dessas rochas. Os cristais de biotita
possuem pleocroísmo marrom claro a marrom esverdeado. Exibem formas euédricas a
subédricas, hábito prismático e dimensões entre 0,8 e 1,0 mm. Mostram contatos irregulares
com a assembleia félsica e ocorrem como agregados máficos, frequentemente bordejando o
clinopiroxênio (Figura 5.7 A-B). Apresentam inclusões de titanita, apatita, zircão, monazita e
allanita.
O clinopiroxênio presente é verde claro e possui formas subédricas a anédricas, com
tamanhos entre 0,5 e 1,5 mm. Os cristais de clinopiroxênio exibem contatos curvilíneos e
irregulares com os minerais adjacentes e ocorrem como agregados máficos, frequentemente
bordejados por biotita (Figura 5.7 A-B). Podem também ocorrer como inclusões nos
feldspatos alcalinos e no quartzo e possuem, por sua vez, inclusões abundantes de apatita,
minerais opacos e allanita definindo assim, uma textura poiquilítica para este mineral. É
também comum a presença de geminações simples nos cristais de clinopiroxênio (Figura 5.7
C). As propriedades óticas (clivagens sub-ortogonais no corte basal, extinção oblíqua com
ângulos variando entre 39-43°) e análises semiquantitativas fornecidas pelo MEV, permitiram
identificar o clinopiroxênio como pertencente à solução sólida da augita.
63
A hornblenda foi encontrada em uma amostra do sienito Nova Olinda. Apresenta
pleocroísmo verde a verde oliva e tamanhos de ~1,5 mm. Exibe contatos irregulares com os
minerais adjacentes e ocorre associada com o clinopiroxênio e biotita.
A titanita é marrom e possui formas idiomórficas a hipidiomórficas com tamanhos
entre 0,2 e 0,5 mm. Ocorre associada aos agregados máficos e apresenta contatos irregulares
com a biotita e clinopiroxênio podendo estar inclusa nestes minerais (Figura 5.7 C-D). O
zircão mostra-se como pequenos cristais hipidiomórficos prismáticos e ocorrem
principalmente inclusos na biotita, evidenciando um halo pleocroico ao redor do mineral.
A monazita ocorre como cristais subédricos, principalmente como inclusões em
feldspato alcalino e na biotita. A allanita é incolor a alaranjada e apresenta-se como pequenos
cristais hipidiomórficos. Ocorre principalmente como inclusões no clinopiroxênio e na biotita
e mostra uma fraca zonação.
A apatita, por sua vez, mostra forma euédrica e acicular, ocorrendo em pequenas
dimensões, frequentemente inclusa no clinopiroxênio, biotita, feldspatos alcalinos e no
plagioclásio. Os minerais opacos são euédricos e mostram hábito cúbico. Ocorrem como
inclusões na biotita, clinopiroxênio e feldspatos alcalinos e foram descritos como magnetita.
Análises semiquantitativas fornecidas pelo MEV confirmam a presença da magnetita na
rocha.
64
Figura 5.6: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Nova Olinda. A) Fenocristais de K-feldspato em
matriz inequigranular seriada contendo minerais máficos e quartzo intersticial; B) Cristal de plagioclásio com
macla polissintética segundo Lei da Albita e macla Carlsbad (à direita); cristal de plagioclásio com inclusões de
quartzo (à esquerda); C) Microclínio-pertita com macla em tabuleiro de xadrez em sienitos Nova Olinda; D)
Ortoclásio-pertita exibindo geminação tipo Carlsbad e bordejado por cristais de biotita; E) Fenocristal de
ortoclásio-pertita exibindo geminação Carlsbad e lamelas de exsolução de albita; F) Agregado máfico composto
por biotita e clinopiroxênio em sienitos Nova Olinda.
65
Figura 5.7: Fotomicrografia da assembleia mineral dos sienitos Nova Olinda. A) Agregado máfico com cristais
de clinopiroxênio bordejados por biotita em assembleia félsica; o contato entre os minerais máficos é irregular;
B) Clinopiroxênio bordejado por cristais de biotita em sienito Nova Olinda; C) Cristal de clinopiroxênio
subédrico com geminação simples e cristal de titanita ao lado; D) Cristais de titanita em associação com a
assembleia félsica e máfica; inclusões de titanita em clinopiroxênio nos sienitos Nova Olinda.
5.4 Enclave Metabásico - Anfibolito
O enclave analisado (amostra RPB-07C) ocorre nos sienitos Caboclo e encontra-se
levemente foliado, possui cor cinza escuro e granulação fina (Figura 5.8 A). A assembleia
mineral é constituída de quartzo (16%) e plagioclásio (11%) como os principais minerais
félsicos; hornblenda (30%), clinopiroxênio (13%), este descrito como diopsídio, e biotita
(18%) como as principais fases máficas. Os minerais acessórios constituintes da rocha são
titanita (10%), apatita, zircão e minerais opacos (alguns descritos como magnetita),
totalizando ~2%.
66
O quartzo mostra-se como cristais xenoblásticos, de dimensões entre 0,2 e 0,3 mm.
Possui contatos curvos a interlobados entre si e com os minerais adjacentes. Ocorrem como
cristais intersticiais aos agregados máficos e exibem textura granoblástica, podendo conter
ainda inclusões de apatita (Figura 5.8 B).
O plagioclásio apresenta-se como cristais subidioblásticos, com tamanhos entre 0,5 e
0,6 mm. Mostra contatos interlobados com o quartzo, hornblenda, diopsídio e biotita, podendo
apresentar inclusões parciais desta última. Os cristais de plagioclásio caracterizam-se ainda
pela presença de maclas polissintéticas do tipo Albita.
A hornblenda apresenta pleocroísmos que variam de marrom a verde oliva, verde
oliva a verde escuro. São cristais subidioblásticos de dimensões entre 0,5 e 0,6 mm e possuem
contatos retos entre si e interlobados com o diopsídio. Ocorrem como agregados máficos,
frequentemente associados com diopsídio, biotita e titanita, podendo estes minerais ocorrer
como inclusões no anfibólio. A orientação dos anfibólios confere uma textura nematoblástica
à rocha (Figura 5.8 C- D).
O diopsídio apresenta cor verde pálido e mostra-se como cristais subidioblásticos de
dimensões entre 0,3 e 0,6 mm. Exibem contatos irregulares e interlobados com a biotita e
hornblenda e ocorrem como agregados máficos em associação frequente com estes minerais e
com a titanita. O diopsídio pode ainda conter inclusões de biotita (Figura 5.8 D-E).
A biotita possui pleocroísmo marrom claro a verde, apresenta formas subidioblásticas
e hábito prismático com dimensões entre 0,4 e 0,5 mm. Os cristais de biotita exibem contatos
interlobados e irregulares com o diopsídio e a hornblenda e ocorrem como agregados máficos
(Figura 5.8 E). Ocasionalmente, apresentam inclusões de apatita e zircão.
A titanita ocorre com frequência na rocha e possui cor marrom claro, é xenoblástica e
possui dimensões entre 0,1 e 0,2 mm. Possui contatos irregulares com os minerais adjacentes
e ocorre associada aos agregados máficos e à assembleia félsica, podendo também ocorrer
como inclusões no anfibólio (Figura 5.8 F).
A apatita apresenta-se como pequenos cristais idioblásticos aciculares. Ocorre
frequentemente como inclusões na hornblenda e no quartzo. O zircão ocorre como pequenos
cristais idioblásticos predominantemente inclusos em cristais de biotita, formando um halo
pleocroico ao seu redor. Os minerais opacos ocorrem em associação com hornblenda e
biotita, sendo que alguns foram identificados como magnetita.
67
As características petrográficas, tais como composição mineralógica e feições
microtexturais, permitiram classificar este enclave metabásico como um anfibolito.
Figura 5.8: Fotomicrografia da assembleia mineral do enclave metabásico (RPB-07C). A) Aspecto geral do
enclave metabásico com textura nematoblástica, caracterizada por cristais de hornblenda; B) Cristais de quartzo
xenoblástico intersticiais em agregado máfico; C) Agregado máfico de biotita, clinopiroxênio e titanita em
associação com assembleia félsica; D) Cristal de clinopiroxênio em contato com hornblenda; E) Cristais de
biotita em contato com clinopiroxênio e titanita em agregado máfico; F) Agregado máfico com biotita, diopsídio,
anfibólio e titanita.
68
5.5 Granitoides Serra das Melancias –Suíte Serra da Aldeia
Três fácies foram identificadas no plúton Serra das Melancias, da Suíte Serra da
Aldeia: sienitos, quartzo monzonitos e granitos (Perpétuo et al. 2016). Os sienitos exibem
textura equigranular a levemente inequigranular média e constituem-se de microclínio (50-
65%), albita (~15-45%), quartzo (7%), arfvedsonita (~7%) e hornblenda (~2%) além de
epidoto (3%), biotita (4%) e diopsídio (~3%) em menor quantidade, juntamente com as fases
acessórias, sendo estas carbonatos, titanita, apatita, zircão e minerais opacos, perfazendo cerca
de 2% da moda (Figura 5.9 A). Textura pertítica em microclínio e zoneamento em albita
foram descritos nesta fácies. Os quartzo monzonitos possuem textura equigranular média e
constituem-se de K-feldspatos (~35%), albita (~40%), quartzo (~13%) e arfvedsonita (~5%)
(Figura 5.9 B). Fases minerais acessórias compreendem epidoto (~3%), biotita (~1%),
diopsídio (~1%), allanita, titanita, clinozoizita, apatita, zircão e minerais opacos (perfazendo
todos 2% da moda). Os granitos possuem textura granular média e constituem-se de
microclínio (~17%), ortoclásio (~10%), albita (~35%), quartzo (~24%) e arfvedsonita (~5%)
além de epidoto, diopsídio, hornblenda, biotita, allanita, titanita, apatita, zircão e minerais
opacos como fases acessórias. Os cristais de quartzo exibem contato poligonal, ou textura em
mosaico enquanto cristais de albita podem apresentar textura mirmequítica e zoneamento
(Figura 5.9 C).
