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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, GEOQUÍMICA EGEOCRONOLÓGICA DA SUÍTE PLUTÔNICA NEOPROTEROZÓICA DAREGIÃO DE SERRINHA, PORÇÃO CENTRO-LESTE DO MACIÇO SÃO
JOSÉ DE CAMPESTRE, SUDESTE DO RN
Autor:LUIZ GUSTAVO DA SILVEIRA DIAS
Orientador:PROF. DR. ANTONIO CARLOS GALINDO
Co-Orientador:PROF. DR. ZORANO SÉRGIO DE SOUZA
Dissertação N°57/PPGG
Natal-RN, Agosto de 2006
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, GEOQUÍMICA EGEOCRONOLÓGICA DA SUÍTE PLUTÔNICA NEOPROTEROZÓICA DAREGIÃO DE SERRINHA, PORÇÃO CENTRO-LESTE DO MACIÇO SÃO
JOSÉ DE CAMPESTRE, SUDESTE DO RN
Autor:LUIZ GUSTAVO DA SILVEIRA DIAS
Comissão Examinadora:Prof. Dr. ANTONIO CARLOS GALINDO (PPGG/UFRN - Orientador)
Prof. Dr. FERNANDO CÉSAR ALVES DA SILVA (PPGG/UFRN)Prof. Dr. ELTON LUIZ DANTAS (IG/UnB)
Natal-RN, Agosto de 2006.
Dissertação de Mestrado apresentadaem 31 de agosto de 2006, paraobtenção do título de Mestre emGeodinâmica pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica eGeofísica da UFRN.
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
i
A suíte plutônica da região de Serrinha, localizada no extremo nordeste da
Província Borborema (NE do Brasil), caracteriza-se por um volumoso e diversificado
magmatismo de idade neoproterozóica, intrusivo no substrato gnáissico-migmatítico, de
idade arqueana a paleoproterozóica, do Maciço São José de Campestre.
Relações de campo, dados petrográficos e geoquímicos permitiram individualizar
os diferentes tipos litológicos desta suíte plutônica, que são representados por
encraves intermediários a máficos, rochas dioríticas porfiríticas, granitóides porfiríticos,
granodioritos porfiríticos, granitos microporfiríticos e diques/sheets micrograníticos. Os
encraves intermediários a máficos ocorrem, principalmente, associados aos granitóides
porfiríticos, exibindo feições de mistura. Os dioritos porfiríticos ocorrem como corpos
isolados, associados com encraves intermediários a máficos, e localmente como
encraves nos granitos porfiríticos. Os granodioritos representam um fácies típico de
mistura entre um magma intermediário a máfico, diorítico, e outro ácido, granitico. Os
granitos microporfiríticos apresentam-se como pequenos corpos isolados, geralmente
deformados. Os diques e sheets micrograníticos são tardios na seqüência magmática
da área estudada, com relações intrusivas nas demais unidades magmáticas. Uma
idada U-Pb em zircão de 576 + 3 Ma foi obtida para o Granito Serrinha, que ocorre
controlado por uma zona de cisalhamento de direção geral E-W (Zona de Cisalhamento
Rio Jacu). Tendo em vista o caráter sintectônico desse plúton, essa idade marca a sua
colocação e o pico da deformação D3 associada. Este evento é responsável pela atual
arquitetura estrutural da área mapeada, com geração da tectônica
transcorrente/distensional impressa nas zonas de cisalhamento que controlam o
alojamento dos plútons neoproterozóicos.
Os granitóides porfiríticos apresentam composição predominantemente
monzogranítica, apresentando características transicionais entre peraluminosos e
metaluminosos, tipicamente de afinidade subalcalina - cálcio-alcalina de alto K. Os
encraves intermediários a máficos variam de quartzo dioritos a tonalitos/granodioritos,
com textura fanerítica fina a média. São rochas metaluminosas de afinidade
shoshonítica. As rochas dioríticas porfiríticas são principalmente quartzo monzodioritos,
com textura inequigranular porfirítica, com predomínio de fenocristais de plagioclásio
ii
imersos numa matriz composta por biotita e piroxênios. São rochas metaluminosas, de
afinidade subalcalina máfica. Os granitos microporfiríticos são essencialmente
monzogranitos de textura fina a média, inequigranular, e os diques e sheets
micrograníticos apresentam composição variando de monzogranitos a sienogranitos,
com textura fina, equigranular. Apesar da pouca quantidade de dados, essas rochas
apresentam características de afinidade geoquímica com a série cálcio-alcalina de alto
K.
O diversificado magmatismo ocorrendo em uma superfície relativamente
pequena, associado a zonas de cisalhamento, apontam dimensões litosféricas para
essas estruturas, com extração de magmas a partir de diferentes níveis da crosta e do
manto superior. As características geológicas, geoquímicas e geocronológicas da suíte
plutônica Neoproterozóica da região de Serrinha sugerem um contexto geodinâmico
pós-colisional para a colocação dos corpos estudados ao final da orogênese
Neoproterozóica. Dados termobarométricos apontam condições P-T da ordem de 5-6
kbar (AlT-anfibólio) e 730-740°C (plagioclásio-anfibólio) para a colocação dos
granitóides porfiríticos e encraves intermediários a máficos associados.
iii
The of Serrinha plutonic suite, northeastern portion of the Borborema Province
(NE Brazil), is characterized by a voluminous and diversified magmatism of
Neoproterozoic age, intrusive in the Archean to Paleoproterozoic gneissic-migmatitic
basement of the São José de Campestre massif.
Field relations and petrographic and geochemical data allowed us to individualize
different lithologic types among this plutonic suite, which is represented by intermediate
to mafic enclaves, porphyritic diorites, porphyritic granitoids, porphyritic granodiorites,
microporphyritic granites and dykes/sheets of microgranite. The intermediate-to-mafic
enclaves occur associated with porphyritic granitoids, showing mixture textures. The
porphyrytic diorites occur as isolated bodies, generally associated with intermediate-to-
mafic enclaves and locally as enclaves within porphyritic granites. The granodiorites
represent mixing between an intermediate to mafic magma with an acidic one. The
micropophyritic granites occur as isolated small bodies, generally deformed, while the
microgranite dykes/sheets crosscut all the previous granitoids. A U-Pb zircon age of 576
+ 3 Ma was obtained for the Serrinha granite. This age is interpreted as age of the peak
of the regional ductile deformational event (D3) and of the associated the E-W Rio Jacu
shear zone, which control the emplacement of the Neoproterozoic syntectonic plutons.
The porphyrytic granitoids show monzogranitic composition, transitional between
peraluminous and metaluminous types, typically of the high potassium subalkaline-calc-
alkaline series. The intermediate-to-mafic enclaves present vary from quartz diorite to
tonalite/granodiorite, with metaluminous, shoshonitic affinity. The diorites are generally
quartz-monzodiorite in composition, with metaluminous, subalkaline affinity. They
display coarse-grained, inequigranular, porphyrytic texture, with predominance of
plagioclase phenocrystals immersed in a matrix composed of biotite and pyroxenes.
The microporphyrytic granites are essentially monzogranites of fine- to medium-grained
texture, whereas microgranite dikes/sheets varying from monzogranites to
syenogranites, with fine to media texture, equigranular.
iv
The diversified magmatism occurring at a relatively small surface associated with
shear zones, suggests lithospheric dimensions for such structures, with magma
extractions from different depths within the lower crust and upper mantle. The
geological, geochemical and geochronological characteristics of the Serrinha plutonic
suite suggest a pos-collisional geodynamic context for the Neoproterozoic magmatism.
Thermobarometric data show emplacement conditions in the range 5-6 kbar (AlT-
amphibole) and 730-740°C (plagioclase-amphibole) for the porphyrytic granitoids
(Serrinha body) and the intermediate-to-mafic enclaves.
v
Desejo expressar minha gratidão a todos àqueles que generosamente se
propuseram a compartilhar e ajudar nessa nossa caminhada rumo ao eterno
aprendizado.
Gostaria de agradecer inicialmente aos meus familiares, em especial aos meus
pais, que tudo fizeram e tem feito, para que eu possa progredir e melhorar cada vez
mais. Vocês sempre foram e sempre serão o meu embasamento!!!
A Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) e ao Departamento de
Geologia (DG-UFRN) por toda infra-estrutura. A CAPES pelo apoio financeiro e, em
especial, ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG-UFRN)
por todo o apoio necessário ao desenvolvimento deste trabalho.
Agradeço aos professores do PPGG, especialmente ao Prof. Dr. Antonio Carlos
Galindo (Orientador), por todos os ensinamentos valiosos e pela sua dedicação. E ao
Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza (Co-Orientador) pelo incentivo e encorajamento na
realização deste trabalho. Estendo meus agradecimentos ao Prof. Dr. Fernando César
Alves da Silva, pelo apoio e discussões/contribuições ao longo do nosso trabalho, bem
como ao Prof. Dr. Jaziel Martins Sá, pelos bons ensinamentos.
Deixo aqui meus agradecimentos ao Prof. Dr. Elton Luiz Dantas, em nome do
Laboratório de Geocronologia do IG-UnB, pela obtenção dos dados geocronológicos
utilizados nessa dissertação.
Não poderia deixar de agradecer a todos os amigos que me ajudaram, de
diversas formas, a subir mais um degrau, abdicando de parte do tempo para me ajudar
a realizar esse sonho.
Finalmente, agradeço a Patrícia R. C. Costa, por todo o incentivo e ajuda, nessa
árdua, porém apaixonante tarefa que é o aprendizado geológico. Obrigado por tudo!!!
Resumo..................................................................................................................................Abstract................................................................................................................................. iiAgradecimentos.................................................................................................................... v
CCaappííttuulloo 11 -- IInnttrroodduuççããoo........................................................................................................ 01
1.1 - Apresentação................................................................................................................. 011.2 - Justificativas e Objetivos................................................................................................ 011.3 - Localização da Área....................................................................................................... 021.4 - Métodos de Trabalho...................................................................................................... 05
1.4.1 - Etapa Inicial........................................................................................................ 051.4.2 - Etapa de Campo................................................................................................. 051.4.3 - Etapa de Laboratório.......................................................................................... 061.4.4 - Etapa Final........................................................................................................ 06
CCaappííttuulloo 22 -- CCoonntteexxttoo GGeeoollóóggiiccoo RReeggiioonnaall......................................................................... 07
2.1 - A Província Borborema (PB).......................................................................................... 072.2 - O Domínio Seridó........................................................................................................... 11
2.2.1 - A Faixa Seridó.................................................................................................... 122.2.2 - O Maciço Rio Piranhas....................................................................................... 132.2.3 - O Maciço São José de Campestre..................................................................... 15
2.3 - O Magmatismo Neoproterozóico na PB......................................................................... 182.3.1 - Suíte Básica a Intermediária............................................................................... 192.3.2 - Suíte Porfirítica................................................................................................... 212.3.3 - Suíte Leucogranítica........................................................................................... 222.3.4 - Suíte Alcalina...................................................................................................... 22
2.4 - Síntese Geocronológica do Magmatismo Neoproterozóico........................................... 23
CCaappííttuulloo 33 -- MMaappeeaammeennttoo GGeeoollóóggiiccoo ee LLiittooeessttrraattiiggrraaffiiaa................................................... 27
3.1 - Introdução....................................................................................................................... 273.2 - Relações Estratigráficas entre as Unidades Mapeadas................................................. 273.3 - Substrato Gnáissico-Migmatítico.................................................................................... 30
3.3.1 - Gnaisses Arqueanos.......................................................................................... 303.3.2 - Gnaisses Paleoproterozóicos............................................................................. 30
3.4 - Suíte Plutônica Neoproterozóica.................................................................................... 333.4.1 - Encraves Intermediários a Máficos..................................................................... 333.4.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas.............................................................................. 343.4.3 - Granitóides Porfiríticos....................................................................................... 363.4.4 - Granitos Microporfiríticos.................................................................................... 403.4.5 - Diques e Sheets Leucograníticos....................................................................... 41
CCaappííttuulloo 44 -- GGeeoollooggiiaa EEssttrruuttuurraall.......................................................................................... 43
4.1 - Introdução....................................................................................................................... 434.2 - Eventos Deformacionais Pré-Alojamento da Suíte Plutônica........................................ 43
4.2.1 - Evento Dn............................................................................................................ 434.2.2 - Evento D1............................................................................................................ 444.2.3 - Evento D2............................................................................................................ 45
4.3 - O Evento Deformacional D3............................................................................................ 474.4 - Cinemática das Zonas de Cisalhamento D3................................................................... 52
4.4.1 - Setor 1 - Zona de Cisalhamento São José de Campestre................................. 524.4.2 - Setor 2 - Extremidades NW e SE do Plúton Serrinha........................................ 524.4.3 - Setor 3 - Zona de Cisalhamento Rio Jacu.......................................................... 544.4.4- Setor 4 - Extremidades do Plúton Poço Verde.................................................... 56
4.5 – Modelo Cinemático de Alojamento do Plúton Serrinha................................................. 57
CCaappííttuulloo 55 –– GGeeooccrroonnoollooggiiaa ddoo PPllúúttoonn SSeerrrriinnhhaa................................................................ 60
5.1 - Introdução....................................................................................................................... 605.2 - Procedimentos Analíticos............................................................................................... 605.3 - A idade do Plúton Serrinha............................................................................................. 615.4 - Discussões..................................................................................................................... 62
CCaappííttuulloo 66 -- AAssppeeccttooss PPeettrrooggrrááffiiccooss ee MMiiccrrootteexxttuurraaiiss...................................................... 64
6.1 - Introdução....................................................................................................................... 646.2 - Nomenclatura da Suíte Plutônica................................................................................... 64
6.2.1 - Encraves Intermediários a Máficos..................................................................... 656.2.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas.............................................................................. 676.2.3 - Granitóides Porfiríticos....................................................................................... 696.2.4 - Granitos Microporfiríticos.................................................................................... 726.2.5 - Diques e Sheets Micrograníticos........................................................................ 73
6.3 - Descrição Petrográfica e Microtextural........................................................................... 756.3.1 - Encraves Intermediários a Máficos..................................................................... 756.3.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas.............................................................................. 776.3.3 - Granitóides Porfiríticos....................................................................................... 816.3.4 - Granitos Microporfiríticos.................................................................................... 846.3.5 - Diques e Sheets Micrograníticos........................................................................ 87
6.4 - Seqüência de Cristalização............................................................................................ 896.5 - Considerações Petrogenéticas Preliminares.................................................................. 93
CCaappííttuulloo 77 -- QQuuíímmiiccaa MMiinneerraall ee CCoonnddiiççõõeess ddee CCrriissttaalliizzaaççããoo............................................. 94
7.1 - Introdução....................................................................................................................... 947.2 - Anfibólios........................................................................................................................ 947.3 - Piroxênios....................................................................................................................... 997.4 - Biotitas............................................................................................................................ 1027.5 - Plagioclásios................................................................................................................... 1087.6 - Condições de Cristalização............................................................................................ 114
7.6.1 - Geobarometria.................................................................................................... 114
7.6.2 - Geotermometria.................................................................................................. 1167.6.3 - Fugacidade de Oxigênio (fO2)............................................................................ 119
CCaappííttuulloo 88 -- CCaarraacctteerriizzaaççããoo GGeeooqquuíímmiiccaa............................................................................ 122
8.1 - Introdução....................................................................................................................... 1228.2 - Caracterização Química com base em Diagramas de Variação.................................... 1238.3 - Definição de Séries Magmáticas.................................................................................... 132
8.3.1 - Saturação em Alumínio............................................................................... 1328.3.2 - Diagramas Discriminantes de Séries Magmáticas............................................. 135
8.4 - Comportamento dos Elementos Terras Raras e Diagramas Multielementares............. 1398.4.1 - Geoquímica de Elementos Terras Raras (ETR)................................................. 1398.4.2 - Diagramas Multielementares.............................................................................. 145
8.5 - Tipologia da suíte plutônica de Serrinha........................................................................ 1508.6 - Diagramas Discriminantes de Ambientes Tectônicos.................................................... 1518.7 - Considerações Petrogenéticas....................................................................................... 156
CCaappííttuulloo 99 -- CCoonnssiiddeerraaççõõeess FFiinnaaiiss...................................................................................... 158
RReeffeerrêênncciiaass BBiibblliiooggrrááffiiccaass................................................................................................... 162
AAnneexxooss
Anexo 01 - Mapa de PontosAnexo 02 - Mapa Geológico
CCaappííttuulloo 11 -- IInnttrroodduuççããoo
Figura 1.1 - Mapa de localização da região estudada, situada na porção sudeste do Estado do Rio Grande doNorte................................................................................................................................................................ 03Figura 1.2 - Detalhe das folhas topográficas onde a área de estudo encontra-se inserida, com destaque paraas principais vias de acesso da região................................................................................................................. 04
CCaappííttuulloo 22 -- CCoonntteexxttoo GGeeoollóóggiiccoo RReeggiioonnaall
Figura 2.1 - Reconstrução pré-deriva mesozóica de parte dos continentes africano e sul-americano, comênfase nos grandes lineamentos dúcteis continentais, onde neste contexto paleogeográfico a ProvínciaBorborema (retângulo vermelho) mostra uma nítida continuidade com as faixas orogênicas do continenteafricano................................................................................................................................................................. 09Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando o arcabouço tectono-estratigráfico da ProvínciaBorborema............................................................................................................................................................ 10Figura 2.3 - Mapa geológico simplificado do Domínio Seridó, com destaque para as zonas de cisalhamentoque particionam a região em diferentes blocos, bem como as diferentes suítes plutônicas neoproterozóicas... 11Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado do Maciço São José de Campestre, com detalhe da área estudadana presente dissertação....................................................................................................................................... 17Tabela 2.1 - Correlação entre as principais classificações para o magmatismo neoproterozóico da ProvínciaBorborema............................................................................................................................................................ 20Tabela 2.2 - Integração de dados geocronológicos para o magmatismo neoproterozóico do Domínio Seridó(Província Borborema).......................................................................................................................................... 26
CCaappííttuulloo 33 -- MMaappeeaammeennttoo GGeeoollóóggiiccoo ee LLiittooeessttrraattiiggrraaffiiaa
Figura 3.1 - Mapa geológico simplificado da região estudada............................................................................ 29Foto 3.1 - Aspecto geral dos gnaisses bandados apresentando faixas claras de composiçãogranítica/granodiorítica, enriquecidas em quartzo e feldspatos, e faixas escuras de composição tonalítica,enriquecidas em biotita e anfibólio....................................................................................................................... 32Foto 3.2 - Feição de campo dos gnaisses bandados, fortemente milonitizados, de composição granodiorítica,com injeções pegmatíticas. Notar mobilizado pegmatítico interdigitando-se ao gnaisse granodiorítico gerandoum bandamento gnáissico pronunciado.......................................................................... 32Foto 3.3 - Gnaisse milonitizado, com dobras sin-miloníticas D3 em veio pegmatítico......................................... 32Foto 3.4 - Gnaisse bandado, fortemente migmatizado, marcado por uma estruturação aleatória,possivelmente formada durante a intrusão dos plútons granitóides.................................................................... 32Foto 3.5 - Gnaisse tonalítico/quartzo diorítico apresentando bandamento pronunciado e processo de fusãoavançado, gerando gnaisses quartzo-feldspáticos.............................................................................................. 32Foto 3.6 – Detalhe da fusão in situ de gnaisses tonalítico/quartzo diorítico (melanossoma), gerando gnaissesquartzo-feldspáticos (leucossoma)....................................................................................................................... 32Foto 3.7 - Aspecto geral dos encraves dioríticos associados aos granitóides porfiríticos................................... 35Foto 3.8 - Contato interdigitado entre o magma granítico (ácido) e diorítico (básico), indicando alto contrastede viscosidade...................................................................................................................................................... 35Foto 3.9 - Interação entre o magma granítico (ácido) e diorítico (básico), onde observa-se estrutura de fluxodobrada, indicando alto contraste de viscosidade................................................................................................ 35Foto 3.10 - Encraves dioríticos, em forma de pequenas bolhas ou glóbulos, associados a um mega-encravequartzo diorítico.................................................................................................................................................... 35Foto 3.11 - Diques sin-magmáticos de dioritos em granitóides porfiríticos......................................................... 35Foto 3.12 - Detalhe de um dique sin-magmático englobando granodioritos porfiríticos...................................... 35Foto 3.13 - Diorito porfirítico Poço Verde apresentando clot máfico e finas vênulas de quartzo........................ 37Foto 3.14 - Diorito porfirítico Poço Verde apresentando encrave diorítico microgranular com fenocristais deplagioclásico imersos nos encraves, denotando processo de mistura mecânica de magmas............................ 37Foto 3.15 - Porção de borda do diorito porfirítico Poço Verde apresentando encrave diorítico microgranularcom forma elipsoidal............................................................................................................................................. 37Foto 3.16 - Diques leucograníticos e pegmatíticos truncando a trama principal (NE-SW) das rochas dioríticasporfiríticas, e dobrados segundo essa estruturação............................................................................................. 37Foto 3.17 - Encraves de rochas dioríticas (tipo Poço Verde) em granitóide porfirítico........................................ 37Foto 3.18 - Aspecto de campo dos corpos dioríticos porfiríticos ao oeste do Plúton Poço Verde, os quaisapresentam textura média e ocorrem com abundantes cristais de biotita e piroxênios....................................... 37
Foto 3.19 - Aspecto textural do granitóide porfirítico de Serrinha, onde observa-se o caráter porfirítico bemmarcado pelos fenocristais de feldspato potássico.............................................................................................. 39Foto 3.20 - Aspecto de campo dos granitóides porfiríticos que afloram na transição entre o Plúton Serrinha eo Batólito de M. das Gameleiras.......................................................................................................................... 39Foto 3.21 - Aspecto de campo dos granitóides porfiríticos que afloram na transição entre o Plúton Serrinha eo Batólito de M. das Gameleiras, onde observa-se a textura grossa dessas rochas, marcada por pórfiroscentimétricos de K-feldspato................................................................................................................................ 39Foto 3.22 - Fenocristais centimétricos de feldspato potássico, orientados segundo o trend geral da Zona deCisalhamento São José de Campestre................................................................................................................ 39Foto 3.23 - Textura típica inequigranular porfirítica, marcada por fenocristal euédrico de feldspato potássicoimerso na matriz da rocha.................................................................................................................................... 39Foto 3.24 - Aspecto de campo dos granodioritos porfiríticos, onde estes ocorrem, invariavelmente,associados aos encraves intermediários a máficos............................................................................................. 39Foto 3.25 - Texturas de zonação, marcadas por orlas claras (albíticas) contornando os pórfiros de feldspatopotássico............................................................................................................................................... 40Foto 3.26 - Encrave diorítico em granitóide porfirítico, onde se observa processo de mistura mecânica demagmas, marcado pela presença de fenocristais de feldspato potássico imersos na matriz diorítica................ 40Foto 3.27 – Aspecto de campo dos granodioritos porfiríticos, onde observa-se pórfiros de feldspato potássicodisseminados em uma matriz escura (diorítica), denotando processo de mistura do tipo mixing....... 40Foto 3.28 - Relação de campo observada para os granitos porfiríticos e os granodioritos porfiríticos, ondeobserva-se contatos interdigitados entre o magma granítico e diorítico, gerando uma mistura tipo mixing edando origem aos tipos granodioríticos................................................................................................................ 40Foto 3.29 - Aspecto de campo dos granitos microporfiríticos, onde observa-se a presença demicrofenocristais de feldspato potássico, denotando o aspecto porfirítico fino dessas rochas, além de cristaisde biotita fortemente alinhados, marcando uma foliação na rocha...................................................................... 42Foto 3.30 - Dique microgranítico de coloração cinza e espessura métrica, intrusivo em gnaisses arqueanos... 42Foto 3.31 - Diques leucograníticos de espessuras centimétricas, intrusivos em augen gnaissespaleoproterozóicos............................................................................................................................................... 42Foto 3.32 - Dique leucogranítico com xenólito de gnaisse bandado................................................................... 42
CCaappííttuulloo 44 -- GGeeoollooggiiaa EEssttrruuttuurraall
Foto 4.1 - Dobra recumbente em gnaisse arqueano, evidenciando a estruturação planar de baixo ângulo,comumente observada nessas rochas (Evento Dn?). A ilustração abaixo mostra a geometria do dobramento,com detalhe para a lineação de estiramento e eixo de dobra LX
B........................................................................ 44Foto 4.2 - Gnaisse bandado paleoproterozóico expondo mesodobramento isoclinal, evidenciando aparalelização entre as tramas S1 e S2.................................................................................................................. 46Foto 4.3 - Desenvolvimento de dobras isoclinais intrafoliais D2 em ortognaisses bandados.............................. 46Foto 4.4 - Mesodobramento aberto afetando a trama S1+S2, com desenvolvimento de foliação de plano axialS3.......................................................................................................................................................................... 47Foto 4.5 - Gnaisses bandados apresentando dobras inversas, características da deformação D3, com planoaxial inclinado para NW........................................................................................................................................ 48Foto 4.6 - Padrão de interferência coaxial, evidenciando o retrabalhamento da trama S1//S2 durante o EventoD3.......................................................................................................................................................................... 48Foto 4.7 - Detalhe de um corte transversal (em planta) de uma dobra em bainha............................................. 49Foto 4.8 - Ortognaisse bandado apresentando bandas de cisalhamento conjugadas, sendo sinistrógira ascom direção NE-SW e dextrógira as com direção NNW-SSE.............................................................................. 50Foto 4.9 - Junta de distensão preenchida por quartzo, com direção aproximadamente N-S.............................. 50Foto 4.10 – Desenvolvimento de dobras nos planos de cisalhamento C3’, mostrando o caráter dúctil desseevento no final do Neoproterozóico e início do Cambriano.................................................................................. 51Foto 4.11 - Shear bands apresentando preenchimento por mobilizados anatéxicos no embasamentoindicando regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons neoproterozóicos........................... 51Figura 4.1 – Modelo esquemático mostrando a arquitetura estrutural das zonas de cisalhamentotranscorrentes/distensionais que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos da região estudada.Observar subdivisão em setores, usados na caracterização estrutural, e respectivos estereogramas (Schmidt,hemisfério inferior) das estruturas analisadas...................................................................................... 53Foto 4.12 - Lineação de estiramento mineral L3
x, com suave caimento para NE, marcada pelo estiramento dequartzo em dioritos.......................................................................................................................................... 55Foto 4.13 - Porfiroclasto de feldspato potássico, do tipo , indicando cinemática transcorrente dextrógira....... 55Foto 4.14 - Cisalhamento C3, marcado por milonítica, onde observa-se a cinemática dextrógira evidenciadapela inflexão da foliação magmática da rocha..................................................................................................... 55Foto 4.15 - Veio leucogranítico sigmoidal, indicando cinemática transcorrente dextrógira................................. 55Foto 4.16 - Encrave diorítico sigmoidal, indicando cinemática dextrógira........................................................... 55Foto 4.17 - Lineação de estiramento mineral L3
x, com caimento forte (downdip) para NNW.............................. 55Foto 4.18 - Lineação de estiramento mineral L3
x, com caimento forte para NNE, marcada pelo estiramento dequartzo e feldspatos........................................................................................................................................ 57Foto 4.19 – Foto em perfil mostrando porfiroclasto de feldspato potássico apresentando caudas assimétricas,indicando cinemática distensional para esta porção da Z.C. Rio Jacu.......................................... 57
Foto 4.20 - Lineação de estiramento mineral L3x, marcada pelo forte estiramento de quartzo e feldspato, no
substrato gnáissico-migmatítico. L3x apresenta caimento forte para NW............................................................. 57
Foto 4.21 - Assimetria de pórfiros de plagioclásio, fortemente estirados, com desenvolvimento de caudas derecristalização indicando movimentação normal com topo para NW................................................................... 57Figura 4.2 - Modelo cinemático de alojamento proposto para a colocação do Plúton Serrinha.......................... 59
CCaappííttuulloo 55 -- GGeeooccrroonnoollooggiiaa ddoo PPllúúttoonn SSeerrrriinnhhaa
Tabela 5.1 - Dados analíticos/isotópicos de determinações U/Pb em zircões do granitóide porfirítico deSerrinha (amostra ES300).................................................................................................................................... 63Figura 5.1 - Diagrama U-Pb para o Plúton Serrinha (Amostra ES-300). Regressão em vermelho utilizandotodas as frações analisadas................................................................................................................................. 63Figura 5.2 - Diagrama concórdia U-Pb em zircão do Plúton Serrinha, utilizando as frações ES-300-E2, E11 eE14. Na regressão em vermelho o intercepto inferior foi forçado para a origem................................................. 63
CCaappííttuulloo 66 -- AAssppeeccttooss PPeettrrooggrrááffiiccooss ee MMiiccrrootteexxttuurraaiiss
Figura 6.1 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os encraves intermediários a máficos................................... 65Tabela 6.1 - Composição modal representativa dos encraves intermediários a máficos.................................... 66Figura 6.2 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas dioríticas porfiríticas.............................................. 67Tabela 6.2 - Composição modal representativa das rochas dioríticas porfiríticas............................................... 68Figura 6.3 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas granitóides porfiríticas........................................... 69Tabela 6.3 - Composição modal representativa das rochas granitóides porfiríticas............................................ 70Tabela 6.4 - Composição modal representativa dos granitos microporfiríticos................................................... 72Figura 6.4 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os granitos microporfiríticos.................................................. 73Tabela 6.5 - Composição modal representativa dos diques e sheets micrograníticos........................................ 74Figura 6.5 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os diques e sheets micrograníticos....................................... 74Fotomicrografia 6.1 - Cristal de plagioclásio (Pl) zonado, fortemente saussuritizado. Encraves Intermediáriasa Máficas...................................................................................................................................... 78Fotomicrografia 6.2 - Aspecto geral dos cristais de anfibólio (Hbll), apresentando inclusões de opaco (Op),biotita (Bt) e apatita (Ap). Encraves Intermediárias a Máficas............................................................................. 78Fotomicrografia 6.3 - Processo de esfenitização de opacos (Op) onde observa-se cristais de opacos II(OpII), xenomórficos, rodeados por titanita II (TitII). Encraves Intermediárias a Máficas..................................... 78Fotomicrografia 6.4 - Cristal de epídoto (Ep) subédrico incluso em biotita (Bt). Encraves Intermediárias aMáficas................................................................................................................................................................. 78Fotomicrografia 6.5 - Fenocristal de clinopiroxênio (Cpx) apresentando núcleo alterado. Observa-se tambémcristal de ortopiroxênio (Opx) que difere-se do cristal de Cpx pela sua menor birrefringência. RochasDioríticas Porfiríticas............................................................................................................................................. 78Fotomicrografia 6.6 - Aspecto geral da mineralogia máfica dominante nas rochas dioríticas porfiríticas, ondeobserva-se cristais de biotita (Bt) associados a opacos (Op), bem como cristais de clinopiroxênio (Cpx) setransformando para anfibólio (Anf). Rochas Dioríticas Porfiríticas.................................................................. 78Fotomicrografia 6.7 - Aspecto geral dos fenocristais de plagioclásio das rochas dioríticas porfiríticas.Observa-se vários indícios de deformação tanto em baixa temperatura como em alta temperatura,evidenciado por fraturas intra e intergranulares nos plagioclásios (Pl I e Pl II), extinção ondulante em grãos dequartzo (Qtz) e plagioclásio (Pl II), geminação mecânica em plagioclásio (Pl II) e recristalização de quartzo eplagioclásio (Pl III)................................................................................................................................ 80Fotomicrografia 6.8 - Fenocristal de feldspato potássico (Kf) exibindo geminação simples segundo a lei deCarslbad conjugada às geminações da Albita e do Periclínio em padrão xadrez. Exsoluções pertíticas emfiletes também podem ser visualizadas. Granitóides Porfiríticos......................................................................... 83Fotomicrografia 6.9 - Cristais de plagioclásio (Pl I) inclusos em fenocristal de feldspato potássico (Kf)pertítico. O Pl I exibe borda albítica e textura mirmequítica (Mir). Granitóides Porfiríticos.................................. 83Fotomicrografia 6.10 - Franja de mirmequita bulbosa (Mir) no contato entre o Pl II e os fenocristais defeldspato potássico (Kf). Granitóides Porfiríticos.................................................................................................. 83Fotomicrografia 6.11 - Mirmequita em gotículas (Mir) no interior do Pl II, gradando para mirmequita bulbosaem contato com o feldspato potássico (Kf). Granitóides Porfiríticos.................................................................... 83Fotomicrografia 6.12 - Cristal de plagioclásio (Pl II) apresentando extinção ondulante e maclas dobradas,denotando processo de deformação mecânica da rocha. Granitóides Porfiríticos.............................................. 83Fotomicrografia 6.13 - Cristal de quartzo (Qtz) desenvolvendo extinção em bandas, indicando expressivoprocesso de deformação mecânica. Granitóides Porfiríticos............................................................................... 83Fotomicrografia 6.14 - Cristal losangular de titanita (Tit I) com inclusão de Opaco (Op), associada a biotita(Bt) e Opacos (Op). Granitóides Porfiríticos......................................................................................................... 85Fotomicrografia 6.15 - Inclusão de opaco (Op) em cristal hipidiomórfico de Titanita (Tit II). GranitóidesPorfiríticos............................................................................................................................................................. 85Fotomicrografia 6.16 - Cristal prismático de allanita (All) apresentando fraturas radiais. GranitóidesPorfiríticos............................................................................................................................................................. 85Fotomicrografia 6.17 - Cristais idiomórficos de allanita (All) e titanita (Tit I), exibindo associação com epídoto(Ep II e Ep I, respectivamente). Observa-se também o aspecto zonado da Allanita. GranitóidesPorfiríticos............................................................................................................................................................. 85
Fotomicrografia 6.18 - Cristal de allanita (All) com processo de metamictização e com espessa borda deepídoto (Ep II). Granitóides Porfiríticos................................................................................................................ 85Fotomicrografia 6.19 - Cristal de allanita (All) com processo de metamictização avançado e com bordairregular de epídoto (Ep II). Granitóides Porfiríticos............................................................................................. 85Fotomicrografia 6.20 - Microfenocristal de feldspato potássico (Kf) geminado segundo a lei da Albita e doPericlínio em padrão xadrez, apresentando inclusões de plagioclásio (Pl) e parcialmente alterado para micabranca. Granitos Microporfiríticos......................................................................................................................... 90Fotomicrografia 6.21 - Abundantes mirmequitas de borda em cristais de plagioclásio (Pl I e Pl II) no contatocom feldspato potássico. Diques e Sheets micrograníticos................................................................................. 90Fotomicrografia 6.22 - Aspecto geral dos plagioclásios apresentando alteração para carbonato, observa-setambém cristais de feldspato potássico (Kf) geminados segundo a lei da Albita e do Periclínio em padrãoxadrez. Diques e Sheets micrograníticos............................................................................................................. 90Figura 6.6 - Seqüências de cristalização propostas para as rochas da suíte plutônica estudada...................... 92