69
Figura 5.9: Fotomicrografia dos litotipos do Plúton Serra das Melancias-Suíte Serra da Aldeia. A) Aspecto geral
dos sienitos do plúton Serra das Melancias; detalhe para cristal de arfvedsonita ao centro em assembleia félsica;
B) Cristais de arfvedsonita alterada, epidoto, diopsídio, clinozoizita e titanita em fácies quartzo monzonítica do
plúton Serra das Melancias; C) Fotomicrografia apresentando cristais de quartzo com contato poligonal nos
granitos do plúton Serra das Melancias. Fotomicrografias compiladas de Perpétuo et al. (2016).
70
6 GEOQUÍMICA DE ROCHA TOTAL
O objetivo deste capítulo é a caracterização e interpretação do comportamento
geoquímico dos elementos nas rochas estudadas, para uma melhor compreensão da tipologia
destas rochas, suas assinaturas geoquímicas, bem como os processos petrogenéticos
envolvidos durante a evolução magmática das mesmas. Desta forma, foram analisadas 15
amostras com base em sua distribuição espacial, características petrográficas e grau de
preservação. As análises envolveram a determinação de elementos maiores, menores e traços,
incluindo os elementos terras raras.
Os dados químicos obtidos para as amostras representativas dos litotipos estudados
estão apresentados na Tabela 6.1 As amostras referentes compreendem os sienitos Caboclo e
Nova Olinda, os granitos Betânia-fácies com anfibólio e epidoto, que serão aqui tratados
como granitos Betânia para simplicação, e dois enclaves retirados do corpo sienítico Caboclo.
Um dos enclaves refere-se à amostra RPB-07C, o qual foi analisado petrograficamente e
classificado como um anfibolito.
São ainda apresentados, de forma complementar, dados químicos dos granitoides
pertencentes ao Plúton Serra das Melancias, da Suíte Serra da Aldeia, recentemente
publicados em Perpétuo et al. (2016). Estes dados são exibidos com o propósito de se obter
uma melhor compreensão geoquímica do magmatismo pós-colisional ediacarano da área de
estudo, o qual o Plúton Serra das Melancias insere-se, e cujos novos dados geocronológicos
serão apresentados neste trabalho.
71
Tabela 6.1: Dados geoquímicos por FRX e ICP-MS para os granitos Betânia-fácies com anfibólio e
epidoto (GB), sienitos Caboclo (SC) e Nova Olinda (SNO), Sienito Serra das Melancias (SSM),
Quartzo-Monzonito Serra das Melancias (QMSM), Granito Serra das Melancias (GSM) e Enclaves
(EC).
Amostras
RPE
30A
RPE
30B
RPEV
1
RPEV
2
RPEV
3
RPB
02A
RPB
04
RPB
07A
RPB
07B
RPB
13
RPB
14A
RPB
14B
RPM
26
RPM
63
RPM
67
RPM
21
RPM
4A
RPM
55
RPM
10B
RPM
15
RPM
4B
RPM
35
RPM
06
RPM
19
RPM
10A
RPM
22
RPM
45
RPB
02B
RPB
02C
RPB
07C
(%) GB GB GB GB GB SC SC SC SC SNO SNO SNO SSM SSM SSM SSM QMS
M
QMS
M
QMS
M
QMS
M
QMS
M
QMS
M
QMS
M
QMS
M
GSM GSM
a
GSM EC EC EC
SiO2 67,7 69,51 67,37 68,02 69,2 62,97 60,82 60,75 60,83 58,26 56,8 57,91 63,07 63,95 65,92 66,23 66,69 67,38 67,90 67,94 68,31 68,40 68,66 69,41 71,30 72,46 72,08 43,83 43,27 47,81
TiO2 0,22 0,182 0,161 0,282 0,19 0,708 0,851 0,82 0,811 0,92 0,986 0,938 0,35 0,22 0,20 0,20 0,17 0,18 0,22 0,21 0,17 0,31 0,15 0,17 0,11 0,06 0,11 1,409 1,35 2,241
Al2O3 18,08 16,92 18,44 16,99 17,11 12,89 12,34 12,73 12,85 12,3 11,53 12,1 18,24 18,52 17,84 17,73 17,78 16,93 16,04 16,38 17,20 17,29 16,81 16,30 15,29 15,51 15,80 7,72 7,82 13,79
Fe2O3 1,42 1,31 1,04 1,94 1,3 5,82 6,85 6,65 6,52 7,71 7,95 7,48 3,16 2,17 1,97 2,18 1,74 1,91 2,04 2,20 1,53 1,38 1,53 1,39 1,50 0,67 0,85 11,5 12,43 14,39
MnO 0,03 0,019 0,024 0,034 0,019 0,108 0,129 0,121 0,124 0,14 0,146 0,136 0,11 0,08 0,07 0,10 0,06 0,07 0,07 0,08 0,06 0,05 0,06 0,03 0,06 0,01 0,03 0,225 0,25 0,207
MgO 0,41 0,4 0,25 0,65 0,39 3,66 4,88 4,48 4,42 5,75 5,7 5,28 0,59 0,40 0,34 0,36 0,30 0,35 0,52 0,51 0,24 0,30 0,24 0,25 0,19 0,06 0,14 17,01 15,38 5,2
CaO 2,52 2,05 2,46 2,19 2,07 3,16 3,68 3,72 3,74 4,34 5,37 4,52 3,19 1,69 1,61 2,06 1,90 1,97 2,04 1,93 1,37 1,43 1,57 1,36 1,40 0,69 1,29 8,81 10,24 8,79
Na2O 6,23 5,56 6,07 5,38 5,65 3,1 2,71 2,98 2,97 2,41 2,04 2,2 5,30 6,72 6,51 5,99 5,77 5,84 5,38 5,36 5,87 5,92 5,84 5,85 5,02 5,49 5,32 0,44 0,47 4,72
K2O 2,54 3,18 3,27 3,37 3,15 6,24 6,38 6,25 6,34 6,73 7,46 7,66 5,07 5,14 4,84 4,62 4,89 4,44 4,64 4,88 4,86 4,17 4,43 4,24 4,42 4,70 3,94 5,29 5,21 1,52
P2O5 0,08 0,073 0,059 0,095 0,071 0,502 0,682 0,616 0,622 0,77 0,986 0,794 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 1,504 1,32 0,342
LOI 0,33 0,24 0,2 0,23 0,2 0,62 0,6 0,47 0,39 0,6 0,61 0,48 0,86 0,22 0,16 0,21 0,31 0,16 0,24 0,34 0,25 0,26 0,32 0,27 0,24 0,26 0,26 1,6 1,56 0,53
Total 99,6 99,4 99,3 99,2 99,3 99,8 99,9 99,6 99,6 99,9 99,6 99,5 100,1
0 99,20 99,50 99,80 99,70 9,93 99,20 99,30 99,90 99,60 99,70 99,20 99,60 99,90 99,80 99,3 99,3 99,5
(ppm)
Ba 1952 2645 3492 2601 2517 2333 2549 2548 2510 2894 3021 2824 4013 3756 2951 3430 3098 2532 1196 2712 3234 3865 2577 3171 1782 3095 2310 1121 892 404
Sr 1201 1872 1149 1845 1880 895 939 1094 1097 1130 981 937 1590 2212 1084 1627 1042 797 312 1117 1349 1542 896 920 449 1003 809 258 284 1006
Zr 134 151 167 176 151 286 275 285 272 262 111 242 272 313 243 250 182 188 140 190 236 197 182 175 120 178 110 21,1 29,0 154
Rb 13,8 47 21,2 56 46 219 233 209 205 223 227 216 62,2 74,8 40,2 75,1 80,7 49,9 113,1 92,4 65 50 81,6 62,2 72,2 56,5 75,7 332 392 39,8
Cs 0,81
0,95
9,89 8,38 6,26
4,87 3,50
0,72 0,69 1,11 2,62 1,32 1,25 1,83 1,77 0,57 0,92 1,65 2,43 1,25 0,84 1,11 17,8 1,82
Li 11,2
9,20
46,1 43,0 38,8
36,2 21,9
11,2 8,59 8,27 13,8 14 11,1 4,4 13,8 6,93 8,66 10,6 12 11,4 5,57 3,6 125 14,0
Pb 14,5 25 14,6 23,3 24,8 42,3 38,4 42,1 45 33,7 17,4 21,6 39,5 54,5 43,8 44,2 42,3 33,4 31,3 50,7 32,6 43 39,4 34,9 22,7 48,5 35,7 29,4 12,7 31,1
Nb 4,40 5,3 3,71 7,2 4,9 17,8 14,5 15,7 17,6 12,0 8,79 12,6 18,3 21,9 16,9 21 14,3 14,7 14,7 15,8 20,8 16,7 16,4 16,2 10,4 15,3 9,35 6 6,20 8,70
Y 4,10 4,4 8,27 4,5 3,2 28,9 31,7 29,3 26,6 31,3 32,3 34 14,9 18,9 7,97 14,5 6,84 7,31 4,59 10,6 7,04 6,73 8,6 4,98 9,58 9,07 2,59 31 22,6 34,9
Ga 14,2 16,8 13,4 17,6 16,4 15,5 14,3 15,2 16 14,2 13,6
18,1 19,8 15,8 19,4 18,2 14,21 11,7 17,9 17,5 18,2 15,6 18,7 14,8 17,2 14,7 14 12,5 19,8