CCaappííttuulloo 77 –– QQuuíímmiiccaa MMiinneerraall ee CCoonnddiiççõõeess ddee CCrriissttaalliizzaaççããoo
Tabela 7.1a - Análises de microssonda de anfibólios do granitóide porfirítico de Serrinha................................ 96Tabela 7.1b - Análises de microssonda de anfibólios dos encraves intermediários a máficos........................... 97Figura 7.1 - (a, b) Diagramas de classificação de anfibólios para o granitóide porfirítico de Serrinha eencraves intermediários a máficos associados.................................................................................................... 98Tabela 7.2 - Análises de microssonda representativas de ortopiroxênios do diorito porfirítico de Poço Verde.. 100Figura 7.2 - (a, b) Diagramas aplicados para os ortopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, comexplicações mais detalhadas no texto.................................................................................................................. 100Tabela 7.3 - Análises de microssonda representativas de clinopiroxênios do diorito porfirítico de Poço Verde. 101Figura 7.3 - (a, b) Diagramas aplicados para os clinopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, comexplicações mais detalhadas no texto.................................................................................................................. 102Tabela 7.4 - Análises de microssonda representativas de biotitas do granitóide porfirítico de Serrinha............. 104Tabela 7.5 - Análises de microssonda representativas de biotitas dos encraves intermediários a máficos........ 105Tabela 7.6 - Análises de microssonda representativas de biotitas do diorito porfirítico de Poço Verde.............. 106Figura 7.4 – Diagrama de classificação para as micas com base na quantidade de AlT e na razãoFe/(Fe+Mg), de acordo com Speer (1984)........................................................................................................... 106Figura 7.5 – Diagrama TiO2 - FeO+MnO - MgO (Nachit 1986), mostrando as características de reequilíbriopós-magmático observado para algumas biotitas analisadas.............................................................................. 107Figura 7.6 – Diagrama AlT vs. Mg (Nachit et al., 1985), mostrando a natureza subalcalina – cálcio-alcalina dasbiotitas dos fácies majoritários da suíte plutônica estudada.......................................................................... 107Figura 7.7 – Diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Abdel-Rahman 1994) para classificação das biotitas, mostrando arelação destas com granitos de afinidade cálcio-alcalina................................................................................. 108Figura 7.8 - Diagrama Or - Ab - An para classificação dos plagioclásios da suíte de rochas analisadas........... 109Tabela 7.7 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios do granitóide porfirítico de Serrinha.... 110Tabela 7.8 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios dos encraves intermediários amáficos................................................................................................................................................................. 111Tabela 7.9 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios das rochas dioríticas porfiríticas......... 112Tabela 7.10 - Valores de pressão para alguns litotipos da área mapeada, calculados com base nosgeobarômetros de AIT em hornblenda.................................................................................................................. 115Figura 7.9 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrando ospossíveis intervalos de pressão para os anfibólios do granito porfirítico e encraves intermediários a máficos... 116Tabela 7.11 - Valores de temperatura calculados com base no geotermômetro plagioclásio-anfibólio.............. 117Tabela 7.12 - Temperatura de saturação em Zr, de acordo com cálculos sugeridos por Watson (1987)........... 119Figura 7.10 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrandoas composições desses minerais nos granitóides porfiríticos e encraves, e suas prováveis relações com aO2 reinante durante a cristalização..................................................................................................................... 120
Tabela 7.13 – Estimativa da fO2 para as rochas estudadas (Wones 1989)......................................................... 121Figura 7.11 - Diagrama O2 (log O2) vs. temperatura, mostrando a estabilidade de várias paragênesesminerais (Wones 1989)........................................................................................................................................ 121
CCaappííttuulloo 88 –– CCaarraacctteerriizzaaççããoo GGeeooqquuíímmiiccaa
Tabela 8.1 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os granitóides porfiríticos............. 124Tabela 8.2 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os encraves intermediários amáficos e os dioritos porfiríticos........................................................................................................................... 125Tabela 8.3 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os granodioritos porfiríticos,granitos microporfiríticos e diques e sheets micrograníticos................................................................................ 126Figura 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de diferenciação 128Figura 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para os elementos traços, utilizando SiO2 como índice dediferenciação........................................................................................................................................................ 129Figura 8.3 - Diagramas de variação do tipo Harker (alguns elementos maiores e traços) com destaque paraos trends descontínuos dos litotipos estudados, indicando que estes não apresentam correlação genética..... 131Figura 8.4 - Representação das suítes de rochas estudadas segundo o Índice de Shand................................ 132
Tabela 8.4 - Normas CIPW para os granitóides porfiríticos................................................................................ 133Tabela 8.5 - Normas CIPW para os encraves intermediários a máficos e dioritos porfiríticos........................... 133Tabela 8.6 - Normas CIPW para os granodioritos porfiríticos, diques e sheets micrograníticos........................ 134Figura 8.5 - Diagrama catiônico R1 vs. R2, segundo De La Roche et al. (1980)................................................ 136Figura 8.6 - Diagrama SiO2 versus K2O, segundo Rickwood (1989)................................................................... 136Figura 8.7 - Diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2) com campos e tendências de séries granitóides............. 137Figura 8.8 - Diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981)............................................. 138Figura 8.9 - (a) Diagrama SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO e (b) SiO2 vs. FeOtot/(FeOtot+MgO) (Frost et al. 2001)...... 139Tabela 8.7 - Análises de elementos terras raras para as rochas da suíte plutônica estudada............................ 140Figura 8.10 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitóides porfiríticos (granitos porfiríticos egranodiorítos porfiríticos), sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).......... 141Figura 8.11 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os encraves intermediários a máficos, sendoutilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).................................................................. 142Figura 8.12 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para as rochas dioríticas porfiríticas, sendo utilizadoos valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).................................................................. 143Figura 8.13 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitos microporfiríticos, sendo utilizado osvalores de normalização segundo Evensen et al. (1978)................................................................................ 144Figura 8.14 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os diques e sheets micrograníticos, sendoutilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).................................................................. 144Figura 8.15 - Diagrama multielementar para os granitóides porfiríticos.............................................................. 146Figura 8.16 - Diagrama multielementar para os encraves intermediários a máficos........................................... 147Figura 8.17 - Diagrama multielementar para as rochas dioríticas porfiríticas..................................................... 148Figura 8.18 - Diagrama multielementar para os granitos microporfiríticos.......................................................... 148Figura 8.19 - Diagrama multielementar para os diques e sheets micrograníticos............................................... 149Figura 8.20 – Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos, segundo Pearce et al. (1984)..................... 153Figura 8.21 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica deSerrinha (Thiéblemont e Cabanis 1990)............................................................................................................... 154Figura 8.22 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica deSerrinha (Thiéblemont e Tégyev 1994)................................................................................................................ 154Figura 8.23 - Padrões geoquímicos normalizados em relação ao ORG (Pearce et al. 1984), para as rochasda suíte plutônica estudada (a, b, c, d, e), comparados a alguns tipos de suítes plutônicas de ambientetectônico colisional (f, g)....................................................................................................................................... 155
1
1.1 - Apresentação
A presente dissertação é parte dos requisitos necessários para a obtenção do
grau de Mestre junto ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica
(PPGG) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). O trabalho teve a
participação dos professores Dr. Antonio Carlos Galindo (orientador) e Dr. Zorano
Sérgio de Souza (co-orientador) e importante auxílio por parte dos professores
doutores Fernando César Alves da Silva (PPGG-UFRN) e Elton Luiz Dantas (IG-UnB).
O mesmo consta de 09 Capítulos+Anexos, onde são reportadas as principais
atividades desenvolvidas, bem como, os principais resultados obtidos ao longo do
mapeamento geológico (1:50.000), visando a caracterização da petrogênese e
evolução geodinâmica da suíte plutônica neoproterozóica da região. O apoio logístico e
financeiro para o desenvolvimento das atividades ficou a cargo do programa de pós-
graduação (PPGG/UFRN), além da bolsa de mestrado junto ao programa de demanda
social da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES).
1.2 - Justificativas e Objetivos
O nordeste brasileiro, geologicamente representado pela entidade geotectônica
denominada por Almeida et al. (1977) de Província Borborema, tem como característica
marcante um volumoso e diversificado plutonismo de idade neoproterozóica, controlado
por zonas de cisalhamento. Esse plutonismo vem sendo alvo de diversas discussões e
tem despertado o interesse de vários autores ao longo dos anos (Almeida et al. 1967,
Brito Neves 1975, Jardim de Sá et al. 1981, Sial 1987, Jardim de Sá 1994, Santos
1995, Nascimento et al. 2000, entre outros), resultando em vários modelos de evolução
tectonoestratigráfica e diferentes propostas de classificação para o plutonismo
granitóide da Província Borborema. Todavia, algumas lacunas ainda permanecem,
onde destacamos: a ausência de estudos mais aprofundados das relações entre as
diferentes suítes neoproterozóicas, bem como, trabalhos de mapeamento geológico em
escalas de maior detalhe; escassez de análises mais detalhadas da mineralogia
dessas rochas; melhor entendimento dos processos responsáveis pela petrogênese do
plutonismo; compreensão das fontes envolvidas na gênese dessas rochas;
2
entendimento/detalhamento do modo de alojamento dos corpos plutônicos ao longo
das zonas de cisalhamento; e carência de dados geocronológicos.
Diante do exposto, destacamos alguns aspectos relevantes nessa dissertação,
tais como:
(i) Caracterização petrográfica, geoquímica e geocronológica do plutonismo
granitóide neoproterozóico, controlado por zonas de cisalhamento pré-cambrianas.
Essas estruturas são bem marcantes na área de estudo, com destaque para a Zona de
Cisalhamento Rio Jacu-ZCRJ, que possui direção aproximadamente E-W,
diferentemente das demais estruturas do Maciço São José de Campestre (extremo
nordeste da Província Borborema), que apresentam direção geral NE-SW;
(ii) Aquisição de dados geocronológicos U-Pb em zircão, uma vez que são
poucos os dados existentes;
(iii) Por fim, um terceiro aspecto importante neste trabalho é o detalhamento
cartográfico e sugestão do modo de alojamento do granitóide Serrinha, com o intuito de
definir como se dá a transição entre este plúton e o batólito granitóide Monte das
Gameleiras, tendo em vista a proximidade entre esses corpos, além das similaridades
em vários aspectos geológicos que serão discutidos ao longo do trabalho.
Com isso, como objetivos gerais da presente pesquisa, cita-se: (i) a realização
de um mapeamento geológico na escala de 1:50.000, visando o detalhamento da suíte
plutônica neoproterozóica da região de Serrinha-RN; (ii) a análise detalhada da
mineralogia dessas rochas, buscando um melhor entendimento dos processos
petrogenéticos e das fontes envolvidas na geração do magmatismo; (iii) a
compreensão do modo de alojamento da suíte plutônica ao longo das zonas de
cisalhamento; e, por fim, (iv) a análise dos dados geocronológicos U/Pb em zircão
obtidos, permitindo posicionar no tempo a deformação dúctil que propiciou o
alojamento das suítes plutônicas da região mapeada.
1.3 - Localização da Área
A região estudada encontra-se posicionada no extremo Nordeste do Brasil, mais
especificamente na porção sudeste do estado do Rio Grande do Norte,
compreendendo uma área de 1.152 km2. Geograficamente está posicionada entre os
meridianos 35°16´42´´W e 35°42´39,1´´W e os paralelos 06°13´2,4´´S e 06°26´10,8´´S
(Folhas topográficas: São José do Mipibu - MI-1055 e São José de Campestre - MI-
1054). O acesso à área pode ser feito partindo de Natal (RN), através das rodovias
3
federais BR-101 ou BR-226, as quais interligam a capital do RN às cidades de
Goianinha (RN) e Tangará (RN), respectivamente. A partir destas cidades, o acesso à
região é feito por meio de rodovias estaduais (RN-003; RN-093) que dão acesso aos
municípios de Santo Antônio, Serrinha e São José de Campestre. Já no interior da área
estudada, são utilizadas rodovias estaduais, estradas secundárias carroçáveis e
diversos caminhos que interligam os pequenos povoados, fazendas e sítios da região
(Figuras 1.1 e 1.2). No âmbito geológico regional, a região estudada encontra-se
inserida no extremo nordeste da Província Borborema, no denominado Maciço São
José de Campestre, um bloco gnáissico-migmatítico na porção leste da Faixa Seridó
(detalhes no capítulo seguinte).
Figura 1.1 - Mapa de localização da região estudada, situada na porção sudeste do Estado do
Rio Grande do Norte (ver detalhe na Figura 1.2).
4
5
1.4 - Métodos de Trabalho
Para elaboração da presente dissertação, a execução das atividades ocorreu de
forma sistemática, envolvendo trabalhos de gabinete e campo, alternados com
trabalhos de laboratório. A determinação dos métodos empregados foi decorrente dos
tipos de caracterização propostos no tema da pesquisa, e os subitens abaixo resumem
as várias etapas de trabalho realizadas ao longo da elaboração desta dissertação.
Maiores detalhes sobre as diferentes atividades serão apresentados nos capítulos que
se seguem.
1.4.1 - Etapa Inicial
As atividades tiveram inicio com um apanhado bibliográfico dos principais
trabalhos realizados na região estudada. Além disso, foram adquiridos materiais
básicos para a realização do trabalho, tais como cartas topográficas (1:100.000),
diferentes produtos de sensores remoto (Fotografias Aéreas – 1:70.000, Imagens de
Radar – 1:250.000 e Imagens de Satélite Landsat 7ETM+ – resolução de 30m) e
mapas geológicos pré-existentes. Procederam-se ainda nesta etapa, a interpretação e
confecção de mapas base a partir dos diferentes produtos de sensores remotos, além
da integração de mapas pré-existentes na literatura (Campelo 1997; Lima 1997;
Antunes 1999; Lima 2002).
1.4.2 - Etapa de Campo
Essa etapa teve como premissa o mapeamento geológico na escala de
1:50.000, com ênfase na separação das diferentes suítes plutônicas neoproterozóicas,
e o estudo do controle tectônico-estrutural das fases deformacionais que afetaram a
região estudada. Durante o mapeamento, foram coletadas amostras para análises
petrográficas, litogeoquímicas e geocronológicas. Como ferramenta para a execução
do mapeamento, fez-se uso de interpretações realizadas a partir dos produtos de
sensores remotos citados no item anterior.
Considerando a complexidade tectônica da região estudada, além do
mapeamento litoestratigráfico usual, destaque foi dado às principais feições estruturais
da área mapeada, com caracterização das zonas de cisalhamento imediatas aos
corpos neoproterozóicos, visando à compreensão dos seus aspectos cinemáticos,
regime, geometria e estimativa das condições termais de funcionamento/instalação.
6
1.4.3 - Etapa de Laboratório
As atividades continuaram com o estudo petrográfico e textural detalhado das
rochas mapeadas da suíte plutônica neoproterozóica, permitindo o reconhecimento de
diferentes litotipos e possibilitando aumentar o conhecimento sobre a petrogênese do
magmatismo neoproterozóico. O estudo petrográfico subsidiou a seleção de amostras
para análises geocronológicas (U-Pb em zircão) e químicas (rocha total e mineral).
As amostras utilizadas para determinações geocronológicas a partir do método
U-Pb em zircão foram britadas no Laboratório de Preparação de Amostras da UFRN e
enviadas para o Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília (UnB),
onde, nesse laboratório, as mesmas foram moídas, concentradas/bateadas,
selecionados os grãos e datados aos cuidados do Prof. Dr. Elton Luiz Dantas (IG-UnB).
Os estudos litogeoquímicos tiveram início após britagem e moagem no
Laboratório de Preparação de Amostras do Departamento de Geologia UFRN, onde
algumas amostras foram selecionadas e analisadas quimicamente para elementos
maiores, menores e terras raras. As análises foram feitas por fluorescência de raio-x e
através da utilização de espectometria de emissão acoplada a uma fonte de plasma
(ICP). Os dados litogeoquímicos foram obtidos no Laboratoire de Pétrologie et
Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), no Centre de
Recherches Pétrograph iques et Géoquimiques – CRPG/CNRS (Vandoeuvre, França) e
no Lakefield Geosol Laboratórios Ltda. (Belo Horizonte, Brasil).
As análises de química mineral foram feitas por microssonda eletrônica nas
universidades de Brasília (IG-UnB) e Blaise Pascal (Clermont-Ferrand, França). Foram
analisados anfibólios, piroxênios, biotitas e plagioclásios.
1.4.4 - Etapa Final
De posse de todos os dados adquiridos nas etapas descritas anteriormente, foi
feita uma interpretação final dos mesmos seguida de uma integração e discussão dos
resultados, culminando na elaboração do mapa geológico final (1:50.000) e da presente
dissertação de mestrado, incluindo texto, figuras, tabelas e fotos.
7
2.1 - A Província Borborema (PB)
A região denominada de Província Borborema (Almeida et al. 1977), onde está
inserida a área objeto do presente trabalho, é interpretada como um segmento crustal
de uma extensa faixa fortemente afetada pela deformação Brasiliana/Pan-Africana
(cerca de 700-540 Ma) (Figura 2.1), resultante da colisão entre os crátons do Oeste
Africano/São Luís e Congo/São Francisco, que constituíam massas continentais
consolidadas em tempos pré-Brasilianos (Jardim de Sá 1994, Brito Neves et al. 2001).
As características marcantes da Província Borborema são o expressivo
magmatismo neoproterozóico e o notável sistema de zonas de cisalhamento,
constituindo o último episódio de deformação dúctil regional afetando a região (Corsini
et al. 1991, Jardim de Sá 1994, Vauchez et al. 1995). Essa deformação é caracterizada
por um regime transcorrente traduzido num complexo arranjo de zonas de
cisalhamento dúcteis litosféricas e de escala continental, com trends NE-SW e E-W
(principalmente), associadas a um volumoso plutonismo de origem crustal e mantélica
(Jardim de Sá 1994). Os limites atuais da província (Figura 2.2) são marcados a sul
com o Cráton São Francisco (este representando um embasamento consolidado em
tempos pré-Brasilianos), a oeste, é recoberta por sedimentos fanerozóicos da Bacia do
Parnaíba, enquanto que os demais limites são delineados pelos sedimentos das bacias
costeiras e interiores do Nordeste brasileiro, implantadas no Mesozóico (bacias
Potiguar, Pernambuco-Paraíba e Sergipe-Alagoas; a Bacia de Tucano-Jatobá recorta o
limite da província com o Cráton São Francisco).
De forma sinóptica, a Província Borborema é formada por uma vasta área de
rochas gnáissico-migmatíticas de idades arqueana a paleoproterozóica,
correspondendo ao substrato geológico regional (Jardim de Sá 1994). Esse
embasamento compõe vários blocos que separam extensas faixas de rochas
supracrustais, cujas idades variam desde paleoproterozóicas a neoproterozóicas (p.ex.,
Zona Transversal, entre os lineamentos Pernambuco e Patos; NW do Ceará; Ceará
Central; Faixa Seridó; Faixa Riacho do Pontal; e Faixa Sergipana, as duas últimas no
limite sul da província). Intrusivo nesta seqüência encontra-se o expressivo
8
magmatismo Neoproterozóico, que representa uma das características mais marcantes
da Província Borborema (Figura 2.2).
Tendo em vista a presença de vários blocos crustais apresentando evoluções
geodinâmicas distintas, inúmeros trabalhos vêm subdividindo a Província Borborema
em setores ou domínios estruturais, onde ressaltamos os primeiros trabalhos de Brito
Neves (1975; 1983), Almeida et al. (1976), Santos & Brito Neves (1984) e Santos et al.
(1984), dentre outros. Esses autores subdividiram a província em vários segmentos,
englobando faixas de supracrustais (metassedimentos e metavulcânicas proterozóicas)
e maciços medianos (embasamento gnáissico-migmatítico arqueano a
paleoproterozóico).
Os vários trabalhos de Jardim de Sá (1984; 1988; 1994) e Jardim de Sá et al.
(1990; 1992) discutiram a ocorrência, na província, de faixas supracrustais
monocícliacas ou policíclicas. As faixas monocíclicas seriam aquelas afetadas apenas
pela orogênese Brasiliana/Panafricana, enquanto que as faixas policíclicas também
teriam sido afetadas por orogêneses pré-brasilianas (Transamazônica ou Cariris
Velhos/Kibariana).
Trabalhos recentes, utilizando-se de um maior acervo de dados geocronológicos
(idades U-Pb e Rb-Sr; idades modelo Sm-Nd) admitiram ou reforçaram a ocorrência de
um evento orogênico denominado de Cariris Velhos (aproximadamente 1.0 Ga),
equivalente ao Kibariano na África (Santos & Brito Neves 1993, Campos Neto et al.
1994, Jardim de Sá 1994, Santos et al. 1994, Santos 1995, Van Schmus et al. 1995,
Santos & Medeiros 1998, 1999, Kozuch 2003, dentre outros). Todavia, uma hipótese
alternativa, considerando um contexto anorogênico/rifte para o evento Cariris Velhos,
onde algumas feições atribuídas a este ciclo são consideradas como de um evento
mais jovem, foi defendida por Bittar (1998), Mariano et al. (1999), Neves et al. (2000),
Neves (2002), Silva et al. (2003), dentre outros.
Dentre os trabalhos mais recentes a cerca da subdivisão da Província
Borborema, destacam-se os trabalhos do início da década de 1990, onde foram
atribuídos aos diferentes blocos crustais o conceito de terrenos, resultando em uma
série de compartimentos no arcabouço da província (Jardim de Sá et al. 1992, Jardim
de Sá 1994, Santos 1995, 1999). Dentro dessa ótica de terrenos, destacamos o Maciço
São José de Campestre, no qual a área do presente trabalho encontra-se inserida
(maiores detalhes no item 2.2.3).
9
Figura 2.1 - Reconstrução pré-deriva mesozóica de parte dos continentes africano e sul-
americano, com ênfase nos grandes lineamentos dúcteis continentais, onde neste contexto
paleogeográfico a Província Borborema (retângulo vermelho) mostra uma nítida continuidade
com as faixas orogênicas do continente africano (modificado do Jardim de Sá 1994). Legenda:
PB - Província Borborema, EC - Escudo dos Camarões, EN - Escudo Nigeriano, EH - Escudo
de Hongar, CC - Cráton do Congo, CSF - Cráton São Francisco, COA - Cráton Oeste Africano,
CA - Cráton Amazônico e CSL - Cráton de São Luís.
10
Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando o arcabouço tectono-estratigráfico da
Província Borborema (modificado de Jardim de Sá 1994).
11
2.2 - O Domínio Seridó
A região denominada de “Domínio Seridó” compreende a porção da Província
Borborema situada entre o Lineamento Patos (a sul), a Zona de Cisalhamento
Portalegre (a oeste), e as rochas sedimentares meso-cenozóicas das bacias Potiguar e
Pernambuco-Paraíba (a norte e a leste, respectivamente). Essa terminologia é aqui
adotada em virtude da definição do termo Faixa Seridó se confundir com a
nomenclatura oferecida ao conjunto de metassedimentos do Grupo Seridó (a
conhecida Faixa Seridó). Desta forma, o termo Domínio Seridó ora adotado,
corresponde à região composta em sua porção central pela Faixa Seridó, a oeste pelo
Maciço Rio Piranhas e a leste pelo Maciço São José de Campestre, onde estes serão
detalhados a seguir (Figura 2.3).
Figura 2.3 - Mapa geológico simplificado do Domínio Seridó, com destaque para as zonas de
cisalhamento que particionam a região em diferentes blocos, bem como as diferentes suítes
plutônicas neoproterozóicas (modificado de Jardim de Sá 1994 e Nascimento et al. 2000).
12
2.2.1 - A Faixa Seridó (FSe)
A Faixa Seridó constitui um segmento crustal da Província Borborema,
caracterizado por conter uma seqüência de metassedimentos, dispostos
discordantemente sobre um substrato gnáissico-migmatítico, representado nas suas
porções oriental e ocidental pelos maciços São José de Campestre e Rio Piranhas,
respectivamente. Os limites sul e oeste da Faixa Seridó são feitos através das zonas
de cisalhamento Patos, de trend E-W, e Portalegre, NE. Em direção à costa
setentrional é recoberta por sedimentos meso-cenozóicos da Bacia Potiguar (ver Figura
2.3).
A estratigrafia das supracrustais da Faixa Seridó ainda é bastante discutida na
literatura, todavia, uma divisão em três subunidades (Jardim de Sá & Salim 1980) tem
sido aceita. Essa subdivisão é constituída por uma unidade basal, composta de
paragnaisses, com intercalações de mármores e calciossilicáticas (Formação
Jucurutu); uma intermediátia de quartzitos e metaconglomerados (Formação Equador)
e uma superior de micaxistos (Formação Seridó). Um modelo alternativo (Archanjo &
Salim 1986, Caby et al. 1995) propõe a presença de uma discordância entre as
formações Jucurutu/Equador e a Formação Seridó, onde está última é divida por esses
autores nas formações Parelhas e Seridó.
O arcabouço estrutural da Faixa Seridó é explicado em termos de uma sucessão
de três eventos de deformação principais (Ries & Shackleton 1977, Salim et al. 1979,
Jardim de Sá 1994). O primeiro evento deformacional (D1) está representado por um
bandamento gnáissico migmatítico (S1) restrito às rochas do embasamento,
variavelmente obliterado pelos eventos subseqüentes. O segundo evento (D2) é
relacionado a uma tectônica contracional de grande penetratividade. Esta evoluiu para
um contexto de empurrões, gerando megadobramentos recumbentes que provocaram
inversões locais na estratigrafia, com introdução de fatias alóctones do embasamento
no interior dos metassedimentos do Grupo Seridó. O evento deformacional D3
(Brasiliano), é caracterizado por um retrabalhamento crustal que gerou um mosaico
complexo de zonas de cisalhamento transcorrentes de orientação principal NE. Esse
regime deformacional essencialmente transcorrente durante o evento D3 mostra uma
distribuição em domínios, com a concentração de uma cinemática transpressiva,
caracterizada por estruturas em flor, na porção central da Faixa Seridó (Jardim de Sá
1994, Archanjo et al. 1992, 2002), enquanto que a leste, o estilo tectônico é
13
dominantemente transtensional dado pelo desenvolvimento de expressivas zonas de
cisalhamento distensionais (Jardim de Sá et al. 1993, 1999).
Com relação à cronologia da FSe, existem algumas contradições. Jardim de Sá
(1994 e diversos trabalhos anteriores) considera esse segmento como formado de
rochas paleoproterozóicas com deformações policíclicas e polifásicas. Para Caby
(1988) e Caby et al. (1991, 1995), nessa unidade tectônica residem seqüências
paleoproterozóicas (Formação/Grupo Jucurutu) sotopostas às neoproterozóicas
(Formação/Grupo Seridó).
Van Schmus et al. (1995), datando uma amostra da Formação Jucurutu pelo
método U/Pb em zircões de gnaisses epidotíferos, obteve valores de 1,75 Ga, por eles
interpretada como a idade máxima da sedimentação e possível idade do vulcanismo
sincrônico. Van Schmus et al. (1996) reportaram idades Sm-Nd de 1,2 Ga a 700 Ma
para a fonte dos xistos da Formação Seridó e 1,6 Ga para os gnaisses Jucurutu.
Entretanto, datações U-Pb realizadas sobre zircões em prováveis metatufos
intercalados aos xistos Seridó, forneceram idades de 741+15 Ma, sendo esses zircões,
considerados como de origem ígnea.
Araújo & Alves da Silva 2000 e Araújo et al. 2000 acreditam que essas idades
mais jovens podem ser o reflexo de processos de re-homogeneização isotópica parcial
ou total, influenciada pela extensiva deformação de alta e baixa temperatura, durante
os processos tectono-metamórficos da Faixa Seridó.
Recentemente, Van Schmus et al. (2003), obteve uma idade em torno de 610 a
650 Ma para o Grupo Seridó, através do método U-Pb (SHRIMP) em zircões detríticos.
2.2.2 - O Maciço Rio Piranhas
Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves (1984) denominaram de Maciço Rio
Piranhas (MRP) um conjunto de rochas gnáissico-migmatíticas, correspondentes ao
embasamento da Faixa Seridó, cujos limites são dados pelas zonas de cisalhamento
Picuí-João Câmara (a leste) e Portalegre (a oeste), o Lineamento Patos a sul e os
sedimentos fanerozóicos da Bacia Potiguar a norte (ver Figura 2.3).
Em cartografia geológica de reconhecimento e síntese, a litoestratigrafia do MRP
é delineada, na maioria das vezes, em termos do Complexo Caicó (Campos et al.
1979). Entretanto, diversas propostas têm sido aventadas, tal como uma divisão nos
complexos ou grupos Caicó e São Vicente ou complexos Caicó e Nordestino ou
14
simplesmente Pré-Cambriano Não-Diferenciado, incluindo núcleos arqueanos (Gomes
et al. 1981, Schobbenhaus et al. 1982).
Os primeiros estudos que definem o Complexo Caicó como embasamento da
Faixa Seridó foram realizados por Jardim de Sá (1978) que identificou uma
discordância marcada por seixos de gnaisses em metaconglomerados basais do Grupo
Seridó. Esta informação é reforçada pela observação de diques básicos anfibolitizados
dobrados ou boudinados que truncam o bandamento gnáissico das rochas do
Complexo Caicó e são ausentes na cobertura supracrustal. Essas correlações implicam
em uma relação de não conformidade entre as rochas do Grupo Seridó e o Complexo
Caicó.
Com base em estudos petrológicos e geoquímicos, Souza (1991) e Souza &
Martin (1991a, 1991b) dividem o Complexo Caicó em dois conjuntos litoestratigráficos:
(1°) uma seqüência metavulcanossedimentar mais antiga, constituída por paragnaisses
e anfibolitos, com intercalações subordinadas de lentes de kinzigito, quartzito,
formações ferríferas, leucognaisse fino, mármore e calciossilicática (escassas soleiras
de metagabros e boudins ultramáficos também estão presentes nessa unidade); (2°)
rochas metaplutônicas mais jovens que cortam o bandamento dos paragnaisses,
englobam suítes petrograficamente distintas de gnaisses tonalíticos, granodioríticos,
graníticos, além de rochas metaultramáficas e metabásicas a meta-intermediárias.
Quanto aos aspectos cronoradiométricos, os estudos mais recentes
(Hackspacher et al. 1990 e 1992; Dantas et al. 1991; Legrand et al. 1991; Souza at al.
1993; Jardim de Sá 1994; Magini et al. 1997; Legrand et al. 1997) evidenciam uma
predominância de ortognaisses granitóides de idades compreendidas entre 2,24 Ga e
2,15 Ga (migmatização em torno de 2,0 Ga). Contudo, nesse contexto, tem-se como
ponto controvertido a idade dos chamados granitóides G2, que para alguns
pesquisadores (Jardim de Sá 1994) seriam relacionados a uma tectônica tangencial no
Paleoproterozóico, marcada na unidade basal (Formação Jucurutu) do Grupo Seridó.
Entretanto, outros autores (Hackspacher et al., 1990; Dantas et al., 1991) admitem
esses G2 como membros mais evoluídos de uma suíte TTG (Complexo Caicó), ou seja,
geoquimicamente pertencentes ao mesmo trend de diferenciação cálcio-alcalina de
metagranitóides tidos como embasamento do Grupo Seridó.
15
2.2.3 - O Maciço São José de Campestre
A área de estudo da presente dissertação encontra-se inserida no Maciço São
José de Campestre, que está posicionado no extremo Nordeste brasileiro, limitando-se
a sul pela Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos, a oeste pela Zona de
Cisalhamento Picuí-João Câmara, e na porção norte e leste, pelos sedimentos meso-
cenozóicos das bacias costeiras (Figura 2.4).
Os primeiros trabalhos realizados neste maciço foram feitos por Barbosa &
Braga (1974), ao caracterizarem geológica e petrograficamente migmatitos e gnaisses
indiferenciados. Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves (1984) denominaram o
conjunto de rochas que ocorrem à leste do “sistema de dobramento Seridó” de Maciço
Caldas Brandão/São José de Campestre, onde utilizaremos a segunda denominação,
simplificada em MSJC.
Esse maciço constitui um bloco dominantemente gnáissico, representado por
litotipos de composições diversas, variavelmente migmatizados, amplamente intrudidos
por corpos granitóides neoproterozóicos (ex. Plúton Serrinha). Em caráter mais restrito,
afloram fatias isoladas de metassedimentos da Formação Seridó: a norte de Ielmo
Marinho (RN), parcialmente capeados pelas coberturas sedimentares costeiras; e a
sudeste de Barra de Santa Rosa (PB). Nesses locais, os micaxistos repousam
diretamente sobre o substrato gnáissico-migimatítico, desenvolvendo foliações de baixo
ângulo com caimento, respectivamente, para NE e SE. A ausência das formações
inferiores do Grupo Seridó (formações Jucurutu e Equador) e os contatos miloníticos
com o substrato gnáissico-migmatítico condizem com a interpretação dos micaxistos
como fatias alóctones, tectonicamente decepadas das unidades inferiores do Grupo
Seridó (Jardim de Sá et al. 1993, Trindade et al. 1993, Jardim de Sá 1994). Esse
posicionamento alóctone dos metassedimentos conduz a evitar a designação de
embasamento para o complexo gnáissico-migmatítico da região. Em ambos os setores,
são possíveis reconstituir a seqüência de eventos deformacionais (D2 e D3), no entanto,
a geometria em baixo ângulo do fabric D3, especialmente desenvolvida nestes setores
do MSJC, permite inferir uma deformação em regime distensional ou transtracional,
marcada por transporte de massa para nordeste (região de Ielmo Marinho) e sul-
sudeste (região de Barra de Santa Rosa), respectivamente.
No que tange à estruturação presente no restante do MSJC, a análise
sistemática de imagens de satélite, conjugada com dados de campo, confirma um
arranjo macroscópico das zonas de cisalhamento distinto daquele observado nos
16
outros setores do “Domínio Seridó” (Amaro 1998). No MSJC, as grandes estruturas D3
também se dispõem em trends NW, apresentando rejeito sinistral-distensional,
seccionando ou limitando blocos de idades distintas (Dantas et al. 1997). Estas
estruturas desenvolvem-se entre as duas grandes zonas de cisalhamento NE dextrais
(Picuí-João Câmara e Remígio-Pocinhos), formando um mosaico de pequenos blocos
retangulares, cujo arranjo geométrico condiciona sua interpretação como falhas
antitéticas regionais em um sistema conjugado com zonas transcorrentes E-W e NE
(Dantas et al. 1997 e Dantas 1997).
Dantas (1997) e Dantas et al. (1997, 1998), através de mapeamento geológico e
estudos de isotópos de Nd, apresentaram um contexto mais complexo para o MSJC.
Primeiramente, foi reconhecido um núcleo arqueano na porção central do maciço
(regiões de São José de Campestre (RN) e Serra Caiada (RN)), formado por
ortognaisses, diversos tipos de migmatitos, granulitos e uma seqüência de rochas
básicas. Dados geocronológicos (U-Pb em zircões) forneceram idades de 3,4 Ga nos
ortognaisses, 3,2 Ga nos migmatitos e em granulitos, e 2,7 Ga em sienitos, sendo que
as idades modelo TDM variam de 3,77 a 3,2 Ga. Em volta desse núcleo, encontram-se
rochas metaplutônicas paleoproterozóicas, variavelmente migmatizadas, com
composição oscilando de dioritos a granodioritos, além de augen gnaisses e
leucogranitos. Dados U-Pb em zircões de granodioritos indicaram idades de
cristalização no intervalo de 2,2 a 2,15 Ga. As idades TDM variam de 2,4 a 2,3 Ga para
os terrenos a sul do bloco arqueano e 2,6 a 2,5 Ga para os situados na porção oeste.
Além dos trabalhos reportados, citam-se ainda os trabalhos de mapeamento
geológico básico de alunos do curso de geologia da UFRN realizados em meados e
final da década de 1990 e início do terceiro milênio. Dentre estes trabalhos, destacam-
se: o de Campelo (1997), que realizou mapeamento geológico em uma área a oeste de
Santo Antonio (RN), com caracterização de campo e petrografia das principais
unidades aflorantes na região; o de Lima (1997), que desempenhou mapeamento na
região de São José de Campestre e Passa e Fica (RN); o de Antunes (1999), que
realizou mapeamento do Plúton Monte das Gameleiras, com ênfase na caracterização
cinemática de zonas de cisalhamento e alojamento do referido plúton; e o de Lima
(2002), que desenvolveu um mapeamento geológico-estrutural na região de Serrinha
(RN), visando a pesquisa hidrogeológica em terrenos cristalinos.
Vale ainda enfatizar a importância do estudo dessa região, já que a Província
Borborema tem sido considerada como um elo entre o Cráton Oeste Africano e o
17
Cráton São Francisco, com o MSJC ocupando geograficamente um ponto chave nesta
correlação (Caby 1989, Brito Neves & Cordani 1991, Trompette 1994, Van Schmus et
al. 1995).
Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado do Maciço São José de Campestre, com detalhe da
área estudada na presente dissertação (modificado de Jardim de Sá 1994, Dantas 1997,
Amaro 1998 e Nascimento et al. 2000).
18
2.3 - O Magmatismo Neoproterozóico na PB
Como dito anteriormente, o magmatismo de natureza plutônica, o qual faz parte
os diferentes corpos estudados neste trabalho (ênfase no Plúton Serrinha), constitui um
dos aspectos geológicos mais marcantes do ciclo Brasiliano na Província Borborema.
Trata-se de uma granitogênese associada à deformação D3 (Brasiliana), sendo
representado por um variado grupo de granitóides com diferentes afinidades.
Dentre os trabalhos clássicos a cerca do magmatismo neoproterozóico, cita-se
uma das primeiras tentativas de classificação proposta por Almeida et al. (1967) ao
posicionarem as rochas plutônicas da Província Borborema de acordo com o ciclo
Brasiliano, subdividindo o magmatismo neoproterozóico em: granitóides sin-tectônicos,
compreendendo os tipos Itaporanga (granitos porfiríticos) e Conceição (granodioritos e
tonalitos) e granitóides tardi-tectônicos, subdivididos nos tipos Catingueira (granitos
peralcalinos, quartzo sienitos e sienitos) e Itapetim (corpos menores e diques graníticos
finos).