Sc 3 <3 <3 <3 3 11 10 8 11 14 13 11 3,99 2,72 <LD 2,53 1,91 <LD <LD 3,62 1,66 <LD <LD <LD <LD 2,37 <LD 21 22 35
Th 2,01 2,8 1,36 2,8 <2 22,6 19,3 14,6 11 11,9 11,6 14,4 8,21 14,6 6,44 7,81 3,07 3,29 2,48 5,25 6,39 5,12 5,21 6,11 2,21 6,19 1,01 <2 2,35 2,19
U 0,40 <LD 0,58 <LD <LD 5,38 4,00 2,66 <LD 1,40 0,91 <LD 1,3 2.722 1,72 2,33 1,08 1 2,38 1,41 1,18 0,82 0,61 0,55 0,43 1,1 0,96 <LD 3,19 3,07
V 19,4 21 15,1 29 21,7 82,9 102 96,2 115 117 135 141 33,7 21,5 18,1 25,1 21,4 15,6 6,9 27,1 16,5 13,4 16,1 11,2 15,8 25,2 10,9 228 201 318
La 1,15 19 8,43 <13 <13 51,8 62,2 72,0 59 70,8 80,9 96 30 50,6 20,7 27,7 7,96 10,3 4,37 17,5 13,5 22,3 13,6 16,5 8,59 16,8 2,73 49 43,8 17,8
Ce 3,26 22 15,7 14 <13 115 142 149 148 155 170 200 61,8 80 29,1 52,3 13,5 24,5 7,46 34,7 19 29,3 16,2 24,7 8,21 29,2 4,13 148 96,4 41,5
Pr 0,34 <LD 1,90 <LD <LD 13,6 16,0 16,7 <LD 17,6 19,8 <LD 6,56 10,12 5,08 6,34 1,74 2,5 1 3,9 2,78 5,26 2,97 3,77 1,99 3,8 0,6 <LD 12,3 5,45
Nd 1,28 11 6,70 <11 <11 49,3 57,3 58,5 61 63,0 70,7 67 25,9 38,9 19,6 25,3 7,05 10,1 4,01 15 10 20,1 11,7 13,8 7,86 14,4 2,52 72 49,0 21,7
Sm 0,47
1,72
12,5 14,2 14,0
15,3 17,1
5,3 7,07 3,44 5,17 1,47 2,27 0,94 3,06 1,92 3,69 2,37 2,41 1,67 2,82 0,58 12,5 6,42
Eu 0,39
0,91
3,24 3,55 3,55
3,84 4,23
1,83 2,23 1,2 1,7 0,67 0,83 0,35 1,05 0,81 1,36 0,85 0,89 0,6 1,03 0,35 2,89 2,13
Gd 0,49
1,66
10,0 11,4 11,1
12,2 13,7
4,54 5,76 2,63 4,3 1,42 1,93 0,92 2,65 1,58 2,52 2,04 1,69 1,59 2,37 0,49 10,0 6,50
Tb 0,10
0,25
1,30 1,46 1,42
1,55 1,67
0,56 0,69 0,33 0,57 0,2 0,27 0,14 0,36 0,23 0,28 0,28 0,19 0,24 0,32 0,07 1,22 1,12
Dy 0,70
1,43
6,27 6,97 6,59
7,31 7,72
3,01 3,58 1,69 2,95 1,2 1,38 0,82 2,01 1,32 1,3 1,57 0,95 1,49 1,72 0,41 5,40 6,97
Ho 0,15
0,27
1,05 1,17 1,09
1,17 1,23
0,52 0,64 0,3 0,51 0,24 0,25 0,16 0,37 0,25 0,22 0,3 0,17 0,3 0,31 0,09 0,85 1,37
Er 0,46
0,80
2,86 3,17 2,93
3,23 3,21
1,53 1,85 0,89 1,49 0,75 0,74 0,46 1,15 0,75 0,63 0,87 0,5 0,88 0,95 0,28 2,12 3,92
Ta 0,17
0,18
1,35 0,95 0,90
0,48 0,27
0,79 1,12 0,87 0,96 0,67 0,66 0,77 0,71 1,03 0,73 0,75 0,72 0,45 0,69 0,44 0,20 0,60
Tm 0,07
0,11
0,36 0,38 0,35
0,37 0,37
0,21 0,25 0,13 0,21 0,12 0,1 0,07 0,16 0,11 0,08 0,12 0,07 0,13 0,13 0,05 0,23 0,52
Yb 0,51
0,78
2,46 2,69 2,46
2,61 2,56
1,42 1,67 0,87 1,4 0,87 0,77 0,44 1,2 0,79 0,56 0,83 0,46 0,88 1 0,33 1,61 3,51
Lu 0,07
0,10
0,33 0,35 0,33
0,34 0,33
0,19 0,23 0,12 0,21 0,12 0,11 0,06 0,18 0,11 0,07 0,12 0,07 0,12 0,15 0,05 0,21 0,49
Hf 3,21
4,31
7,77 7,42 7,66
6,78 3,41
6,76 7,89 6,12 6,61 4,96 5,38 5,25 5,51 5,91 5,36 5,08 5,23 3,55 5,02 3,33 0,95 4,48
(La/Yb)N 1,53
7,30
14,18 15,58 19,74
18,30 21,28
14,28 20,45 16,10 13,38 6,18 8,99 6,73 9,81 11,61 26,89 11,15 24,11 6,59 11,34 5,53 18,34 3,42
(La/Sm)N 1,54
3,08
2,61 2,75 3,24
2,90 2,97
3,56 4,51 3,78 3,38 3,41 2,85 2,92 3,60 4,42 3,80 3,61 4,31 3,24 3,74 2,96 2,21 1,75
(Ce/Yb)N 1,67
5,24
12,09 13,70 15,67
15,37 17,20
11,28 12,40 8,70 9,68 4,00 8,21 4,41 7,45 6,26 13,59 5,08 13,84 2,42 7,57 3,21 15,50 3,05
(Ce/Sm)N 1,68
2,21
2,22 2,42 2,57
2,44 2,40
2,81 2,73 2,04 2,44 2,21 2,60 1,91 2,74 2,39 1,92 1,65 2,47 1,19 2,50 1,72 1,87 1,56
(Eu/Yb)N 2,21
3,34
3,73 3,75 4,11
4,19 4,7
3,67 3,79 3,92 3,46 2,21 3,05 2,24 2,49 2,95 6,91 2,93 5,51 1,94 2,95 2,96 5,11 1,72
Eu/Eu* 2,5
1,65
0,88 0,85 0,87
0,86 0,85
1,14 1,07 1,21 1,10 1,43 1,21 1,13 1,13 1,43 1,36 1,18 1,36 1,13 1,22 2,00 0,79 1,01
ΣREE 9,42
40,8
270,1
3
323,2
7
339,9
5
354,1
1
394,0
1
143,4
4
203,6
4 86,13
130,1
9 37,26 56,01 21,19 83,22 53,18 87,57 53,84 66,10 34,54 74,95 12,68
238,4
2
119,3
4
72
6.1 Elementos Maiores e Menores
Os dados químicos dos elementos maiores e menores foram analisados com o objetivo
de se obter uma classificação geoquímica para as rochas, compreender o comportamento
geoquímico destes elementos e suas relações com a composição mineralógica observada,
além de buscar inferir os processos geoquímicos envolvidos. Para tanto, os dados químicos
obtidos foram utilizados em diagramas classificatórios que serão apresentados a seguir.
No diagrama TAS (Na2O+K2O versus SiO2) (Figura 6.1), fazendo uso dos campos
inicialmente propostos por Cox et al. (1979) e adaptado para rochas plutônicas, os sienitos
Caboclo e Nova Olinda encontram-se inseridos no campo dos sienitos, pertencendo à série
alcalina saturada em sílica. Da mesma forma, as rochas pertencentes ao Plúton Serra das
Melancias plotam acima da curva, configurando rochas da série alcalina saturada em sílica.
Os granitos Betânia, por sua vez, incidem no campo dos granitos e plotam abaixo da curva de
alcalinidade, pertencendo à série subalcalina saturada em sílica.
As rochas apresentam conteúdos de SiO2 variáveis. Os sienitos Nova Olinda mostram
valores entre 56,8 e 58,26%, os sienitos Caboclo entre 60,83 e 62,97%, enquanto os granitos
Betânia mostram valores entre 63,37 e 69,51%. As rochas pertencentes ao Plúton Serra das
Melancias, por sua vez, exibem valores entre 63,07 e 72,46%.
Os sienitos Caboclo e Nova Olinda apresentam conteúdos de álcalis (Na2O+K2O) de
aproximadamentede 9,0% e altas razões de K2O/Na2O (>2,0%), resultando em uma afinidade
ultrapotássica para estas rochas (Plá Cid & Nardi 2006, Nardi & Bitencourt 2007, Nardi et al.
2008). Os granitoides do Plúton Serra das Melancias apresentam altos conteúdos de álcalis
(Na2O+K2O = 9,26-11,86%), porém, razões de K2O/Na2O < 2,0%. Os granitos Betânia, por
sua vez, apresentam conteúdos de Na2O+K2O entre 8,75-9,3%, com razões de K2O/Na2O
baixas, entre 0,41 e 0,63%.
73
Figura 6.1: Diagrama Na2O + K2O versus SiO2, proposto por Cox et al. (1979) e adaptado para rochas
plutônicas, aplicado aos sienitos Caboclo e Nova Olinda, granitos Betânia e aos granitoides do Plúton Serra das
Melancias-Suíte Serra da Aldeia.
Os granitos Betânia confirmam sua afinidade com rochas da série subalcalina de alto
K, como pode ser observado no diagrama K2O versus SiO2 (Peccerillo & Taylor 1976, após
Le Maitre 2002) (Figura 6.2 A) no qual há um espalhamento predominante neste campo.