Subseqüente ao clássico trabalho de Almeida et al. (1967), destaca-se o
trabalho de Jardim de Sá et al. (1981), o qual utiliza-se critérios estruturais para sugerir
uma classificação para os granitóides da Faixa Seridó (RN-PB) relacionados ao evento
Brasiliano. Essas rochas foram reunidos nos subtipos Gx (rochas básicas a
intermediárias), G3 (granitos e granodioritos porfiríticos ou equigranulares) e G4
(leucogranitos tardios).
Posteriormente, Sial (1986), utilizando dados geoquímicos, discriminou quatro
grandes grupos de granitóides para a Província Borborema, classificando-os como
Cálcio-alcalino Potássico, Cálcio-alcalino, Trondhjemítico e Peralcalino.
Jardim de Sá (1994) distingue as suítes básicas a intermediárias, porfiríticas e
leucograníticas, às quais foram adicionadas rochas com afinidades shoshoníticas e
alcalinas (Hollanda et al. 1995; Galindo et al. 1997a,b; Nascimento et al. 1997;
Nascimento 1998).
Dentre os trabalhos recentes, destaca-se o de Nascimento et al. (2000) que
integrou vários dados pré-existentes. Esses autores subdividiram as rochas plutônicas
neoproterozóicas do Domínio Seridó em quatro tipologias principais: (i) Suíte Cálcio-
alcalina Potássica Porfirítica (tipos porfiríticos com biotita e/ou anfibólio); (ii) Suíte
Shoshonítica (rochas básicas a intermediárias); (iii) Suíte Cálcio-alcalina Potássica
Equigranular (biotita+muscovita±granada leucogranitos); e (iv) Suíte Alcalina (leuco-
microgranitos com aegirina-augita e/ou andradita e faialita granitos).
19
A tabela 2.1 sumariza as principais classificações citadas acima e os subitens
que se seguem sintetizam as principais suítes plutônicas relacionadas à granitogênese
neoproterozóica da Província Borborema.
2.3.1 - Suíte Básica a Intermediária
A suíte básica a intermediária (Jardim de Sá et al. 1987 e Jardim de Sá 1994),
tipo Gx (Jardim de Sá et al. 1981) ou rochas K-dioríticas (Sial 1986, Mariano 1989,
entre outros), ou ainda, suíte shoshonítica (Nascimento et al. 2000) compreendem
termos gabro-dioríticos (gabronoritos com clinopiroxênio e ortopiroxênio em equilíbrio
com labradorita ou andesina), embora dioritos/quartzo dioritos e quartzo monzodioritos
sejam as rochas dominantes. Nestes últimos, anfibólio e biotita representam à
mineralogia máfica principal e o plagioclásio é do tipo oligoclásio.
Essas rochas ocorrem como pequenos plútons isolados ou associados a corpos
da suíte porfirítica. Exibem textura fina a média (eventualmente grossa nos termos
gabro-dioríticos) e, feições de mistura com as rochas porfiríticas, são comumente
observadas (mixing ou mingling).
No geral são rochas enriquecidas em Fe(t), CaO, MgO e Ba e empobrecidas em
Th. Apresentam caráter metaluminoso e afinidade geoquímica com as rochas da série
shoshonítica (Leterrier et al. 1990, Galindo 1993, Jardim de Sá 1994). Com relação ao
padrão dos elementos terras raras, essa suíte apresenta um enriquecimento em terras
raras leves em relação aos pesados, com suaves anomalias positivas ou negativas de
Eu, e subordinadamente sem anomalia de Eu (Mariano 1989, Galindo 1993 e Jardim
de Sá 1994). Segundo Hollanda et al. (2003), as rochas K-dioríticas representam um
exemplo de magmatismo potássico intracontinental derivadas de uma fonte relacionada
ao manto enriquecido.
Os tipos shoshoníticos clássicos são representados pelos complexos de Terra
Nova e Bom Jardim e pelo batólito de Teixeira, estes no Domínio da Zona Transversal
(Silva Filho et al. 1987, Sial e Ferreira 1988, Guimarães 1989, Silva Filho 1989 e
Medeiros 1995), e pelo granitóide Quixaba no Domínio Seridó (Galindo 1993, Galindo
et al 1997a).
20
21
2.3.2 - Suíte Porfirítica
Os granitóides porfiríticos, tipo Itaporanga (Almeida et al. 1967), ou suíte G3
(Jardim de Sá et al. 1981), ou grupo Cálcio-alcalino Potássico (Sial 1986), ou ainda
Suíte Porfirítica (Jardim de Sá 1994) e Suíte Cálcio-alcalina Potássica Porfirítica
(Nascimento et al., 2000), representam os tipos mais abundantes, ocorrendo sob a
forma de batólitos isolados ou associados a outros tipos de rochas (principalmente a K-
dioritos, suíte básica a intermediária de Jardim de Sá 1994).
São caracterizados por um fácies grosso, contendo grandes fenocristais de
feldspato potássico com comprimentos de até 15 cm. Esses granitóides apresentam
composição, predominantemente, monzogranítica, com granodioritos e quarzto
monzonitos subordinados. Biotita e anfibólio representam os máficos dominantes, com
titanita, opacos (magnetita e ilmenita), epídoto, allanita, zircão e apatita compondo a
mineralogia acessória (Nascimento et al. 2000).
Ao longo da Província Borborema, a suíte porfirítica representa o fácies
dominante na maioria dos plútons granitóides, a exemplo dos batólitos de Itaporanga,
Sa. Lagoinha, Bodocó (Sial 1986, Mariano 1989, McMurry 1991, Sobreira 1995), Acari
(Jardim de Sá et al. 1986), Monte das Gameleiras (Galindo 1982, Antunes 1999), São
José de Espinhares (Jardim de Sá et al. 1987), Patu-Caraúbas (Galindo 1993), Catolé
do Rocha-Alexandria, Pombal (Archanjo 1993) e Barcelona (Archanjo 1993, Cavalcante
2003). Esses granitóides estão relacionados à orogênese brasiliana, sendo
caracterizados pela ausência de um fabric tectônico (lineação/foliação) penetrativo ou,
quando estruturados, sua assinatura é correlacionável à tectônica transcorrente (evento
D3) cuja idade neoproterozóica pode ser assumida com segurança.
Geoquimicamente, a suíte porfirítica é representada por rochas transicionais de
metaluminosas a peraluminosas enriquecidas em álcalis (Na2O+K2O > 8%), TiO2, Rb,
Zr, Ba, Y e Ga e empobrecidas em MgO, CaO e Fe(t) (McMurry et al. 1987a, Mariano &
Sial 1990, Jardim de Sá 1994, Medeiros 1995 e Galindo et al. 1997c). Mostram
algumas afinidades geoquímicas com os granitos tipo I e magnetita granitos, e um
padrão de terras raras caracterizado por um enriquecimento de terras raras leves em
relação aos pesados com uma significativa anomalia negativa de Eu (Sial 1987,
Mariano 1989, Mariano & Sial 1990, Jardim de Sá 1994, Galindo et al. 1997c).
22
2.3.3 - Suíte Leucogranítica
A suíte leucogranítica (Jardim de Sá 1994) é correlata ao tipo Itapetim de
Almeida et al. (1967), ou aos granitóides G4 de Jardim de Sá et al. (1981), ou ainda a
suíte Cálcio-alcalina Potássica Equigranular de Nascimento et al. (2000). Ocorrem
como enxames de diques, sheets, soleiras e corpos isolados, como por exemplo, em
Serra Pelada (NW de Ielmo Marinho), Dona Inês e Picuí, ou associados aos batólitos
de Acari, São José de Espinhares e Brejo do Cruz (Jardim de Sá 1994).
Composicionalmente variam de sienogranitos a monzogranitos, com textura
equigranular ou microporfirítica, fina a média. Segundo Nascimento et al. (2000),
plagioclásio (oligoclásio), microclina e quartzo são os minerais essenciais. A
mineralogia acessória é composta por biotita + anfibólio, titanita, epídoto, apatita,
zircão, allanita, opacos e turmalina. Em Dona Inês, granada e/ou muscovita podem
estar presentes como minerais primários.
São rochas dominantemente peraluminosas, enriquecidas em SiO2 e
empobrecidas em Fe(t), MgO, CaO, Sr e Zr, o que sugere uma fonte essencialmente
crustal para essas rochas (Jardim de Sá 1994). O padrão de distribuição de elementos
terras raras é caracterizado por um enriquecimento dos terras raras leves com relação
aos pesados e uma significativa anomalia negativa de Eu.
2.3.4 - Suíte Alcalina
A suíte Alcalina ou granitóides Peralcalinos a Alcalinos (Tipo Catingueira de
Almeida et al. 1967 e tipo Triunfo de Sial 1987), ocorrem sobre a forma de diques,
stocks ou batólitos. O tipo Catingueira inclui diques de rochas alcalinas supersaturadas
(quartzo sienitos a granitos), com piroxênio e anfibólio sódico, enquanto o tipo Triunfo
engloba álcali-feldspato sienitos com aegirina-augita.
No Domínio Seridó, as rochas que compõem a suíte alcalina são representadas
pelos plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Caxexa e parte do Plúton Japi,
esses posicionados no Maciço São José de Campestre (Araújo et al. 1993; Hollanda et
al. 1995, 1999; Nascimento et al. 1997; Nascimento 1998). No extremo NW do Maciço
Rio Piranhas ocorre o Granitóide Umarizal (Galindo 1993), representando outro corpo
granítico de afinidade alcalina.
Os corpos alcalinos da região do MSJC são formados por álcali-feldspato
granitos, com quartzo álcali-feldspato sienitos subordinados e sienogranitos (Galindo et
al. 1997b). Possuem textura fina, equigranular, e contêm aegirina-augita/augita sódica
23
e hedenbergita, as quais podem se transformar em anfibólio. Segundo Nascimento
(1998), nos plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão e Caxexa, ocorrem
granadas ricas em moléculas de andradita como mineral máfico, e o plagioclásio, em
geral, é bastante sódico, sendo mais rico em cálcio quando associado a granada.
Já no Granitóide de Umarizal, são identificados monzogranitos e quartzo
monzonitos, com textura média e inequigranular. Quanto à mineralogia apresentam
plagioclásio tipo oligoclásio, com mineralogia acessória formada por faialita ou ferro-
hiperstênio, além de hedenbergita, hornblenda ferro-edenítica, biotita subordinada, e
eventualmente zircão, apatita, allanita, magnetita e ilmenita (Galindo 1993).
Segundo Nascimento at al. (2000), os plútons alcalinos do MSJC mostram
variação na quantidade de sílica (67-77%), com forte enriquecimento em álcalis, e
acentuado empobrecimento em CaO e MgO. São rochas meta a peraluminosas, ricas
em Sr e pobres em Zr. As anomalias positivas de Eu são típicas dos tipos alcalinos do
MSJC, enquanto que em Umarizal as anomalias são negativas a positivas. Segundo
estes mesmos autores, a afinidade alcalina é sugerida em diagramas geoquímicos
discriminantes, permitindo separar as alcalinas de Umarizal daquelas do MSJC. As
rochas alcalinas do MSJC se assemelham com exemplos descritos em outras partes
do mundo (Martin et al. 1994), enquanto que as alcalinas de Umarizal são ligeiramente
mais cálcicas e de natureza charnoquítica (Galindo et al. 1995, McReath et al. 2002).
2.4 - Síntese Geocronológica do Magmatismo Neoproterozóico
O maior volume de dados geocronológicos do magmatismo Neoproterozóico da
Província Borborema refere-se à suíte porfirítica. Na localidade típica de Itaporanga-
PB, Brito Neves et al. (2003) obteve uma idade pelo método U-Pb em zircão de 580 + 4
Ma, compatível com dados Ar-Ar em hornblenda de 580 Ma (Dallmeyer et al. 1987,
Mariano 1989), valor considerado por esses autores como idade mínima para a
alocação do granito de Itaporanga. Para o fácies porfirítico grosso do Maciço de Acari
(porção central da Faixa Seridó), Jardim de Sá (1994) obteve uma isócrona Rb-Sr
(rocha total) com 547 + 21 Ma. Esse valor corrobora o obtido por Legrand et al. (1991),
que dataram o referido maciço pelo método U-Pb em zircão, obtendo uma idade de 555
+ 5 Ma. Galindo (1993) e Galindo et al. (1993) apresentam um grande volume de dados
isotópicos Rb-Sr para rochas porfiríticas do extremo NW do Maciço Rio Piranhas,
apontando para a região um intervalo de 630 Ma e 570 Ma para a atuação do evento
brasiliano. Da mesma forma, datações pelos métodos U-Pb (zircão) e isócronas Rb-Sr
24
(rocha total) de granitóides da Faixa Seridó permitem estimar o principal episódio de
plutonismo em 580 ± 30 Ma (Leterrier et al. 1994; Galindo et al. 1995), intervalo este
considerado como o do pico do evento tectonometamórfico sincrônico ao plutonismo
(Jardim de Sá 1994). Recentemente, Galindo et al. (2005) apresentaram uma idade U-
Pb em zircão para o plúton Monte das Gameleiras, com idade de 573 + 7 Ma (maiores
discussões no capítulo 5).
Para as rochas da suíte intermediária a máfica, Macedo et al. (1993) destacam
que as evidências de contaminação e mistura de magmas com a suíte porfirítica
dificultam a obtenção de datações geocronológicas confiáveis pelo método Rb-Sr,
obtendo-se pseudoisócronas com idades elevadas entre 900 e 700 Ma (Jardim de Sá
et al. 1987). Todavia, idades pelo método U-Pb em zircão fornecem valores mais
confiáveis para essa suíte, onde Leterrier et al. (1994) obtiveram idade de 579 + 7 Ma
para dioritos do Maciço de Acari. Dantas (1997) apresentou uma idade de 599 + 16 Ma
para o plúton Poço Verde (hiperstênio diorito-U/Pb em zircão). Datação em monazitas,
através de microssonda eletrônica para esse mesmo corpo, forneceu uma idade de 555
+ 10 Ma, sendo interpretada como o pico de um evento térmico responsável pela
reabertura do sistema U-Th-Pb em monazitas do Diorito Poço Verde (Souza et al.
2006).
Da mesma forma que se observa para a suíte básica a intermediária, os estudos
geocronológicos para a suíte leucogranítica são escassos e não muito confiáveis,
geralmente apresentando idades com erros muito elevados. No plúton de Dona Inês
(McMurry et al. 1987b), apesar da boa variação das razões 87Rb/86Sr, o alinhamento de
15 amostras não é bom, definindo uma pseudoisócrona (MSWD = 197) com idade de
555 + 35 Ma. Borges (1996) acrescentou três amostras às 15 dos autores
mencionados, obtendo uma idade de 557 + 13 Ma (MSWD = 2,9), sendo este valor
considerado como de referência para a cristalização do plúton.
A idade para o magmatismo alcalino ainda é pouco conhecida, sendo mais bem
representada pelo granitóide de Umarizal através de uma concórdia U-Pb em zircão
que forneceu idade de 593 + 5 Ma (McReath et al. 2002). Para o plúton Serra do
Algodão (associado a Z.C. Remígio-Pocinhos-PB), o plote de três amostras em uma
isócrona Rb-Sr (rocha total), forneceu um valor de 530 + 54 Ma (MSWD = 0,60),
podendo representar a idade de cristalização, apesar do erro elevado (Nascimento
1998). Da mesma forma, uma isócrona Sm-Nd com rocha total e mineral (clinopiroxênio
25
+ granada) para o plúton Caxexa, apresentou uma idade de 578 + 14 Ma, interpretada
como a mais adequada para o final da cristalização deste corpo (Nascimento 2000).
Recentemente, Brito Neves et al. (2003), apresentaram determinações U-Pb em
zircão para alguns granitos clássicos da Província Borborema, quando reportaram
idades de 651 + 15 Ma no granito de Tavares-PB, 635 + 9 Ma no granodiorito de
Conceição-PB, 573 + 45 Ma no granito de Catingueira-PB (este com erro elevado),
bem como a idade mencionada anteriormente para o granito Itaporanga-PB.
Mais recentemente, Guimarães et al. (2004) realizaram um estudo
geocronológico (U/Pb) em granitóides neoproterozóicos no Domínio da Zona
Transversal (porção central da Província Borborema), onde os mesmos dividiram o
magmatismo intrusivo em quatro eventos entre cerca de 644 e 512 Ma. O evento mais
antigo (610 – 644 Ma) evidenciado em granitóides cálcio-alcalinos médio a baixo-K
(tipo-I), está relacionado ao pico do metamorfismo e desenvolvimento da foliação de
baixo ângulo associada com a convergência entre os crátons São Francisco/Congo e
Oeste Africano. O segundo evento (590 – 581 Ma) caracterizado em granitóides cálcio-
alcalinos alto-K e shoshoníticos (estes últimos usualmente chamados de K-dioritos),
marca a transição entre o evento de baixo ângulo para o evento transcorrente. O
terceiro evento (cerca de 570 Ma), relacionado à colocação dos granitóides alcalinos
pós-colisionais, marca o estágio final da Orogênese Brasiliana. E por fim, o último
evento (540 – 512 Ma), evidenciado em granitos tipo-A, relacionados à extensão pós-
orogênica, reflete o relaxamento pós-tectônico da Orogênese Brasiliana.
A tabela 2.2 mostra um quadro com as principais determinações
geocronológicas para a granitogênese brasiliana no Domínio Seridó, onde de forma
preliminar, os valores permitem esboçar uma evolução regional, subdividida em
intervalos, com eventos distribuídos ao longo de aproximadamente 200 Ma, do
Neoproterozóico III ao Cambriano/Ordovinciano. Os dados atualizados no quadro
abaixo se somam às interpretações prévias de Brito Neves et al. (2003), onde se
observam intervalos de tempo importantes sinalizados na maioria das idades,
marcando eventos de formação de granitos no Neoproterozóico III (cerca de 580 a 570
Ma), além de idades dispersas, caracterizando formação de rochas graníticas do final
do Neoproterozóico III ao Cambriano/Ordivinciano (aproximadamente 550 a 450 Ma) e
presença de eventos acrecionários graníticos mais precoces, com idades superiores a
590 Ma.
26
Tabela 2.2 - Integração de dados geocronológicos para o magmatismo neoproterozóico do
Domínio Seridó (Província Borborema), adaptado de Brito Neves et al. (2003). As idades
assinaladas com (*) e (**), representam, respectivamente, idades Rb-Sr e Sm-Nd. As demais
idades constituem dados U-Pb e Pb-Pb.
27
3.1 - Introdução
Este capítulo apresenta uma descrição sumarizada das principais unidades
geológicas e suas respectivas litologias, definidas durante o mapeamento geológico.
Ao longo do mapeamento, procurou-se caracterizar os litotipos estudados no que diz
respeito às suas feições de campo, distribuição na área e suas relações estratigráficas,
bem como suas correlações com as unidades geológicas regionais, descritas no
capítulo anterior.
Vários critérios foram utilizados visando o ordenamento cronológico das
litologias estudadas, onde estas foram individualizadas por critérios como contatos por
intrusão, xenólitos, mistura de magmas e características estruturais (foliações e
lineações originadas em diferentes épocas). Ênfase maior foi dada aos litotipos
pertencentes à suíte plutônica tema desta dissertação, procurando-se separar os
diferentes litotipos ígneos e entender as relações existentes entre estes. Além disso,
procurou-se estabelecer as relações de contato entre os corpos ígneos e suas
encaixantes de natureza, principalmente, meta-ígnea.
A partir dos dados obtidos em campo, foi possível confeccionar um mapa de
pontos (Anexo 1) e respectivo mapa geológico (Anexo 2, ver simplificação na figura
3.1), ambos na escala de 1:50.000.
3.2 - Relações Estratigráficas entre as Unidades Mapeadas
A partir dos critérios supracitados, foi definida a seguinte ordem de
empilhamento estratigráfico para a área mapeada (vide figura 3.1 e coluna
litoestratigráfica no Anexo 2), que é formada da base para o topo por:
(1) Substrato Gnáissico-Migmatítico:
- gnaisses arqueanos (ortognaisses sienograníticos a monzograníticos de textura
homogênea);
- gnaisses paleoproterozóicos (ortognaisses variados, essencialmente graníticos
a tonalíticos, em parte migmatizados e milonitizados);
28
(2) Suíte Plutônica Neoproterozóica:
- encraves intermediários a máficos (encraves dioríticos, quartzo-dioríticos e
tonalíticos, correspondendo à suíte diorítica que ocorre associada aos granitos
porfiríticos);
- rochas dioríticas porfiríticas (correspondem a corpos dioríticos de textura média
a grossa com pórfiros de plagioclásio imersos em uma matriz composta,
principalmente, por biotita e piroxênios);
- granitóides porfiríticos (anfibólio-biotita monzogranitos e biotita monzogranitos
porfiríticos, com granodiorítos ocorrendo de forma subordinada);
- granitos microporfiríticos (biotita monzogranitos de coloração acinzentada, com
pórfiros de feldspato potássico milimétricos);
- diques e sheets leucograníticos (biotita leucogranitos de coloração cinza a
rósea e leucogranitos grossos de coloração esbranquiçada);
(3) Coberturas recentes:
- sedimentos cenozóicos (arenitos e conglomerados inconsolidados que não
serão aqui detalhados por não fazerem parte dos objetivos do trabalho).
No que diz respeito à estruturação da área, pelo menos cinco gerações de
deformações são aqui apontadas (Dn, D1, D2, D3 e D4). As estruturas mais antigas são
restritas ao Substrato Gnáissico-Migmatítico, com o Evento Dn relacionado às rochas
do substrato gnáissico arqueano, e o Evento D1 correspondendo à deformação mais
antiga das rochas gnáissicas paleoproterozóicas. As estruturas formadas no Evento D1
mostram-se retrabalhadas pelo Evento D2, também restrito ao substrato, onde as
tramas S1+S2 estão fortemente paralelizadas por dobramentos isoclinais D2. O Evento
D3 é o principal responsável pela atual arquitetura estrutural da área mapeada, com
geração da tectônica transcorrente/distensional responsável pela formação das zonas
de cisalhamento que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Este
evento deformacional foi responsável por dobramentos abertos, onde a foliações de
plano axial S3 encontra-se em ângulo com a trama S1+S2, sendo que, em regiões de
mais alto strain, todas as tramas mostram-se paralelizadas (S1//S2//S3). Finalmente, o
Evento D4 corresponde à estruturação frágil, relacionada à falhas e fraturas, que
seccionam praticamente todas as unidades mapeadas.
No capítulo 4 são apresentados maiores detalhes a cerca da geometria,
cinemática dos eventos dúcteis e alojamento dos corpos graníticos.
29
30
3.3 - Substrato Gnáissico-Migmatítico
3.3.1 - Gnaisses Arqueanos
Representam as rochas mais antigas da região, aflorando na extremidade NW
da área mapeada (proximidades de São José de Campestre, ver Anexo 2).
Compreendem, principalmente, rochas metaplutônicas de composição monzogranítica
a sienogranítica de coloração cinza esbranquiçada a rósea e textura equigranular
média. Mineralogicamente, os ortognaisses são compostos principalmente por
feldspato potássico, quartzo e plagioclásio, com anfibólio e biotita como máficos
dominantes.
Os ortognaisses arqueanos apresentam-se em contato direto com os gnaisses
paleoproterozóicos. As regiões de contato são marcadas por zonas de cisalhamento,
onde as rochas ocorrem bastante deformadas e exibindo uma trama L>>S. Além disso,
as rochas arqueanas apresentam uma estruturação caracterizada por superfícies
planares de baixo ângulo, frequentemente evidenciadas por dobramentos
recumbentes. Essa estruturação é aqui descrita como sendo relacionada à deformação
D1//D2, restrita às rochas do substrato gnáissico-migmatítico. É provável que essa
deformação tenha obliterado uma estruturação prévia (Dn) restrita as rochas
arqueanas, já que diferentes episódios de magmatismo são registrados durante a
história evolutiva do Arqueano no MSJC, com idades variando do Paleoarqueano (3.4
Ga), Mesoarqueano (3.2 Ga) e Neoarqueano (2.7 Ga) (Dantas 1997).
3.3.2 - Gnaisses Paleoproterozóicos
Representam os litotipos dominantes na área mapeada, compreendendo rochas
polideformadas, compostas por ortognaisses variados, essencialmente graníticos a
tonalíticos, em parte migmatizados e milonitizados.
Em campo, distinguem-se, principalmente, ortognaisses bandados com bandas
tonalíticas a graníticas, ortognaisses de coloração cinza e composição tonalítica a
granodiorítica, augen gnaisses granodioríticos a tonalíticos e ortognaisses quartzo-
feldspáticos. São observados ainda, diques máficos (anfibolíticos) intrusivos nesses
gnaisses. Esse conjunto compõe as rochas encaixantes dos plútons neoproterozóicos
(ver Anexo 2).
31
Os ortognaisses bandados correspondem aos tipos mais comuns do substrato
gnáissico-migmatítico. São caracterizados por um bandamento metamórfico de alto
grau marcado por alternâncias de bandas félsicas, enriquecidas em quartzo,
plagioclásio e feldspato potássico, e máficas, enriquecidas em biotita e anfibólio
(Prancha 3.1 - Foto 3.1). As bandas ocorrem com espessuras variadas, onde o aspecto
bandado dos gnaisses é decorrente da contribuição de injeções pegmatíticas e,
principalmente, do efeito de zonas miloníticas (Prancha 3.1 - Foto 3.2). Esse
bandamento marca a fase deformacional D1, que se encontra retrabalhada pelo Evento
D2, gerando a trama planar S1+S2, já discutida anteriormente. Nas zonas de maior
strain as estruturas pretéritas são obliteradas pelo fabric milonítico superimposto (S3,
C3 - Evento D3), gerando a trama S1+S2+S3 (Prancha 3.1 - Foto 3.3). Nessas regiões
de mais alto strain, em especial nas proximidades das intrusões graníticas, os
gnaisses, por vezes, apresentam-se fortemente migmatizados (Prancha 3.1 - Foto 3.4).
Os ortognaisses de coloração cinza-esbranquiçada a cinza-escuro apresentam
textura equigranular média, com plagioclásio e quartzo compondo a mineralogia félsica
principal, e biotita + anfibólio como máficos dominantes. Mostram uma foliação bem
marcada (S1+S2), geralmente afetada por dobramentos suaves a apertados e por
zonas miloníticas, relativos ao Evento D3. Comumente são cortados por diques
pegmatíticos.
Os augen gnaisses ocorrem ao longo de faixas estreitas, geralmente se
dispondo na direção NE-SW. São rochas de textura média a grossa, tendo como
característica marcante, a presença de porfiroclastos estirados (augens) de feldspato
potássico nos tipos granodioríticos e plagioclásio nos tipos tonalíticos. Os augens
apresentam-se bastante deformados, caracterizando uma trama L>>S.
Os gnaisses quartzo-feldspáticos estão associados à fusão avançada de
gnaisses tonalíticos/quartzo dioríticos (Prancha 3.1 - Fotos 3.5 e 3.6). Apresentam
textura grossa e coloração esbranquiçada, sendo compostos principalmente por
quartzo e plagioclásio. São rochas fortemente deformadas, com uma trama S+L
geralmente bem desenvolvida.
32
33
Os diques máficos, anfibolitizados, ocorrem de maneira restrita, dispersos, não
sendo representativos na escala do mapeamento. Correspondem a diques intrusivos
que ocorrem truncando em baixo ângulo a trama S1 dos gnaisses paleoproterozóicos.
São rochas de coloração escura (esverdeada a negra), compostas principalmente por
anfibólio, com biotita e plagioclásio em quantidades menores. Apresentam textura fina
a média, sendo provavelmente derivados do metamorfismo de diabásios.
Os gnaisses paleoproterozóicos podem ser correlacionados às rochas
metaplutônicas pertencentes ao Complexo Gnáissico-Migmatítico do MSJC, porção
leste do Domínio Seridó (ver Capítulo 2).
3.4 - Suíte Plutônica Neoproterozóica
3.4.1 - Encraves Intermediários a Máficos
Ocorrem tipicamente como encraves nos granitos porfiríticos (Prancha 3.2 - Foto
3.7), ou ainda, mais restritamente, como pequenos corpos isolados (ver Anexo 2). São,
em sua maioria, encraves comumente alongados e com tamanhos variando desde
centimétricos a decamétricos. Apresentam-se com textura fina a média, colorações
negra e esverdeada, enriquecidos em biotita e anfibólio. Essas rochas constituem
litotipos que variam desde dioritos a quartzo dioritos/tonalitos. Em vários afloramentos
são observados processos de mistura do magma granítico com o magma diorítico.
Algumas feições de campo dão suporte aos processos de mistura de magmas,
onde contatos interdigitados são comumente observados entre as rochas dioríticas e os
granitóides porfiríticos, além de estruturas de fluxo dobradas, ocorrendo em
afloramentos com predomínio do magma intermediário a máfico, indicando alto
contraste de viscosidade entre essas rochas (Prancha 3.2 - Fotos 3.8 e 3.9).
Um outro aspecto observado em campo é a presença de encraves dioríticos em
quartzo dioritos, mostrando a complexidade das diferentes interações observadas para
esta suíte, que comumente apresenta-se como encrave nos corpos porfiríticos
(Prancha 3.2 - Foto 3.10). Além de ocorrerem na forma de encraves, as rochas
intermediárias a máficas apresentam-se como diques sin-magmáticos, sendo estes,
possivelmente, relacionados ao último estágio de injeção de magmas dioríticos
(Prancha 3.2 - Fotos 3.11 e 3.12).
34
No Plúton Serrinha, os encraves dioríticos ocorrem de maneira dispersa,
geralmente com formas elípticas e se dispondo, principalmente, nas porções de borda
do corpo granítico. O forte estiramento dos encraves nas porções de borda do plúton
se dá pela atuação das zonas de cisalhamento que bordejam o plúton, indicando
deformação ainda em estado magmático.
Os encraves intermediários a máficos podem ser correlacionados com as rochas
da Suíte Básica-Intermediária de Jardim de Sá (1994), descrita na literatura como
sendo os litotipos mais precoces das suítes brasilianas. Os mesmos também são
referidos como K-dioritos de afinidade shoshonítica (vide discussões no Capítulo 2).
3.4.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas
Ocorrem como corpos isolados intrusivos no embasamento Paleoproterozóico,
bem como associados aos granitóides porfiríticos. São rochas de textura média a
grossa, equigranulares a inequigranulares porfiríticas, de composição diorítica a
quartzo monzonítica. A mineralogia é formada por fenocristais de plagioclásio imersos
em uma matriz composta por plagioclásio, piroxênios e biotita.
Na região estudada, o Plúton Poço Verde representa o principal corpo ígneo,
diagnóstico da suíte diorítica porfirítica ora detalhada. O mesmo encontra-se localizado
na porção centro-oeste da área mapeada, intrusivo nos gnaisses paleoproterozóicos,
dispondo-se de forma alongada numa direção geral NE-SW, com mergulhos
invariavelmente para NW (ver Anexo 2). O diorito porfirítico Poço Verde tem como
característica marcante, a grande quantidade de encraves máficos, evidenciados pela
presença de clots máficos (Prancha 3.3 - Foto 3.13) e encraves dioríticos
microgranulares, onde processos de mistura mecânica de magmas são observados
(magma mingling), com fenocristais de plagioclásio imersos nos encraves dioríticos
(Prancha 3.3 - Foto 3.14). Nas bordas deste plúton, é comum a presença de xenólitos
do substrato gnáissico (gnaisses bandados e anfibolitos), e os encraves apresentam-se
geralmente estirados com formas sigmoidais (Prancha 3.3 - Foto 3.15). Um outro
aspecto observado é a presença de diques leucograníticos, pegmatitos e veios de
quartzo truncando a trama principal (NE-SW) do Plúton Poço Verde e/ou dobrados
segundo essa estruturação (Prancha 3.3 - Foto 3.16).
35
36
Ao oeste do Plúton Poço Verde, corpos menores, ora isolados, intrusivos nos
gnaisses, ou como encraves em granitos porfiríticos são comumente observados
(Prancha 3.3 - Foto 3.17). Nessa região, as rochas dioríticas apresentam uma textura
média e são mais enriquecidas em máficos (biotita e piroxênios) (Prancha 3.3 - Foto
3.18). Quando associadas aos granitóides porfiríticos, observa-se processo de mistura
mecânica de magmas, com fenocristais de feldspato potássico imersos na matriz
diorítica.
3.4.3 - Granitóides Porfiríticos
Representam os litotipos dominantes da suíte neoproterozóica, com destaque
para o Plúton Serrinha que aflora na porção central da área mapeada, ocorrendo com
forma alongada numa direção aproximadamente E-W, estando alojado nos gnaisses
paleoproterozóicos (ver Anexo 2). Além do referido plúton, foram mapeados parte do
batólito de Monte das Gameleiras (extremo SW da área) e corpos menores
posicionados na transição desses dois granitóides (ver Anexo 2).
Os granitóides porfiríticos apresentam textura média a muito grossa,
inequigranular (Prancha 3.4 - Fotos 3.19, 3.20, 3.21 e 3.22), marcada pela presença de
fenocristais milimétricos a centimétricos de feldspato potássico (até 15 cm de
comprimento - Prancha 3.4 - Foto 3.23), imersos numa matriz formada principalmente
por quartzo, feldspatos e biotita, com proporções subordinadas de anfibólio. Em campo,
dois fácies podem ser separados, um granítico (principal) e outro granodiorítico
(subordinado), sendo este último relacionado a processos de mistura de magmas. Em
mapa, o fácies subordinado ocorre invariavelmente associado a encraves dioríticos,
geralmente nas extremidades dos corpos porfiríticos (Prancha 3.4 – Foto 3.24).
Uma característica comum, observada nos fenocristais são os geminados
Carlsbad, além de texturas de zonação, marcadas por orlas claras (albíticas) (Prancha
3.5 - Foto 3.25).
37
38
Essas rochas apresentam como característica marcante, feições deformacionais
diferenciadas, onde se consegue distinguir um fácies com fabric magmático de fluxo
viscoso (fabric PFC, Hutton 1988) e um fácies com deformação no estado sólido de alta
ou baixa temperatura (fabric SPD, Hutton 1988). No Plúton Serrinha, as porções
centrais do corpo são caracterizadas pela não orientação dos fenocristais (Prancha 3.4,
foto 3.19) ou, quando orientados, o fabric é estritamente de origem magmática. Já em
direção às bordas do plúton, os cristais adquirem uma orientação muito pronunciada,
desenvolvendo caudas de recristalização e/ou sombras de pressão, com o quartzo
fortemente estirado (ribbons), denotando deformação em estado sólido.
Feições de mistura de magmas são comumente observadas, onde a interação
entre o magma ácido (granítico) com o magma básico (diorítico) é relatada pela
presença de fenocristais de feldspato potássico imersos em encraves dioríticos
(Prancha 3.5 - Foto 3.26), denotando processo de mistura mecânica de magmas
(mistura do tipo mingling). Já a presença de rochas de caráter híbrido, denotadas por
cristais de feldspato potássico ocorrendo disseminados na matriz diorítica de encraves,
assumindo um aspecto porfirítico (granodioritos porfiríticos), sugere a atuação de
processos de mistura do tipo mixing (Prancha 3.5 - Foto 3.27). Esses tipos de mistura
são formados por diversos fatores, com o volume do magma envolvido e os contrastes
termais e de viscosidade favorecendo um determinado tipo de mistura. Um exemplo
disso é observado em alguns afloramentos dos granodioritos porfiríticos, os quais
ocorrem, principalmente, nas extremidades dos corpos graníticos, onde são
encontradas maiores concentrações de encraves dioríticos, favorecendo a formação de
misturas do tipo mixing. Nesses afloramentos é possível observar a passagem dos
granitos para os granodiorítos porfiríticos, onde estes se apresentam em contatos
interdigitados (Prancha 3.5 - Fotos 3.28).
Os granitóides porfiríticos ora mapeados mostram-se fortemente controlados
pelo último evento deformacional de natureza dúctil reconhecido na área (D3), onde
este evento é bem marcado pelas zonas de cisalhamento que bordejam os granitóides,
exercendo forte controle na intrusão desses corpos (detalhes no Capítulo 4). Esses
granitóides podem ser correlacionados à suíte G3 de Jardim de Sá et al. (1981) e aos
clássicos granitos tipo Itaporanga de Almeida at al. (1967).