Estas rochas podem ainda ser classificadas como álcali-cálcicas, pelo diagrama Na2O+K2O-
CaO versus SiO2, ou Índice Alcalino Modificado (Frost et al. 2001) (Figura 6.2 B). Os
granitos Betânia caracterizam-se ainda por serem relativamente enriquecidos em magnésio
(diagrama FeOt/(FeOt+MgO) versus SiO2, ou índice de Fe*; Frost et al. 2001) (Figura 6.2 C),
no qual as rochas plotam no campo magnesian, próximo ao limite com o campo ferroan (Fe*
> 0,6). Por fim, os granitos Betânia caracterizam-se por serem levemente peraluminosos, com
o parâmetro A/CNK entre 1,0 e 1,1 (diagrama A/NK versus A/CNK, fazendo uso dos
parâmetros de Shand, após Maniar & Piccoli, 1989, Figura 6.2 D). O caráter levemente
peraluminoso destas rochas pode estar relacionado à presença de biotita.
Os sienitos Caboclo e Nova Olinda são classificados como alcálicos no diagrama
Na2O+K2O-CaO versus SiO2 (Frost et al. 2001) (Figura 6.2 B) e são relativamente
enriquecidos em magnésio (diagrama FeOt/(FeOt+MgO) versus SiO2, ou índice de Fe*; Frost
et al. 2001) (Figura 6.2 C) no qual as rochas plotam no campo magnesian com valores de
FeOt/(FeOt+MgO) entre 0,5-0,6. Os sienitos Caboclo e Nova Olinda são ainda
74
metaluminosos (A/CNK <1), refletindo a presença de fases cálcicas, o que pode estar
relacionado com a presença do clinopiroxênio augita, comum nestas rochas (diagrama A/NK
versus A/CNK, fazendo uso dos parâmetros de Shand, após Maniar & Piccoli, 1989, Figura
6.2 D).
Figura 6.2: Diagramas de classificação geoquímica para os granitoides estudados. A) Diagrama K2O versus
SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976, modificado segundo Le Maitre 2002) para a classificação das séries
subalcalinas, aplicado aos granitos Betânia; B) Diagrama Na2O+K2O-CaO versus SiO2, proposto por Frost et al.
75
(2001) aplicado aos sienitos Caboclo e Nova Olinda, granitos Betânia e às fácies do Plúton Serra das Melancias;
C) Diagrama FeOt/(FeOt+MgO) versus SiO2 proposto por Frost et al. (2001) para os sienitos Caboclo e Nova
Olinda, granitos Betânia e granitoides pertencentes ao Plúton Serra das Melancias; D) Diagrama A/NK versus
A/CNK de Maniar & Piccoli (1989): A/NK: razão molar de Al2O3/(Na2O+K2O); A/CNK: razão molar de
Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) para os sienitos Caboclo e Nova Olinda, granitos Betânia e rochas do Plúton Serra das
Melancias-Suíte Serra da Aldeia.
Ao se fazer uso dos mesmos diagramas para as rochas pertencentes ao Plúton Serra
das Melancias (Perpétuo et al. 2016), observa-se que estes granitoides são predominantemente
alcálicos, ferrosos e metaluminosos a fracamente peraluminosos (Figura 6.2 B-C-D).
6.1 Elementos Traços
Os dados químicos de elementos traços constituem parâmetros importantes para a
avaliação das possíveis séries magmáticas das rochas estudadas. Serão apresentados a seguir
diagramas multielementares, ou spidergrams, incluindo diagramas de elementos terras raras,
para uma melhor compreensão dos processos petrogenéticos envolvidos.
6.2.1 Granito Betânia
Os granitos Betânia mostram altos conteúdos de Ba (1952-3492 ppm) e Sr (1149-1880
ppm) e conteúdos muito baixos de Rb (13-47 ppm). O diagrama multielementar normalizado
ao ORG (Ocean Ridge Granites) (Pearce et al. 1984) (Figura 6.3) mostra um forte
enriquecimento nos elementos LILE (large-ion lithophile elements) relativamente aos HFSE
(high field strength elements), evidenciando um padrão intensamente fracionado. Os padrões
mostram ainda uma anomalia fortemente positiva para o Ba, contrastando com os valores
muito baixos observados para Ta, Nb, Hf, Zr,Y e Yb, além de baixos valores para os
elementos terras raras leves Ce e Sm.
As assinaturas geoquímicas observadas, tais como baixos valores para Ta e Nb e altos
conteúdos de LILE, mostram alguma semelhança com granitos de arco vulcânico e pós-
colisionais apresentados por Pearce et al. (1984).
76
Figura 6.3: Diagrama multielementar normalizado ao ORG (Ocean Ridge Granites) proposto por Pearce et al.
(1984) para os granitos Betânia.
Padrões de Elementos Terras Raras normalizados pelo condrito (Boynton, 1984) para
os granitos Betânia mostram um baixo enriquecimento nos elementos terras raras leves (Light
Rare Earth Elements - LREE: La-Sm) e pesados (Heavy Rare Earth Elements -HREE: Gd-
Lu). (Figura 6.4). Os valores de LaN=3,70-27,18 e valores (La/Yb)N=1,53-7,30 configuram
um fracionamento moderado a alto, enquanto valores de Eu/Eu*=1,65-2,50 caracterizam
anomalias fortemente positivas para essas rochas.
77
Figura 6.4: Diagrama REE normalizado ao Condrito (Boynton, 1984) para os granitos Betânia.
6.2.2 Sienitos Caboclo e Nova Olinda e Enclaves Máficos
Os sienitos Caboclo e Nova Olinda apresentam altos conteúdos de Ba (2333-3021
ppm), Sr (895-1130 ppm) e moderados de Rb (209-233 ppm), valores semelhantes àqueles
descritos para granitoides ultrapotássicos (Plá Cid & Nardi 2006). O enriquecimento nos
elementos LILE tais como K, Ba e Rb, relativamente aos HFSE tais como Ta, Nb, Hf, Zr e Y,
pode ser observado no diagrama multielementar normalizado ao ORG (Ocean Ridge
Granites) de Pearce et al. (1984) (Figura 6.5). O diagrama mostra ainda anomalias negativas
para os elementos Ta-Nb, Hf-Zr, relativamente aos elementos vizinhos.
O enclave referente à amostra RPB-02C apresenta um enriquecimento nos elementos
LILE, com um forte pico positivo para o Ba. Anomalias negativas de Ta, Nb, Hf e Zr são
também observadas, com picos positivos para os elementos adjacentes Ce e Sm. O enclave
metabásico referente à amostra RPB-07C, classificado como anfibolito, exibe um
comportamento mais suave, com valores menos enriquecidos para os LILE e ausência de
anomalias significativas, evidenciando um padrão mais plano para os HFSE. Apenas um leve
pico positivo é observado para os elementos Ce e Sm.
78
Figura 6.5: Diagrama multielementar normalizado ao ORG (Ocean Ridge Granites) proposto por Pearce et al.
(1984) para os sienitos Caboclo e Nova Olinda e enclaves máficos associados.
Padrões de Elementos Terras Raras normalizados pelo condrito (Boynton 1984) são
apresentados na Figura 6.6. Os sienitos Caboclo e Nova Olinda mostram um enriquecimento
em LREEs, relativamente ao condrito, quando comparados com os HREEs . Os valores de
LaN para estas rochas estão entre 167-260, com valores de (La/Yb)N = 14,18-21,28, indicando
um fracionamento moderado. O enclave RPB-02C exibe valor de LaN = 141,13 e valor
(La/Yb)N = 18,34, valores que se assemelham aos obtidos para os sienitos Caboclo e Nova
Olinda. O enclave metabásico anfibolítico, referente à amostra RPB-07C, por sua vez, exibe
valores mais destoantes, com LaN= 57,54 e (La/Yb)N = 3,42.
Com respeito às anomalias de Eu, os sienitos Caboclo e Nova Olinda mostram valores
Eu/Eu*=0,85-0,88, configurando anomalias negativas. Os enclaves variam, com a amostra
RPB-02C evidenciando uma anomalia igualmente negativa (Eu/Eu*= 0,79), enquanto a
amostra do enclave metabásico, RPB-07C, mostra uma anomalia positiva (Eu/Eu*=1.01).
79
Figura 6.6: Diagrama REE normalizado ao Condrito (Boynton 1984) para os sienitos Caboclo e Nova Olinda e
enclaves máficos associados.
6.2 Diagramas de Discriminação Tectônica
No diagrama de discriminação tectônica R1-R2 (Batchelor & Bowden 1985) (Figura 6.7
A), observa-se que os sienitos Caboclo, Nova Olinda e os granitos Betânia apresentam um
comportamento linear, dispostos predominantemente no campo tardi-orogênico, com os
granitos Betânia mais próximos do campo sin-colisional.
No diagrama Rb versus Y+Nb proposto por Pearce et al. (1996) (Figura 6.7 B) os sienitos
Caboclo e Nova Olinda formam um agrupamento bem definido no campo pós-colisional
(Post-COLG), próximo à intersecção com os campos syn-COLG, VAG e WPG, mostrando
sua relação com fontes diversas, em um ambiente de natureza tardi a pós-orogênica. Os
granitos Betânia, por sua vez, plotam em sua totalidade no campo VAG, o que sugere que
estes granitos tenham uma relação com fontes de magmas associados a arco vulcânico.
80
Figura 6.7: Diagramas de discriminação tectônica para os sienitos Caboclo e Nova Olinda e granitos Betânia. A)
Diagrama multicatiônico R1-R2 de Batchelor + Bowden (1985); B) Diagrama de Discriminação Tectônica Rb
versus (Y+Nb) proposto por Pearce et al. (1984) e modificado por Pearce et al. (1996). Legenda: Syn-COLG:
syn-collisional granites; WPG: within plate granites; VAG: volcanic arc granites, ORG: ocean ridge granites;
Post-COLG: post-collisional granites.