39
40
3.4.4 - Granitos Microporfiríticos
Ocorrem de forma subordinada na região, em especial na borda leste do Plúton
Poço Verde, como pequenos corpos intrusivos nos gnaisses paleoproterozóicos (ver
Anexo 2). São rochas de coloração acinzentada, caracterizadas pela textura
inequigranular microporfirítica, marcada pela presença de fenocristais de feldspato
potássico com comprimento inferior a 1 cm, imersos numa matriz composta por
quartzo, feldspato e biotita (Prancha 3.6 - Foto 3.29). Os tipos microporfiríticos
apresentam uma foliação desenvolvida em estado sólido (tipo SPD), bem marcada pela
41
forte orientação dos cristais de biotita e estiramento dos cristais de feldspato e quartzo
(Prancha 3.6 - Foto 3.29).
3.4.5 - Diques e Sheets Leucograníticos
Ocorrem de forma intrusiva tanto nos gnaisses do substrato como também nas
demais rochas da suíte neoproterozóica (Prancha 3.6 - Fotos 3.30, 3.31 e 3.32, ver
Anexo 2). Além disso, essas rochas praticamente não apresentam evidências de
deformação dúctil, exceto nas zonas de contato. Esse fato sugere que as mesmas são
tardias na seqüência magmática da área. Dois tipos de diques e sheets são
caracterizados em campo, os primeiros apresentam-se com colorações cinza a rósea e
espessuras métricas a decamétricas e o segundo ocorre com coloração esbranquiçada
e espessuras centimétricas a métricas (Prancha 3.6 - Fotos 3.30, 3.31 e 3.32).
Os diques e sheets ocorrem com orientações subparalelas ou oblíquas ao trend
local, sendo freqüentemente cortadas por falhas de natureza rúptil e, em alguns
afloramentos, truncados por diques pegmatíticos. Uma característica comum
observada nos diques e sheets é a presença de xenólitos de rochas do substrato
gnáissico (Prancha 3.6 - Foto 3.32).
42
43
4.1 - Introdução
A região estudada comporta um amplo registro de uma estruturação tectônica
associada à atuação do Ciclo Orogênico Brasiliano. A maior expressão dessa
deformação dúctil corresponde a zonas de cisalhamento, a exemplo das zonas de
cisalhamento São José de Campestre (ZCJSC) e Espírito Santo (ZCES), de trend geral
NE-SW, como também à Zona de Cisalhament o Rio Jacu (ZCRJ), que se difere das
duas primeiras por apresentar um trend geral E-W (ver Anexo 2). Os efeitos dessa
deformação são visualizados em toda a extensão da área estudada, em graus variados
de intensidade. Nas regiões de menor strain, as estruturas relacionadas aos eventos
mais antigos (D1+D2) encontram-se bem preservadas. Já nos setores de maior strain, a
individualização dessas estruturas antigas é dificultada devido a paralelização destas
com as estruturas mais jovens (D3).
No decorrer deste capítulo será abordada a evolução do quadro estrutural da
área, estabelecida com base nas observações de campo, a partir da identificação e
análise dos elementos estruturais que caracterizam os diferentes eventos
deformacionais. Ênfase maior será dada à estruturação dúctil mais jovem
(neoproterozóica), analisando-se sua geometria, cinemática, e o seu controle sobre o
alojamento dos corpos plutônicos.
4.2 - Eventos Deformacionais Pré-Alojamento da Suíte Plutônica
4.2.1 - Evento Dn
Esse evento deformacional é aqui descrito na tentativa de individualização da
deformação impressa nos gnaisses de idade arqueana, aflorantes no extremo NW da
área mapeada (Anexo 2). Em campo a deformação observada nas rochas arqueanas é
caracterizada por uma estruturação planar de baixo ângulo, evidenciada por dobras
sem raiz, transpostas e dobramentos recumbentes (Foto 4.1). Apesar dessa
estruturação não ter sido objeto de detalhamento neste trabalho, chama-se a atenção
para a dificuldade de se reconhecer tramas antigas relacionadas unicamente ao
44
Arqueano. O evento Dn é aqui empregado de moda a chamar a atenção para os
diferentes episódios de magmatismo do Arqueano no MSJC (3.4 a 2.7 Ga, Dantas
1997), o que sustenta a hipótese de tramas tipicamente arqueanas, sendo que estas
estão fortemente obliteradas pela deformação D1/D2.
Foto 4.1 - Dobra recumbente em gnaisse arqueano, evidenciando a estruturação planar de
baixo ângulo, comumente observada nessas rochas (Evento Dn?). A ilustração abaixo mostra a
geometria do dobramento, com detalhe para a lineação de estiramento e eixo de dobra LXB
(Afloramento localizado próximo a São José de Campestre - Ponto LG-176).
4.2.2 - Evento D1
A estruturação relacionada à D1 é de difícil identificação, já que as estruturas
relacionadas a esse evento encontram-se fortemente retrabalhadas pelos eventos
posteriores (D2, D3). Na região mapeada, o evento D1 é caracterizado por um
bandamento gnáissico de alto grau, marcado por bandas milimétricas a centimétrias,
45
evidenciado pela alternância de níveis máficos, formados principalmente por anfibólio,
biotita e plagioclásio, e níveis félsicos, quartzo-feldspáticos (Foto 4.2). Esse evento
corresponde ao mais antigo presente no substrato gnáissico paleoproterozóico, com
corpos anfibolíticos reconhecidos como antigos diques básicos, cortando o
bandamento S1 em baixo ângulo e sendo deformado em conjunto pelos eventos
posteriores D2 e D3.
No geral, as estruturas desenvolvidas durante o evento D1 encontra-se
retrabalhado e paralelizado às estruturas D2, compondo a trama plano-linear S1+S2
(Foto 4.2).
4.2.3 - Evento D2
A deformação D2 encontra-se bem impressa nos ortognaisses bandados do
substrato gnáissico paleoproterozóico, sendo evidenciada por dobras isoclinais que
ocorrem afetando o bandamento gnáissico S1, gerando a trama S1+S2 (Foto 4.2). Essa
deformação é também evidenciada nestas rochas pela presença de dobras isoclinais
intrafoliais, as quais, possivelmente, foram geradas em regiões onde a deformação D2
atingiu alto strain (Foto 4.3).
A foliação S2 apresenta-se, geralmente, com variações em sua direção e sentido
de mergulho, os quais se dispõem coincidentemente com as orientações da foliação
S3. O mesmo ocorre com as lineações de estiramento L2X, que tendem a se paralelizar
às lineações L3X. Isso mostra o forte retrabalhamento exercido pela deformação D3 nas
estruturas pretéritas, dificultando a reconstrução da macroestruturação D2 na área de
estudo. De todo modo, nas regiões onde o evento D3 foi menos intenso (distanciando-
se das zonas de cisalhamento), a trama S1+S2 ocorre com mergulhos moderados,
geralmente para NW e SW e contendo uma lineação de estiramento mineral L2x de
forte rake, também para NW e SW, marcada pela orientação de anfibólio e/ou biotita,
bem como pelo estiramento de quartzo e feldspato. A medida que se aproxima dos
contatos miloníticos, a foliação S1+S2 é inflexionada devido à atuação das zonas de
cisalhamento D3, gerando a trama S1+S2+S3.
46
Foto 4.2 – Gnaisse bandado paleoproterozóico expondo mesodobramento isoclinal,
evidenciando a paralelização entre as tramas S1 e S2 (Afloramento nas proximidades da
localidade Carnaúba - Ponto LG-29).
Foto 4.3 - Desenvolvimento de dobras isoclinais intrafoliais D2 em ortognaisses bandados
(Afloramento localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37).
47
4.3 - O Evento Deformacional D3
O evento D3 é o principal responsável pela atual arquitetura estrutural da área
mapeada. Foi durante esse evento que se desenvolveram as zonas de cisalhamento
transcorrentes/distensionais que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos.
Além das zonas de cisalhamento, são associados a esse evento dobramentos
abertos, apertados, por vezes transpostos, com plano axial vertical, e freqüentes
dobras inversas, com plano axial inclinado para NW (Fotos, 4.4 e 4.5).
A superposição do evento D3 em relação ao fabric pretérito (D1//D2), provoca a
formação de padrões de redobramentos, coaxial (tipo III, Ramsay 1967) que são
comumente observados (Foto 4.6). Essas estruturas são observadas nos setores de
alto strain da deformação D3 (próximo às zonas de cisalhamento), gerando uma
foliação composta S1//S2//S3. Nesses setores, podem ser encontradas dobras em
bainha, desenvolvidas em ortognaisses bandados, demonstrando o alto strain
alcançado pelo evento D3 (Foto 4.7).
Foto 4.4 - Mesodobramento aberto afetando a trama S1+S2, com desenvolvimento de foliação
de plano axial S3 (Afloramento localizado na saída sul de São José de Campestre - Ponto LG-
174).
48
Foto 4.5 - Gnaisses bandados apresentando dobras inversas, características da deformação
D3, com plano axial inclinado para NW (Afloramento localizado ao leste de Santo Antônio –
Ponto LG-87).
Foto 4.6 - Padrão de interferência coaxial, evidenciando o retrabalhamento da trama S1//S2
durante o Evento D3 (Afloramento localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37).
49
Foto 4.7 - Detalhe de um corte transversal (em planta) de uma dobra em bainha (Afloramento
localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37).
Um estágio tardio para a deformação D 3 é caracterizado pelo desenvolvimento
de abundantes bandas de cisalhamento (shear bands) C3’ mesoscópicas com direção
NE-SW e cinemática sinistrógira distensional (Foto 4.8) e subordinadamente ocorrem
com direção NNW-SSE e cinemática dextrógira (Foto 4.8). Juntas de distensão
preenchidas por veios e mobilizados félsicos de direção aproximadamente N-S (Foto
4.9), também estão presentes.
A ductilidade dessas estruturas é marcada pelo desenvolvimento de dobras nos
planos de cisalhamento (Foto 4.10) e pelo preenchimento por mobilizados anatéxicos
no embasamento e por líquidos graníticos tardios nos plútons granitóides (Foto 4.11),
indicando ainda um regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons
neoproterozóicos. Como hipótese preliminar, este último evento pode ter sido
responsável pela reabertura do sistema isotópico U-Th-Pb em monazitas do Plúton
Poço Verde, que indicam idades de cerca de 550 Ma (Souza et al., 2006).
50
Foto 4.8 - Ortognaisse bandado apresentando bandas de cisalhamento conjugadas, sendo
sinistrógira as com direção NE-SW e dextrógira as com direção NNW-SSE (Afloramento ao
norte de Serrinha - Ponto LG-20).
Foto 4.9 - Junta de distensão preenchida por quartzo, com direção aproximadamente N-S
(Afloramento ao leste de Santo Antônio - Ponto LG-49).
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Foto 4.10 – Desenvolvimento de dobras nos planos de cisalhamento C 3’, mostrando o caráter
dúctil desse evento no final do Neoproterozóico e início do Cambriano (Afloramento nas
proximidades da localidade Carnaúba - Ponto LG-29).
Foto 4.11 - Shear bands apresentando preenchimento por mobilizados anatéxicos no
embasamento indicando regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons
neoproterozóicos (Afloramento nas proximidades da localidade Carnaúba - Ponto LG-29).
52
4.4 - Cinemática das Zonas de Cisalhamento D3
Várias feições observadas em campo denotam o caráter sin-tectônico da suíte
plutônica estudada em relação às zonas de cisalhamento adjacentes. Nos subitens que
se seguem, serão apresentadas as principais características das zonas de
cisalhamento imediatas aos plútons, analisando-se o comportamento dessas estruturas
com base no fabric plano-linear (foliações e lineações) e respectivo registro de
indicadores cinemáticos associados. Para tanto, a área foi individualizada em 4
setores, pelo fato de se identificar, nestas regiões, características distintas das zonas
de cisalhamento mapeadas na área estudada (Figura 4.1).
4.4.1 - Setor 1 - Zona de Cisalhamento São José de Campestre
O setor 1 compreende a porção oeste da área, onde ocorre a Zona de
Cisalhamento São José de Campestre. Essa estrutura delimita a borda NW do Batólito
de Monte das Gameleiras e corpos menores aflorantes na transição entre este batólito
e o Plúton Serrinha (Figura 4.1; Anexo 2). A mesma possui direção geral NE-SW,
caracterizada por uma foliação S3 que apresenta mergulhos fortes principalmente para
NW, desenvolvida no substrato gnáissico e nos granitóides porfiríticos. As lineações de
estiramento mineral L3X apresentam, no geral, caimentos suaves para NE, marcada
pela orientação de anfibólios e/ou biotitas e pelo forte estiramento do quartzo em forma
de ribbons (Figura 4.1; Prancha 4.1 - Foto 4.12).
Os marcadores cinemáticos observados em campo apontam uma cinemática
transcorrente dextrógira para a ZCSJC. Os elementos cinemáticos estão bem
desenvolvidos nos gnaisses do substrato, como também nos granitóides porfiríticos e
encraves intermediários a máficos. Os mesmos incluem assimetria de boudins de
veios, tramas SC e porfiroclastos do tipo e (Prancha 4.1 - Foto 4.13).
A cinemática dextrógira é corroborada pela geometria en cornue dos plútons que
ocorrem associados a essa zona de cisalhamento, como também pela fabric S1+S2,
que ocorre inflexionado em alguns setores com mergulhos para SW (ver Anexo 2).
4.4.2 - Setor 2 - Extremidades NW e SE do Plúton Serrinha
Esse setor é aqui subdividido em 2a (extremidade NW) e 2b (extremidade SE),
para representar o fabric milonítico (S3), que afeta o Granitóide Serrinha nessas regiões
(Figura 4.1).
53
54
O Setor 2a marca a transição entre as zonas de cisalhamento São José de
Campestre e Rio Jacu. A foliação milonítica S3 apresenta orientação NE-SW, passando
para E-W, acompanhando a orientação do granitóide Serrinha, com mergulhos fortes
para NW e para N (Figura 4.1; A nexo 2). A lineação de estiramento L3X, marcada por
ribbons de quartzo e biotitas isorientadas, possui caimento suave a moderado,
invariavelmente para NE. Na extremidade SE do Plúton Serrinha (Setor 2b), o fabric
plano-linear coincide com o descrito para o Setor 2a, sendo que a foliação S3 mergulha
preferencialmente para NW (Figura 4.1; Anexo 2).
Os critérios cinemáticos são dados por zonas miloníticas, com o desvio da
foliação magmática denotando movimentação dextrógira (Prancha 4.1 - Foto 4.14).
Além disso, o desenvolvimento de caudas de recristalização assimétrica em cristais de
feldspato potássico, estruturas SC, veios leucograníticos e encraves dioríticos
sigmoidais, corroboram com a movimentação dextrógira sugerida para essas regiões
(Prancha 4.1 - Fotos 4.15 e 4.16).
4.4.3 - Setor 3 - Zona de Cisalhamento Rio Jacu
O setor 3, situado na porção centro-norte da área, compreende a Zona de
Cisalhamento Rio Jacu. Essa estrutura exerce um forte controle no alojamento do
Plúton Serrinha, sendo caracterizada por uma geometria complexa, que acompanha a
orientação desse corpo, delimitando-o nas suas extremidades N e S (ver Setores 3a e
3b, respectivamente - Figura 4.1; Anexo 2).
A ZCRJ caracteriza-se por li neação de estiramento mineral L3X, definida por
anfibólio e biotita isorientados e pelo estiramento de quartzo e feldspato, apresentando
caimento moderado a forte (down dip) para NNW e NNE, sendo observada tanto no
granito, como também nos gnaisses encaixantes (Figura 4.1; Prancha 4.1 - Foto 4.17;
Prancha 4.2 - Foto 4.18). Fenocristais de feldspato potássico apresentam-se com
caudas assimétricas (topo para NNW e NNE), indicando uma cinemática distensional
para a Zona de Cisalhamento Rio Jacu (Prancha 4.2 - Foto 4.19).
A foliação milonítica S3 dispõe-se acompanhando a forma do Plúton Serrinha,
geralmente apresentando mergulhos forte para N (Figura 4.1; Anexo 2). Nas porções
centrais do granitóide Serrinha, os fenocristais de feldspato potássico apresentam-se
pouco estirados, possuindo uma orientação magmática condizente com o que é
observado nas bordas do plúton e os cristais de quartzo são globulares, sendo que,
55
56
nas regiões de borda, os fenocristais de feldspato potássico possuem uma orientação
proeminente e os cristais de quartzo são estirados. Tais características atestam o
caráter sin-tectônico do Plúton Serrinha com relação à ZCRJ, onde essa estrutura deve
ter servido de conduto para a colocação do plúton na crosta.
4.4.4- Setor 4 - Extremidades do Plúton Poço Verde
Na porção centro-sudoeste da área, onde aflora o Plúton Poço Verde (Anexo 2),
a trama S3 apresenta direção geral NE-SW, com mergulho moderado a forte
invariavelmente para NW (Figura 4.1). O Plúton Poço Verde possui orientação geral
NE-SW, paralelo a direção da trama S3 das encaixantes gnáissica-migmatíticas. No
plúton, a foliação milonítica é marcada pela orientação de biotitas e piroxênios e pelo
estiramento de encraves e clots máficos.
Nas encaixantes do plúton, a lineação de estiramento mineral L3X é marcada
pelo forte estiramento de quartzo e feldspato (Prancha 4.2 - Foto 4.20). Nas regiões de
borda do plúton, essa lineação é evidenciada pelo forte estiramento dos fenocristais de
plagioclásio. A lineação L3X apresenta caimento moderado a forte (down dip),
principalmente para NW e, subordinadamente para NE (Figura 4.1).
Os critérios cinemáticos, como assimetria dos pórfiros de plagioclásio, apontam
uma movimentação normal (distensional), com topo para NW para a zona milonítica
que bordeja o Plúton Poço Verde (Prancha 4.2 - Foto 4.21). Essa estrutura
possivelmente deve representar uma descontinuidade litosférica, tendo em vista o
caráter básico dos dioritos porfiríticos que ela hospeda.