81
7 GEOCRONOLOGIA (MÉTODO U-PB EM ZIRCÃO)
Este capítulo apresenta resultados das análises geocronológicas de 4 amostras de
granitoides do Orógeno Riacho do Pontal. Como descrito no capítulo de materiais e métodos,
utilizou-se da técnica de U-Pb em zircão para a obtenção de estimativas de idades de
cristalização das rochas, e as relações temporais entre os plútons brasilianos. Desta forma, os
diagramas de Concórdia são apresentados na sequência para as amostras referentes ao granito
Betânia (RPE-30A), sienitos Caboclo (RPB-02A), Nova Olinda (RPB-14) e a um sienito do
Plúton Serra das Melancias, pertencente à Suíte Serra da Aldeia (RPM-67). A tabela com os
dados geocronológicos é apresentada em anexo (Anexo 1).
7.1Granito Betânia (Amostra RPE-30A)
Os cristais de zircão do granito Betânia possuem cor amarelada a translúcida (Figura
7.1 A) e tamanhos entre 50 e 175 µm. Mostram razões comprimento/largura entre 1-2,5 e são
predominantemente prismáticos, euédricos a subédricos. Em imagem de back-scattered
elétrons (BSE) os cristais podem apresentar fraturas, sendo possível observar que estas
ocorrem predominantemente no eixo de maior elongação (Figura 7.1 B). Os grãos exibem
zoneamento oscilatório, como pode ser observado nas imagens de catodoluminescência (CL),
alguns mostrando domínios irregulares que sugerem o processo de recristalização magmática
(Corfu et al. 2003) (Figura 7.1 C). As razões Th/U variam de 0,000423 a 0,318278.
A população de cristais analisados indica uma idade concordante de 628,67 ± 2,3 Ma
(MSWD = 2,89), como pode ser visto no diagrama da Figura 7.1 D. Esta idade foi
considerada como idade de cristalização do plúton Betânia e será discutida posteriormente.
82
Figura 7.1: População de grãos de zircão do Granito Betânia (RPE-30A). A) População de grãos de zircão em
luz natural (LN); B) Imagem da população de zircões em back-scattered elétrons (BSE) mostrando as fraturas
dos grãos no seu eixo de maior elongação; C) Imagem da população de zircões em catodoluminescência (CL)
mostrando os cristais de zircão com zoneamento oscilatório e domínios irregulares; D) Diagrama Concórdia
obtido para zircões do granito Betânia representando a idade de cristalização para este plúton.
83
7.2 Sienito Caboclo (Fácies Caveira) (Amostra RPB-02A)
Os cristais de zircão do sienito Caboclo apresentam cor levemente amarelada a
translúcida (Figura 7.2 A), com tamanhos entre 70 e 200 µm, e razões comprimento/largura
entre 1,0-2,1. Duas populações foram identificadas: uma composta por zircões euédricos,
predominantemente prismáticos, e outra de zircões subarredondados, piramidais. Os cristais
podem ainda apresentar fraturas, em imagem de BSE (Figura 7.2 B), e zoneamentos
oscilatórios típicos de zircões magmáticos (Vavra 1990), evidenciados nas imagens de CL
(Figura 7.2 C). As razões Th/U variam de 0,8 a 1,6.
A população dos cristais de zircões analisados indica uma idade concordante de
619,99 ± 2,7 Ma (MSWD = 0,46), como pode ser observado na Figura 7.2 D. A idade foi
considerada de cristalização para o plúton Caboclo e será discutida posteriormente.
84
Figura 7.2: População de grãos de zircão do Sienito Caboclo (RPB-02A). A) População de grãos de zircão em
luz natural (LN); B) Imagem da população de zircões em back-scattered elétrons (BSE) mostrando os grãos
fraturados; C) Imagem da população de zircões em catodoluminescência (CL) mostrando os cristais de zircão
com zoneamento oscilatório; D) Diagrama Concórdia obtido para zircões do sienito Caboclo representando a
idade de cristalização para este plúton.
85
7.3 Sienito Nova Olinda (Amostra RPB-14)
Os grãos de zircão do sienito Nova Olinda exibem cores que variam do bege
amarronzado ao translúcido (Figura 7.3 A), tamanhos entre 80 e 250 µm, e razões
comprimento/largura que variam entre 1,6-2,5. Observa-se a ocorrência de duas populações
nas quais uma consiste de cristais euédricos e prismáticos enquanto a outra população é
composta de grãos subarredondados e piramidais. Os grãos podem apresentar fraturas, em
imagens de BSE (Figura 7.3 B), e zoneamentos oscilatórios, alguns com domínios irregulares,
em imagens de CL, sugerindo recristalização magmática (Corfu et al. 2003) (Figura 7.3 C).
As razões Th/U variam de 0,6 a 1,4.
A população dos cristais de zircões analisados indica uma idade concordante de
616,75 ± 1,45 Ma (MSWD = 1,82) como pode ser observado na Figura 7.3 D. A idade,
considerada de cristalização para este corpo sienítico, será discutida posteriormente,
juntamente com o sienito Caboclo.
86
Figura 7.3: População de grãos de zircão do Sienito Nova Olinda (RPB-14). A) População de grãos de zircão
em luz natural (LN); B) Imagem da população de zircões em back-scattered elétrons (BSE) mostrando as
fraturas nos grãos; C) Imagem da população de zircões em catodoluminescência (CL) mostrando os cristais de
zircão com zoneamento oscilatório e domínios irregulares; D) Diagrama Concórdia obtido para zircões do
sienito Nova Olinda representando a idade de cristalização para este plúton.
87
7.4 Sienito Serra das Melancias (Amostra RPM-67)
Os cristais de zircão da amostra do sienito Serra das Melancias, pertencente à Suíte
Serra da Aldeia, possuem cores que variam do amarelado ao translúcido (Figura 7.4 A) e
tamanhos entre 50 e 150 µm. As razões comprimento/largura variam entre 1,8-3,0 e
predominam cristais euédricos e prismáticos. Os cristais podem apresentar fraturas, como
pode ser visto nas imagens de BSE (Figura 7.4 B), e zoneamentos oscilatórios evidenciados
em imagens de CL (Figura 7.4 C). As razões Th/U variam entre 0,12 e 1,77.
A população dos cristais de zircões analisados indica uma idade concordante de
578,19 ± 4,07 Ma (MSWD = 0,48) como pode ser observado no diagrama da Concórdia da
Figura 7.4 D. A idade foi considerada de cristalização e será discutida posteriormente com os
sienitos Caboclo e Nova Olinda.
88
Figura 7.4: População de grãos de zircão do Sienito Serra das Melancias (RPM-67) da Suíte Serra da Aldeia. A)
População de grãos de zircão em luz natural (LN); B) Imagem da população de zircões em back-scattered
elétrons (BSE) mostrando as fraturas nos grãos; C) Imagem da população de zircões em catodoluminescência
(CL) mostrando os cristais de zircão com zoneamento oscilatório; D) Diagrama Concórdia obtido para zircões do
sienito Serra das Melancias representando a idade de cristalização para este plúton.
89
8 GEOLOGIA ISOTÓPICA – SM-ND E SR-SR
Os dados isotópicos de Sm-Nd e Sr-Sr foram obtidos para 7 amostras, referentes aos
sienitos Caboclo e Nova Olinda e ao enclave metabásico (anfibolito) amostrado no sienito
Caboclo. Os dados são apresentados na Tabela 8.1 e plotados no diagrama de evolução
petrogenética (Figura 8.1). Os métodos foram utilizados com o intuito de inferir as possíveis
fontes magmáticas das rochas em questão. As idades modelo (TDM) de Sm-Nd foram
calculadas usando o modelo de De Paolo (1981).
Tabela 8.1: Dados isotópicos de Sm-Nd e Sr-Sr para os sienitos Caboclo e Nova Olinda e enclave metabásico.
Amostra Rocha Sm (ppm) Nd (ppm)
147Sm/
144Nd
143Nd/
144Nd ƐNd (0) TDM (Ga) ƐNd (620)
87Sr/
86Sr
RPB-02A Sienito Caboclo 13,274 62,416 0,1286 0,511959±4 -13,24 1,92 -7,86 0,71655±1
RPB-02B Sienito Caboclo 15,737 74,507 0,1277 0,511925±13 -13,9 1,97 -8,45 0,74432±1
RPB-07A Sienito Caboclo 15,349 78,043 0,1189 0,511917±20 -14,06 1,79 -7,91 0,71503±1
RPB-07B Sienito Caboclo 14,963 75,021 0,1206 0,511925±20 -13,92 1,82 -7,89 0,71492±1
RPB-13 Sienito Nova Olinda 16,469 82,237 0,1211 0,511904±14 -14,31 1,86 -8,34 0,71567±1
RPB-14A
Sienito Nova Olinda
18,621
92,112
0,1222
0,51194±8
-13,62
1,82
-7,72
0,71594±2
RPB-07C
Enclave Metabásico
(Anfibolito)
7,111 29,062 0,1479 0,512426±11 -4,13 1,41 0,99 0,71091±1
Enclave metabásico (RPB-07C) recalculado para 820 Ma.
90
Figura 8.1: Diagrama de evolução isotópica εNd x TDM com valores recalculados para t(620Ma).
As amostras correspondentes ao plúton sienítico Caboclo (RPB-02A, RPB-02B, RPB-
07A, RPB-07B) mostram razões iniciais 87
Sr/86
Sr que variam entre 0,71655 e 0,74432. Os
valores de εNd (620 Ma) das mesmas amostras são negativos, entre -7,86 e -8,45, com valores
TDM entre 1,79 e 1,97 Ga (Tabela 8.1 e Figura 8.1).
As amostras referentes aos sienitos Nova Olinda (RPB-13 e RPB-14A) apresentam
razões iniciais 87
Sr/86
Sr de 0,7167 e 0,71594, respectivamente. Os valores de εNd (620 Ma) são
negativos, -7,72 e -8,34, enquanto que os valores TDM são de 1,82 e 1,86 Ga, respectivamente
(Tabela 8.1 e Figura 8.1).
O enclave metabásico anfibolítico (amostra RPB-07C), amostrado a partir de um corpo
sienítico do plúton Caboclo, apresenta valores de 87
Sr/86
Sr =0,71091 e de εNd (820 Ma) =
+0,99 (Figura 8.1). O tempo utilizado (t=820 Ma) refere-se à idade obtida para os
metabasaltos do Complexo Monte Orebe (Caxito et al. 2014a) e será discutida
posteriormente.
91
9 DISCUSSÃO
Neste capítulo serão discutidos os resultados obtidos nos trabalhos de campo, estudos
petrográficos, geoquímicos e isotópicos para os granitoides ediacaranos (~630-542 Ma) das
zonas Central e Interna do Orógeno Riacho do Pontal. Deste modo, foram individualizadas as
discussões referentes ao granito Betânia e aos sienitos Caboclo, Nova Olinda e Serra das
Melancias-Suíte Serra da Aldeia, além de breves apontamentos acerca dos enclaves de
natureza máfica amostrados no sienito Caboclo. A Figura 9.1 sintetiza as interpretações
decorrentes dos resultados obtidos.
9.1 Granito Betânia - Magmatismo pré-colisional?
O granito Betânia que ocorre nos arredores do município homônimo, foi
primeiramente descrito neste trabalho e individualizado em duas fácies mineralogicamente
distintas: uma fácies com anfibólio e epidoto magmático, e outra fácies sem anfibólio, com
muscovita secundária. Os granitos Betânia são subalcalinos de alto K, com altos valores de
SiO2, próximos de 70%, e relativamente enriquecidos em MgO, com índice de Fe* > 0,6.
Além disso, são classificados como álcali-cálcicos e fracamente peraluminosos.
O comportamento relacionado aos elementos traços mostra altos conteúdos de Ba e Sr
( > 1000 ppm), e baixos valores de Rb (< 50 ppm), e um enriquecimento nos elementos LILE
relativamente aos HFSE, com baixos valores para Ta e Nb. Os baixos valores de Rb que
caracterizam os granitos Betânia podem estar relacionados com os baixos conteúdos de biotita
na rocha (2-5%), já que o Rb é conhecido como um elemento que é preferencialmente
concentrado em micas quando comparados a outros minerais que contém K (Terekhov &
Shcherbakova 2006). Os baixos valores de Nb e Ta, por sua vez, são reconhecidos como
típicas assinaturas “orogênicas” relacionadas a uma provável zona de subducção (Thompson
& Fowler 1986, Martin et al. 2005, Jiang et al. 2012).
Os granitos Betânia mostram ainda concentrações muito baixas de elementos terras
raras, com um baixo enriquecimento tanto para os elementos terras raras leves quanto para os
pesados, apresentando ainda um fracionamento moderado a alto entre esses elementos, como
pode ser observado pelos valores de LaN e (La/Yb)N. As baixas concentrações de HREEs
podem estar relacionadas ao caráter leucocrático das rochas, que contém relativamente poucos
minerais máficos, deixando tais elementos retidos numa fonte com granada (Rollinson 1993,
Bea 1996).
92
Anomalias fortemente positivas de Eu são feições bem expressivas nestas rochas
sendo que sua origem é controversa. Tais anomalias foram registradas em rochas graníticas no
leste do Escudo Báltico (Terekhov & Shcherbakova 2006). Os granitos do Escudo Báltico
apresentaram, além das anomalias positivas, outras características geoquímicas semelhantes
aos granitos Betânia, tais como o empobrecimento nos elementos Ti, Fe, Mg, Mn, P e Rb,
bem como altos valores de Ba e Sr. A origem das anomalias positivas de Eu observada nesses
granitos foi relacionada a uma fusão de rochas granulíticas, em um ambiente redutor que
permitisse o aprisionamento do Eu2+
na estrutura cristalina dos plagioclásios. (Terekhov &
Shcherbakova 2006).
Em granitos peraluminosos a partição do Eu tem sido de fato, associada tanto aos
plagioclásios como K-feldspatos, o que resultaria em anomalias positivas deste elemento (Bea
1996). Contudo, o epidoto magmático, quando presente, é responsável em concentrar uma
proporção significativa de Eu, de forma que a partição deste elemento no epidoto primário,
quando comparado com os feldspatos, apresenta valores de coeficientes de partição entre
epidoto/K-feldspato (~20-30) e entre epidoto/plagioclásio (~8-20) (Bea 1996). Neste
contexto, é sugerido aqui que a presença do epidoto magmático nos granitos Betânia pode ter
contribuído significativamente para as anomalias positivas de Eu presentes nestas rochas.
Granitos cálcio-alcalinos a cálcio-alcalinos de alto K, com epidoto magmático, foram
reconhecidos na Zona Transversal da Província Borborema, nos terrenos Alto Pajeú e
Cachoeirinha-Salgueiro (Sial & Ferreira 2016). Estes granitos, com idades entre 650-620 Ma,
por meio de estudos isotópicos (O e Nd) tiveram sua origem relacionada a uma fusão parcial
de crosta oceânica subductada (granitos cálcio-alcalinos com epidoto) e a um underplating de
magma basáltico na base da crosta inferior (granitos cálcio-alcalinos de alto K com epidoto)
(Sial & Ferreira 2016).
O magmatismo granítico cálcio-alcalino de alto K, levemente peraluminoso e
magnesiano, foi descrito no Cinturão Dom Feliciano no Uruguai (Plúton Solis de Mataojo,
Oyhantçabal et al. 2007). Além das feições geoquímicas de elementos maiores apresentadas,
análogas às observadas para o granito Betânia, as assinaturas dos elementos traços, tais como
altos conteúdos de Ba e Sr, e baixos valores de Y, Nb e Rb, são características que se
assemelham aos granitos estudados. O plúton Solis de Mataojo, representante do magmatismo
cálcio-alcalino de alto K descrito acima, teve sua origem associada a ambientes de arco
continental maduro e configurações pós-colisionais (Oyhantçabal et al. 2007).
93
Com relação aos dados geocronológicos, obteve-se para o granito Betânia uma idade
de cristalização de 629 ± 2,3 Ma, sendo esta idade mais antiga que aquelas constatadas para
os granitos sin-colisionais tipo Rajada, apresentadas por Caxito (2013) (idades U-Pb em
zircão entre 570 e 616 Ma) e Caxito et al. (2016) (idade U-Pb em zircão em torno de 608 ±
9,8 Ma). Por sua vez, análises geocronológicas obtidas para os granitos Rajada por Brito
Neves et al. (2015) apontam para um intervalo de idades mais amplo, entre 620 ± 10 Ma e
635 ± 15 Ma (U-Pb em zircão), sendo estas idades consideradas pelos autores como
representativas do ápice do metamorfismo regional.
No Orógeno Sergipano, vizinho ao Orógeno Riacho do Pontal, Oliveira et al. (2015)
apresentaram estudos em granitoides cujas características geoquímicas e isotópicas
corroboram para uma origem relacionada a um arco continental ediacarano. Estes granitoides,
com idades entre 630-618 Ma são pertencentes aos domínios Poço Redondo-Marancó e
Canindé (granito Queimada Grande e monzodiorito Lajedinho, respectivamente) e Macururé
(Tonalito Camará e Granodiorito Coronel João Sá) (datações U-Pb, Long et al. 2004, Bueno
et al. 2009, Oliveira et al. 2015), e foram classificados como pré-colisionais, com feições
geoquímicas de granitos cálcio-alcalinos de alto K, magnesianos e com assinaturas de
elementos traços típicas de arco magmático (Oliveira et al. 2015).
As características geoquímicas apresentadas para os granitos Betânia, sendo estes
classificados como cálcio-alcalinos de alto K, magnesianos e levemente peraluminosos,
permitem classificá-los como granitos cordilheirianos (Frost et al. 2001), granitos cálcio-
alcalinos com anfibólio (Barbarin 1999), ou granitos de arco vulcânico (Pearce et al. 1984). A
natureza álcali-cálcica e o valor do índice de Fe*, com as rochas plotando próximo ao campo
“ferrous”, permitem situar os litotipos, dentro deste contexto tectônico inferido, na porção do
arco magmático mais próxima ao continente (inboard). A assinatura de elementos traços, com
baixos valores de Nb e Ta, e uma provável contribuição de fontes de arco vulcânico (Figura
6.7 B) corroboram igualmente com essa possível classificação. Por outro lado, a geoquímica
subalcalina de alto K é reconhecida como uma feição típica de granitos pós-colisionais (Bonin
et al. 1998, Liegéois et al. 1998). Neste contexto, a assinatura álcali-cálcica, enriquecida em
magnésio e levemente peraluminosa, com valores de sílica em torno de 70%, também pode
ser reconhecida em granitos do tipo “caledonianos” (Frost et al. 2001), granitoides cálcio-
alcalinos de alto K (Barbarin 1999) ou granitoides pós-orogênicos (Maniar & Piccoli 1989).
94
Ao se fazer uma análise integrada dos dados de campo, petrográficos, geoquímicos e
geocronológicos disponíveis para os granitos Betânia, é aqui sugerido que estas rochas
possam fazer parte de um sistema granítico em um contexto de arco magmático evoluído,
onde as assinaturas geoquímicas reconhecidas, juntamente com a idade U-Pb obtida, seriam
condizentes com este ambiente. Desta forma, o plúton granítico Betânia representaria um
possível sistema de arco magmático ediacarano no Orógeno Riacho do Pontal.
9.2 Magmatismo tardi a pós-orogênico: Sienitos tipo Caboclo/Nova Olinda e
Serra das Melancias
Os sienitos Caboclo e Nova Olinda foram caracterizados como biotita quartzo álcali-
feldspatos sienitos com augita a biotita quartzo sienitos com augita. Estas rochas apresentam
valores de SiO2 entre 56-63%, são relativamente enriquecidas em magnésio (Fe* > 0,5),
alcálicas (próximo ao limite com álcali-cálcicos) e metaluminosas. Os sienitos Caboclo e
Nova Olinda mostram ainda afinidade ultrapotássica, reconhecida pelos valores de
K2O+Na2O>9% e K2O/Na2O>2 (Plá Cid & Nardi 2006). Os sienitos Serra das Melancias,
pertencente
à Suíte Serra da Aldeia, por sua vez, apresentaram afinidades alcalinas de alto K a
shoshoníticas, caráter ferroso e metaluminoso (Perpétuo et al. 2016).
O magmatismo ultrapotássico é reconhecido por diversos autores como sendo típico
de ambientes pós-colisionais, com sua origem direta ou indiretamente relacionada às fontes
mantélicas (Thompson & Fowler 1986, Miller et al. 1999, Nardi & Lima 1999, Plá Cid et al.
2000, Nardi et al. 2008). O termo pós-colisional é utilizado para designar processos tectono-
magmáticos que ocorrem após o evento principal de colisão durante a orogênese (Bonin et al.
1998). Os ambientes pós-colisionais são marcados por uma transição entre um magmatismo
cálcio-alcalino inicial, que se modifica com o tempo para composições mais alcalinas nos
estágios finais do episódio orogenético (Liégeois et al. 1998), sendo ainda caracterizado pela
influência de materias crustais subductados, resultando em um enriquecimento em K
expressivo das suítes cálcio-alcalinas (Bonin et al. 1998). O termo pós-colisional pode ser
entendido ainda como um evento tectônico no qual a continuação da convergência pode
resultar em cavalgamento intra-continental e/ou escape lateral. Esta configuração, também
chamada de tardi-orogênica, é seguida de um episódio subsequente pós-orogênico, no qual as
suítes magmáticas são colocadas ao longo de zonas de cisalhamento e caracterizam-se por
uma afinidade marcadamente alcalina (Bonin et al. 1998).
95
Suítes tardi a pós-orogênicas tem sido documentadas ao redor do mundo (Harris et al.
1986, Bonin et al. 1998, Oyhantçabal et al. 2007, Goswami & Bhattacharyya 2013) bem
como em diversas regiões do território brasileiro (Da Silva Filho et al. 1993, Plá Cid et al.
2000, Nardi & Bonin 1991, Nardi et al. 2007). Liégeois et al. (1998) relacionam o
enriquecimento em K durante um magmatismo pós-colisional com fontes juvenis (manto ou
crosta inferior máfica). O enriquecimento seria devido à contribuição de grande quantidade de
magma mantélico previamente metassomatizado por uma subducção prévia. Uma origem com
derivação mantélica para o magmatismo shoshonítico e ultrapotássico, com os magmas
modificados por material advindo de subducção, é reconhecida por outros autores (e.g:
Thompson & Fowler 1986, Jiang et al. 2012).
Com relação à química dos elementos traços, os sienitos Caboclo/Nova Olinda e Serra
das Melancias caracterizam-se por apresentarem altos conteúdos de Ba e Sr, enriquecimento
nos elementos LILE e LREE, com um fracionamento moderado observado pelos valores de
LaN e (La/Yb)N. Apresentam ainda anomalias negativas nos pares Ta-Nb e Hf-Zr. Valores de
Cr e Ni de ~100 ppm parecem necessitar de uma contribuição mantélica para os sienitos, de
acordo com Thompson & Fowler (1986). A assinatura “orogênica” para os magmas
relacionados à subducção pode ser constatada pela presença de anomalias negativas de Nb, Ta
e Ti, além de altos valores para os elementos LILE (Ba, Rb, K e Sr) (Thompson & Fowler
1986, Martin et al. 2005, Jiang et al. 2012). Estas características geoquímicas foram
constatadas nas rochas investigadas, as quais mostram enriquecimento em LILE relativamente
aos HFSE, principalmente em Ba e Sr, além de anomalias negativas em Nb e Ta.
Padrões de elementos terras raras demonstram que as anomalias de Eu nos sienitos
Caboclo e Nova Olinda, apesar de negativas, não apresentam valores tão significativos. A
ausência de anomalias significativas de Eu pode estar relacionada à condições mais oxidantes
do magma que, por sua vez, resulta na estabilização do Eu³+
, o qual é incompatível nos
feldspatos, de forma que este elemento não é aprisionado na estrutura cristalina deste mineral
(Bedford 1989, Marks et al. 2004). A cristalização de magnetita nas rochas, reconhecida em
análises petrográficas, corrobora com esta hipótese, à medida que condições oxidantes
possibilitam a cristalização de magnetita que, por sua vez, inibe o enriquecimento em ferro
durante a diferenciação magmática, resultando em magmas enriquecidos em magnésio (Frost
et al. 2001). Neste contexto, as razões de Fe/Mg observadas para estas rochas, que apresentam
valores intermediários, confirmam o enriquecimento relativo em magnésio destas rochas.
96
Os sienitos Caboclo e Nova Olinda mostram ainda razões Rb/Sr entre 0,19-0,24 e
Ba/Rb entre 10,66-13,30. Tais razões estão de acordo com a origem de lavas ultrapotássicas
relacionadas à fusão de um manto litosférico com flogopita (Furman & Graham 1999), que
são caracterizadas por razões Rb/Sr > 0,10 e razões Ba/Rb < 20. A presença de flogopita no
manto, por sua vez, pode estar relacionada com os altos conteúdos de K2O presentes na rocha,
além de ser uma fase importante para atestar metassomatismo no manto (Ionov et al 1997).
Segundo os autores, a flogopita, assim como anfibólios e a apatita, é uma fase comum em um
manto metassomatizado, sendo ainda um importante concentrador de elementos LILE, tais
como Ba, Rb e Sr, de forma que sua presença, e posterior fusão a partir da fonte, pode estar
relacionada aos altos conteúdos de Ba e Sr nos sienitos Caboclo e Nova Olinda.
As características geoquímicas de elementos traços observadas para os sienitos
Caboclo e Nova Olinda, tais como altos conteúdos em LILEs, baixos valores de HFSEs, com
anomalias marcadamente negativas para Ta, Nb, Zr e Hf, além de anomalias positivas
observadas para os LREEs, são semelhantes com as assinaturas observadas para granitos pós-
colisionais, compartilhando algumas semelhanças com granitos cálcio-alcalinos de alto K de
arco vulcânico (Pearce et al.1984).
A integração dos dados geoquímicos e geocronológicos para o magmatismo pós-
colisional do orógeno mostra uma evolução a partir de magmas magnesianos (sienitos
Caboclo e Nova Olinda, idades U-Pb de ~620 e 616 Ma, respectivamente) para magmas
ferrosos (Plúton Serra das Melancias - Suíte Serra Aldeia, idade U-Pb de ~578 Ma). Debon &
Lemmet (1999) registram esta descontinuidade ao longo do tempo, a partir de composições
magnesianas para mais ferrosas, nas intrusões monzo e sienograníticas Tardi-Variscanas do
Maciço Cristalino Externo nos Alpes. Segundo os autores, a decrescente contribuição a partir
de um manto enriquecido de afinidade lamproítica ao curso do tempo poderia estar
relacionada com uma substituição de granitos magnesianos para os mais ferrosos.
Com relação aos dados isotópicos, os sienitos Caboclo e Nova Olinda apresentam razões
iniciais 87
Sr/86
Sr entre 0,71492 e 0,74432 e valores de εNd (620) negativos, entre -7,72 e -8,45,
com valores de TDM entre 1,79 e 1,97 Ga. Os valores das razões iniciais de 87
Sr/86
Sr
juntamente com os valores de εNd (620) negativos mostram que os sienitos Caboclo e Nova
Olinda tiveram uma contribuição crustal importante durante sua evolução. As idades TDM,
apesar de paleoproterozoicas, são mais jovens que os ortognaisses representantes do
embasamento da região (ortognaisses do Complexo Morro do Estreito, idade U-Pb de ~2,6
97
Ga; Brito Neves et al. 2015), o que pode indicar uma mistura com fontes juvenis para a
gênese dos sienitos.
Segundo Moyen et al. (2017) uma atividade magmática tardi-colisional é dominada por
uma fusão concomitante da crosta e do manto. Desta forma, ambientes tardi-orogênicos
podem ser caracterizados por um magmatismo granítico de natureza bimodal, com
participação de diferentes fontes. Ainda segundo os autores, assinaturas isotópicas tipo
“crustal” são feições comuns de magmas potássicos tardi-orogênicos.
Granitoides potássicos e magnesianos, com assinaturas isotópicas puramente crustais, são
descritos no Maciço Central Francês Variscano (Moyen et al. 2017). Essas rochas mostraram
uma petrogênese ligada a uma contribuição de magmas derivados do manto (magmas máficos
potássicos denominados de vaugneritos). De acordo com os autores, a assinatura isotópica
puramente crustal advém do fato de que os traçadores isotópicos (Sr, Nd, Pb, Hf) são todos
elementos incompatíveis e, portanto, completamente controlados por pequenas proporções de
componentes crustais reciclados dentro da fonte do manto. Isto enfatiza o ponto de que,
partindo de uma perspectiva puramente isotópica, não é possível explicar a contribuição de
diferentes fontes para a geração de magmas graníticos (Moyen et al. 2017). Os granitos
estudados no Maciço Central Variscano, assim como os sienitos Caboclo e Nova Olinda,
apresentam características que, do ponto de vista isotópico, não é juvenil, mostrando uma
assinatura isotópica crustal, e que, não obstante, apresenta uma contribuição significativa de
magmas mantélicos. A participação de fontes derivadas do manto para os sienitos Caboclo e
Nova Olinda, por sua vez, pode ser constatada em conjunto com os elementos maiores, por
meio de uma análise de geoquímica de rocha total, na qual é possível observar uma afinidade
ultrapotássica e magnesiana marcante nestas rochas.
Desta forma, baseado nos dados geoquímicos e isotópicos disponíveis, é considerado aqui
que os sienitos Caboclo e Nova Olinda possuem, como origem, uma mistura de fontes, com
contribuições crustais e de derivação mantélica. Estes sienitos são ainda reconhecidos como
representantes de um magmatismo tardi-orogênico, enquanto que o sienito Serra das
Melancias pertence a um magmatismo pós-orogênico ediacarano, quando analisados do ponto
de vista geocronológico.
98
9.3 Enclaves Máficos
9.3.1 Enclave Metabásico (Amostra RPB-07C)- Xenólito anfibolítico
Foram amostrados dois enclaves máficos do plúton sienítico Caboclo (amostras RBP-
02C e RPB-07C) de forma que apenas a amostra RPB-07C foi analisada petrograficamente.
Este enclave apresentou em lâmina delgada características microtexturais e mineralógicas
reconhecidas como metamórficas, tendo sido, dessa forma, classificado como um enclave
metabásico ou, mais especificamente, um anfibolito.
Com respeito às feições geoquímicas apresentadas para este enclave anfibolítico,
podem-se observar algumas semelhanças com a geoquímica dos metabasaltos do Complexo
Monte Orebe (Caxito et al. 2014a). Os litotipos do Complexo Monte Orebe constituem as
rochas encaixantes dos sienitos Caboclo, onde o enclave metabásico foi coletado. As
semelhanças observadas consistem no padrão de elementos terras raras, de forma que os
metabasaltos analisados (Caxito et al. 2014a), quando normalizados ao condrito, mostram um
comportamento suave, plano, com os valores de LaN menores que 100, e valores médios de
(La/Yb)N=1,54 e Eu/Eu*=1.0. Estes valores são muito semelhantes com os obtidos para o
enclave anfibolítico analisado neste trabalho. O enclave anfibolítico apresenta ainda valor
isotópico de εNd (820 Ma) positivo (+0,99) semelhante aos valores descritos para os
metabasaltos do Complexo Monte Orebe, tendo estes, valores positivos de εNd (820) = +4,4.
As semelhanças nos valores isotópicos de Nd, o comportamento geoquímico
observado, juntamente com as características petrográficas descritas para este enclave, dentre
as quais permitiram classificá-lo como um anfibolito, sugere a possibilidade de esta amostra
ser um xenólito proveniente dos metabasaltos do Complexo Monte Orebe.
9.3.2 Enclave Máfico (Amostra RPB-02C) – Possível autólito?
O enclave referente à amostra RPB-02C, por sua vez, apresenta algumas feições
distintas, quando comparado com o enclave anfibolítico (RPB-07C). Os valores de LaN,
(La/Yb)N e Eu/Eu* obtidos para o enclave RPB-02C mostram semelhança com os valores
analisados para os sienitos Caboclo e Nova Olinda, e diferem significativamente dos
apresentados pelo enclave anfibolítico. Além disso, os enclaves apresentam valores bem
distintos para os elementos Cr e Ni, de forma que o enclave anfibolítico mostra valores baixos
(Ni=24,5 ppm e Cr=21,2 ppm) enquanto o enclave RPB-02C mostra valores altos para estes
mesmos elementos (Ni=288 ppm e Cr=750 ppm). Via de regra, ao analisar os padrões
99
normalizados de elementos traços, incluindo os elementos terras raras, conclui-se que o
enclave RPB-02C apresenta um comportamento geoquímico semelhante aos sienitos Caboclo
e Nova Olinda, acompanhando a tendência geral nos diagramas geoquímicos de elementos
traços (Figuras 6.5 e 6.6).
Com base nas semelhanças geoquímicas observadas para o enclave RPB-02C e para os
sienitos Caboclo e Nova Olinda, é sugerido aqui que este enclave máfico possa ser um
autólito, isto é, um fragmento proveniente do mesmo processo magmático que gerou os
sienitos em questão. A existência de autólitos máficos corrobora com possíveis contribuições
de fontes derivadas do manto para a geração dos sienitos Caboclo e Nova Olinda.
Devido à carência de amostras de enclaves para as análises petrográficas, geoquímicas e
isotópicas, a interpretação da natureza dos mesmos se torna de difícil entendimento. As
sugestões foram assim apresentadas de forma preliminar, de modo que faz-se necessário mais
estudos, e amostras, para uma melhor compreensão da natureza destes enclaves e sua relação
com a origem dos sienitos Caboclo e Nova Olinda.
100
Figura 9.1: Modelo geotectônico neoproterozoico do Orógeno Riacho do Pontal.
101
10 CONCLUSÃO
São apresentadas a seguir as conclusões sobre o magmatismo ediacarano do Orógeno
Riacho do Pontal, obtidas a partir do estudo do granito Betânia e dos sienitos Caboclo/Nova
Olinda e Serra das Melancias (Suíte Serra da Aldeia).
Os granitos Betânia constituem-se de corpos graníticos alongados, variavelmente
deformados, imbricados em cianita-granada-biotita xistos do Complexo Santa
Filomena. Consistem de monzogranitos a sienogranitos individualizados em duas
fácies distintas, uma com anfibólio e epidoto magmático, e outra com muscovita
secundária;
São granitos subalcalinos de alto K, enriquecidos em magnésio e levemente
peraluminosos. Apresentam altos conteúdos de Ba e Sr (>1000 ppm) e baixos
conteúdos de Rb (<50 ppm) e são enriquecidos em elementos LILE, caracterizando-se
ainda pelas anomalias de Eu fortemente positivas e pelos baixos valores de Nb e Ta;
Mostram uma idade U-Pb de ~629 Ma, correlacionável com a idade dos granitos pré-
colisionais do Orógeno Sergipano, vizinho ao Orógeno Riacho do Pontal;
Os granitos Betânia foram classificados como representantes de um arco magmático
maduro ediacarano;
Os sienitos do tipo Caboclo e Nova Olinda são corpos intrusivos em granada-biotita
xistos pertencentes ao Complexo Monte Orebe. Apresentam autólitos máficos e
xenólitos anfibolíticos;
São alcalinos, magnesianos, metaluminosos e mostram afinidade ultrapotássica. São
ainda reconhecidos pelos seus altos valores de Ba e Sr, enriquecimento nos elementos
LILE e LREE, e baixos conteúdos de Ta e Nb.
Apresentam respectivamente idades de ~620 Ma e 617 Ma e assinaturas isotópicas
crustais. Representam um magmatismo pós-colisional, tardi-orogênico ediacarano.
Os sienitos do Plúton Serra das Melancias, de afinidade alcalina e ferrosa, seriam os
representantes do magmatismo pós-colisional, com idade de cristalização de ~578 Ma.
102
11 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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12 ANEXOS
No anexo 1 encontram-se as tabelas com os dados geocronológicos, obtidos pelo método
U-Pb em zircão, para as amostras referentes aos granitos Betânia (RPE-30A), sienitos
Caboclo (RPB-02A), Nova Olinda (RPB-14) e Serra das Melancias (RPM-67)
111
Dados para
concordia
Idades
(Ma)1
Integr
ação Spot U
Th
Pb
Th/U %
206Pb/
2
38U % Rho
208Pb/
2
32Th
207Pb/
2
06Pb
206Pb/
238U
207Pb/
235
U
208Pb/
2
32Th
%
conc
2
(%)
(g.
g-1)
2
(g.
g-1) 2
(g.
g-1) 2
calcul
ada
RPE30_
1
Spot97.
FIN2
0,0593
6508 371
2
7 7,57
0,7
2 1,72
0,2
6
0,020
404
2,793
9464 0,1022
2,152
642
0,770
466 360 110 609 31 627
1
3 627
1
3 8700
480
0
102,9
557
RPE30_
2
Spot99.
FIN2
0,1931
8182
108,
7
4,
1
0,04
6
0,0
21 0,21
0,0
98
0,000
423
4,601
5713 0,1041
3,266
09
0,709
777 -7000 3800 673 53 637
2
0 637
2
2
26350
0
980
0
94,65
082
RPE30_
3
Spot103
.FIN2
0,0410
989
311,
5
5,
5
221,
3 2,5
103,
2 2,5
0,710
433
1,981
352 0,172
1,860
465
0,938
988 0,0465
0,00
11 1064 22 1021
1
8 1014
1
2 887 51
95,95
865
RPE30_
4
Spot104
.FIN2
0,0413
2597 386
1
6
186,
4 9,7 74,6 4,6
0,482
902
1,791
0448 0,1335
1,872
659
1,045
568
0,0407
7
0,00
092 1053 19 808
1
4 866
1
0 746 69
76,73
314
RPE30_
5
Spot106
.FIN2
0,0768
9145
282,
7
5,
3 0,4
0,0
53 0,85
0,1
6
0,001
415
2,405
4983 0,1027
1,947
42
0,809
57 -6400 3000 715 32 629
1
2 636
1
1
10900
0
190
00
87,97
203
RPE30_
6
Spot108
.FIN2
0,0575
3846 388
1
8
111,
9 3,5 50,6 1,9
0,288
402
3,010
3481 0,1047
2,865
33
0,951
827 0,0459
0,00
14 1026 27 641
1
8 734
1
6 733 95
62,47
563
RPE30_
7
Spot109
.FIN2
0,0365
2344 581
1
6 5,43
0,1
8 1,94
0,2
2
0,009
346
1,513
3877 0,1025
1,365
854
0,902
514 0,0384
0,00
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.FIN2 0,11 209 7 232 6 53 2 1,11 17600 0,757 0,018 2,4 0,0936
0,00
17 1,8
0,
76 595
2
8 576
1
0 575 10 97
RPM67
_17
Spot102
.FIN2 0,10 232 7 266 6 63 2 1,15 19150 0,778 0,021 2,7 0,0934
0,00
19 2,0
0,
75 631
3
1 575
1
1 581 12 91
RPM67
_18
Spot103
.FIN2 0,12 180 6 216 7 51 2 1,20 15350 0,770 0,018 2,3 0,0937
0,00
17 1,8
0,
78 624
2
7 577
1
0 578 11 92