As características supracitadas são indicativas de um alojamento sin-cinemático
do Plúton Poço Verde com relação à zona de cisalhamento que o bordeja. A idade U-
Pb em zircão de aproximadamente 600 Ma do Plúton Poço Verde (Dantas 1997),
mesmo apresentando um erro elevado (+ 16), é comparativamente mais antiga que as
idades obtidas para os plútons Monte das Gameleiras (Galindo et al. 2005) e Serrinha
(detalhes no capítulo 5), denotando, possivelmente, uma etapa precoce para o Evento
D3 na região. Todavia, faz-se necessário a aquisição de novos dados geocronológicos
para o diorito porfirítico de Poço Verde, bem como, uma análise detalhada das
estruturas relacionadas ao mesmo.
57
4.5 - Modelo Cinemático de Alojamento do Plúton Serrinha
Como previamente relatado nos itens anteriores, a freqüente disposição dos
corpos graníticos adjacentes às zonas de cisalhamento, aliado à continuidade de
orientação e cinemática entre o fabric de estado sólido, na encaixante, e o fabric
magmático, impresso nos plútons, evidenciam o forte controle exercido pelas zonas de
cisalhamento no alojamento de magmas graníticos na crosta.
O Plúton Serrinha apresenta uma orientação geral E-W, dispondo-se ao longo
da Zona de Cisalhamento Rio Jacu (ZCRJ). Essa estrutura posiciona-se entre as zonas
de cisalhamento São José de Campestre (ZCSJC) e Espírito Santo (ZCES), que
apresentam direção geral NE-SW e cinemática transcorrente dextrógira (ver Mapa
58
Geológico - Anexo 2). A hipótese empregada na tentativa de explicar o mecanismo de
criação de espaço, de acordo com a forma atual do Plúton Serrinha, baseia-se no
desenvolvimento de uma cunha crustal entre as ZCSJC e ZCES, em favorecimento de
uma cavidade distensional, gerada a partir de uma abertura tipo pull-apart, constituindo
um potencial mecanismo de alojamento do granitóide Serrinha.
A figura 4.2 sumariza as feições cinemáticas apontadas para a ZCRJ e possível
mecanismo gerador de espaço para a colocação do Plúton Serrinha. Como visto
anteriormente, a ZCRJ apresenta setores com cinemática distensional e outros de
cinemática transcorrente dextrógira. De acordo com o modelo proposto na figura
supracitada, a combinação destas cinemáticas distintas pode ter subsidiado a abertura
de uma estrutura tipo pull-apart, onde, possivelmente, o magma que deu origem ao
Plúton Serrinha se alojou (ver maiores detalhes na figura 4.2).
Dúvidas quanto ao real mecanismo de transporte e ascensão crustal do magma
permanecem. Os trabalhos mais recentes (Petford 1996, Weinberg 1996) tem se
concentrado em dois mecanismos de ascensão crustal: diápiros ou propagação de
diques. Uma das principais divergências par a a ascensão por diápiros é apontada por
Paterson e Fowler (1993), os quais apontam que as estruturas internas e externas de
plútons, descritos na literatura como diapíricos, não se ajustam com modelos físicos e
matemáticos propostos para o diapirismo. Para a propagação de diques, dois modelos
são reconhecidos: ascensão por fraturas geradas pela subida do magma (Clemens e
Mawer 1992) e ascensão aproveitando falhas ou zonas de cisalhamento como
condutos (Petford et al., 1993, 1994). Paterson e Fowler (1993) também discutem
algumas limitações para o modelo por propagação de diques, levantando dúvidas por
este não deixar claro a transformação de um enxame de intrusões tabulares em corpos
elípticos no final da colocação dos plútons. Em suma, as características estruturais dos
plútons refletem, principalmente, os estágios evolutivos finais de alojamento crustal e
num determinado nível estrutural de exposição das rochas.
59
60
5.1 - Introdução
Nos últimos anos, estudos geocronológicos a partir do método U-Pb em zircão
têm desempenhado um papel importante no entendimento geodinâmico da Província
Borborema, com os plútons granitóides sendo considerados peças chaves para a
compreensão das relações entre as diferentes suítes, permitindo posicionar no tempo a
tectônica atuante durante o neoproterozóico. Com isso, esse capítulo tem como
principais objetivos, apresentar a idade U-Pb em zircão obtida para o Plúton Serrinha,
discutir esta idade com relação ao contexto geológico da área estudada e com relação
a idades prévias.
5.2 - Procedimentos Analíticos
Para datação do Plúton Serrinha, foram coletados cerca de 10 kg de amostra,
que foi britada no Laboratório de Preparação de Amostras da UFRN e enviada para o
Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília (U nB). Neste laboratório, a
amostra foi moída (80 mesh) e concentrada/bateada. Em seguida foi reconcentrada
utilizando um separador isodinâmico Frantz e, posteriormente, selecionado os grãos
com a utilização de um microscópio binocular. Os grãos de zircão escolhidos
apresentam-se com formas prismáticas e colorações claras, rosados e límpidos.
Os procedimentos analíticos utilizados para datação dos zircões seguem
conforme descrito em Dantas et al. (2001) e Laux et al. (2004). As medidas isotópicas
foram realizadas em um espectrômetro de massa tipo Finnigan MAT-262 nos módulos
de coletor individual ou múltiplo. No Laboratório de Geocronologia da Universidade de
Brasília (IG-UnB), as frações de zircão fo ram pesadas e dissolvidas em uma mistura de
HF e HNO3 (HF:HNO3 = 4:1), usando microcápsulas em bombas de Teflon. Uma
solução traçadora (spike) Pb205-U235 foi utilizada. A extração química seguiu uma
técnica padrão de troca de ânions, com microcolunas de troca iônica, com os
procedimentos seguintes modificados de Krogh (1973). As composições isotópicas de
Pb e U são analisadas em filamentos individuais de Rênio, usando H3PO4 e sílica gel e
corrigidas pela média obtida no padrão de Pb comum SEM 981. O fracionamento do U
61
é monitorado pela réplica de análises do padrão SM 500. Incertezas na razão U-Pb
decorrentes de espectrometria de massa e do fracionamento são da ordem de 0,5 %.
Isótopos de Pb radiogênico são calculados pela correção para os brancos analíticos
(blank) de Pb e para Pb original não radiogênico correspondente ao modelo de Pb de
Stacey & Kramers (1975), em relação à idade apropriada da amostra. As constantes de
decaimento utilizadas são propostas por Steiger & Jager (1977), e o total do branco do
procedimento durante as análises é em torno de 10-50 picogramas (10-7 gramas) para
Pb e de 0,5-1 picogramas para U. Para o cálculo da idade, foram utilizados os
programas PBDAT (Ludwig, 1993) e ISOPLOT-Ex (Ludwig, 2001).
5.3 - A idade do Plúton Serrinha
A amostra do Plúton Serrinha datada foi coletada na pedreira da cidade de
Serrinha (afloramento ES300, ver Anexo 1). Os dados analíticos obtidos constam na
tabela 5.1.
Utilizando todas as frações de zircão ana lisadas (6 frações) na tentativa de
determinar a idade do plúton (Figura 8.1), o valor calculado é de 569 Ma (intercepto
inferior), todavia com um erro analítico elevado (+74). No diagrama podem ser
observados diferentes alinhamentos das frações de zircão analisadas (Figura 8.1), com
algumas frações apresentando um erro muito elevado.
No diagrama da figura 5.2, foram utilizadas 3 frações de zircão (ES300-E2, E11
e E14), duas correspondendo a zircões únicos (monozircão) e outra constituindo uma
fração composta (três zircões). Essas frações se alinham e plotam praticamente sobre
a curva concórdia, obtendo-se uma idade de 575,8 + 2,7 Ma, com intercepto inferior
forçado para a origem. Essa idade é interpretada como a idade de cristalização e
posicionamento do Plúton Serrinha.
Esse valor de 576 Ma permite correlacionar o granitóide de Serrinha às suites
brasilianas previamente estudadas do Domínio Seridó, marcando um importante
episódio deformacional daquele ciclo orogênico. Na área mapeada (Anexo 2), esse
episódio se expressa por zonas de cisalhamento contemporâneas, de cinemática
transcorrente/distensional de direção aproximadamente E-W (Zona de Cisalhamento
Rio Jacu) e NE-SW (zonas de cisalhamento São José de Campestre e Espírito Santo).
O resultado confirma e amplia a ocorrência de deformação transtensional em alta
temperatura durante o Ciclo Brasiliano, uma característica do MSJC.
62
5.4 - Discussões
As feições de campo corroboradas com dados geocronológicos permitem
correlacionar o Plúton Serrinha (576 Ma) ao Batólito de Monte das Gameleiras, no qual
Galindo et al. (2005), apresentaram uma idade U-Pb em zircão de 573 + 7 Ma. Idades
prévias obtidas para esses dois granitóides impossibilitavam tal interpretação, já que
para o Plúton Serrinha, valores obtidos a partir de uma isócrona em rocha total pelo
método Rb-Sr por Macedo et al. (1997), apontavam uma idade de 603 + 22 Ma e da
mesma forma, pelo mesmo método, Galindo (1982) fornecia uma idade de 547 + 6 Ma
para o granitóide de Monte das Gameleiras.
Com isso, os granitóides porfiríticos ora mapeados, podem ser correlacionados
entre si, e também a corpos de idades similares do Domínio Seridó, como é o caso dos
granitóides porfiríticos de Acari (579-555 Ma - Leterrier et al. 1994; Jardim de Sá,
1994), Tourão (580 + 4 Ma) e Caraúbas (576 + 24 Ma) (esses últimos em Trindade et
al. 1999).
Para o Plúton Poço Verde, faz-se necessário a aquisição de novos dados U-Pb em
zircão, já que Dantas (1997) apresentou uma idade de aproximadamente 600 Ma para
este corpo (U-Pb em zircão), sendo que co m um erro analítico elevado, deixando
dúvidas com relação à colocação deste plúton, se de fato ocorreu previamente aos
granitóides porfiríticos, ou concomitantemente a estes. Além disso, Souza et al. (2006)
apresenta uma idade de cerca de 550 Ma (datação em monazitas) para o diorito
porfirítico de Poço Verde, sendo interpretada como o pico de um evento termal
responsável pela reabertura do sistema isotópico U-Th-Pb em monazitas do corpo
diorítico.
Em síntese, essas idades em torno de 580 Ma, podem refletir o pico do evento
tectônico-metamórfico responsável pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento
dúcteis (D3) e conseqüente colocação do extensivo plutonismo granitóide no Domínio
Seridó.
63
64
6.1 - Introdução
Este capítulo descreve a suíte de rochas plutônicas mapeadas na escala de
1:50.000 (ver Anexo 2), abordando as principais características mineralógicas e
microtexturais, a partir da análise de seções delgadas utilizando o microscópio
petrográfico de luz transmitida. A identificação e quantificação das principais fases
minerais, bem como suas relações microtexturais, são de fundamental importância
para os estudos petrogenéticos e geoquímicos inerentes a presente dissertação.
Para a caracterização das propriedades óticas e microtexturas, foram utilizados
os textos básicos de Hibbard (1995), Deer et al. (1992), Shelley (1992), Bard (1987),
MacKenzie et al. (1984), Roubault (1982), MacKenzie & Guilford (1980) e Phillips
(1980). As abreviaturas dos minerais utilizadas estão na sua grande maioria,
condizentes com a proposição de Kretz (1983) e suas mudanças para língua prática.
Adotou-se ainda uma seqüência numérica de acordo com os diferentes padrões
texturais observados para as fases minerais (ex. Qtz I, Qtz II, Qtz III e assim
sucessivamente).
O estudo apresentado adiante foi elaborado a partir de um total de 92 seções
delgadas, sendo 25 para os encraves intermediários a máficos, 17 para as rochas
dioríticas porfiríticas, 32 para os granitóides porfiríticos, 6 para os granitos
microporfiríticos e 12 para os diques e sheets micrograníticos. Valores modais foram
obtidos no contador de pontos tipo Swift, modelo F (mais de 1000 pontos por seção
delgada), sendo contados pontos num total de 55 lâminas.
6.2 - Nomenclatura da Suíte Plutônica
Para a classificação/nomenclatura das rochas que compõem a suíte plutônica
estudada, foi utilizada a terminologia proposta por Streckeisen (1976), a partir dos
diagramas modais Q-A-P e Q-(A+P)-M.
65
6.2.1 - Encraves Intermediários a Máficos
A análise modal dos fácies representativos dos encraves intermediários a
máficos foi efetuada a partir de 9 seções delgadas (Tabela 6.1). Essas rochas quando
plotadas no diagrama Q-A-P, apresentam-se de forma heterogênea com composições
variando de quartzo dioritos, tonalitos e granodioritos, com algumas amostras
plotando como quartzo monzodioritos (Figura 6.1). Essa variação composicional dar-
se, principalmente, pelo conteúdo relativo de quartzo e feldspato potássico presentes
nessas rochas, possibilitando distinguir termos menos evoluídos (anfibólio-biotita
quatzo dioritos) de termos mais evoluídos (anfibólio-biotita tonalitos/anfibólio-biotita
granodioritos). Texturalmente, estes fácies são de difícil diferenciação.
Os encraves têm como minerais máficos principais anfibólio e biotita, chegando
a atingir 24,5% nas rochas mais diferenciadas e 61,1% nas menos evoluídas. O que
caracteriza essas rochas, em termos de índice de cor, como sendo melanocráticas a
leucocráticas (Figura 6.1).
Figura 6.1 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os encraves intermediários a máficos
(Streckeisen 1976).
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6.2.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas
A classificação modal das rochas dioríticas porfiríticas (ênfase no Plúton Poço
Verde) foi feita com base em 9 seções delgadas representativas dessa suíte (Tabela
6.2). De acordo com o diagrama da figura 6.2 e a partir de dados de microssonda
eletrônica dos plagioclásios (An29-45%, vide Capítulo 7), os dioritos porfiríticos são
classificados como biotita quartzo monzodiorito (fácies predominante), com quartzo
monzonitos/granodioritos subordinados.
Essas rochas apresentam como minerais máficos dominantes a biotita e os
piroxênios, com anfibólio ocorrendo de forma subordinada, geralmente como produto
de transformação dos piroxênios. Esses constituintes chegam a atingir 22,5% nos
termos mais diferenciados e 62,3% nos menos evoluídos. Em termos de índice de cor,
essas rochas podem ser chamadas de melanocráticas a leucocráticas, com predomínio
de termos mesocráticos (Figura 6.2).
Figura 6.2 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas dioríticas porfiríticas
(Streckeisen 1976).
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69
6.2.3 - Granitóides Porfiríticos
Apresentam composição predominantemente monzogranítica, com
sienogranitos e quatzo monzonitos/granodioritos subordinados (Figura 6.3). Em
função da assembléia máfica principal, dois subfácies podem ser identificados para o
fácies predominante monzogranítico: anfibólio-biotita monzogranitos e biotita
monzogranitos, sendo ambos indiferenciáveis texturalmente.
A tabela 6.3 apresenta dados modais de 23 seções delgadas representativas
dos granitóides porfiríticos. É possível observar que a mineralogia máfica não
ultrapassa os 40%, classificando essas rochas como sendo hololeucocráticas a
leucocráticas.
Figura 6.3 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas granitóides porfiríticas
(Streckeisen 1976).
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6.2.4 - Granitos Microporfiríticos
A análise modal representativa dos granitos microporfiríticos foi efetuada a partir
de 4 seções delgadas (Tabela 6.4). Essas rochas quando plotadas no diagrama Q-A-P,
apresentam-se de forma homogênea com composição essencialmente
monzogranítica (Figura 6.4).
A mineralogia máfica é composta principalmente por biotita e anfibólio, com o
somatório de máficos variando de 23,6% a 26,9%. O que caracteriza essas rochas, em
termos de índice de cor, como sendo leucocráticas (Figura 6.4).
73
Figura 6.4 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os granitos microporfiríticos
(Streckeisen 1976).
6.2.5 - Diques e Sheets Micrograníticos
Para os microgranitos, foram efetuadas contagens de pontos em 10 seções
delgadas (Tabela 6.5). Essas rochas apresentam composição predominantemente
monzogranítica, com sienogranitos subordinados (Figura 6.5). O principal mineral
máfico é a biotita, com o somatório dos máficos não ultrapassando os 20%. Os diques
e sheets de biotita monzogranitos e biotita sienogranitos podem ser caracterizados, em
termos de índice de cor, como sendo hololeucocráticos a leucocráticos (Figura 6.5).
Há exemplo das rochas de textura grossa, os microgranitos, são rochas
homogêneas, com composições de granito strictu sensu (Tabela 6.5 e Figura 6.5).
74
Figura 6.5 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os diques e sheets micrograníticos
(Streckeisen 1976).
75
6.3 - Descrição Petrográfica e Microtextural
6.3.1 - Encraves Intermediários a Máficos
Apresentam-se com textura fanerítica, equigranulares a inequigranulares, fina a
média, compostas por plagioclásio, quartzo, anfibólio e biotita como minerais
essenciais, e feldspato potássico e clinopiroxênio aparecendo subordinadamente. A
mineralogia acessória compreende titanita, opacos, epídoto, allanita, apatita e zircão. E
a mineralogia secundária é formada por saussurita (produto de alteração dos
plagioclásios), mica branca (alteração dos K-feldspatos) e clorita (alteração das
biotitas).
O plagioclásio (An22-23 - dados de microssonda) ocorre principalmente como
cristais hipidiomórficos, com dimensões máximas de 3 mm. Normalmente apresenta
geminação polissintética segundo a lei da Albita, combinada ou não com geminação do
Periclínio e de Carlsbad. Algumas vezes as maclas ocorrem encurvadas e os cristais
apresentando extinção ondulante. Comumente constituem cristais zonados e também
alterados para saussurita (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.1). Apresentam inclusões de
anfibólio, biotita, opacos, titanita, apatita e zircão. Cristais menores de plagioclásio
ocorrem como agregados mirmequíticos, no interior de cristais de feldspato potássico.
O quartzo apresenta-se em três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O Qtz I
representa a fase mais comum, ocorrendo disperso na matriz da rocha, como cristais
granulares de tamanhos variados (0,2 a 3 mm), geralmente com extinção ondulante ou
ainda, mais raramente, desenvolvendo textura mortar, evidenciando processo de
deformação. O Qtz II constitui agregados policristalinos fortemente deformados,
desenvolvendo textura em ribbon. O Qtz III compreende os tipos vermiformes
associados às mirmequítas.
O feldspato potássico corresponde a cristais de microclínio (Kf I) dispersos na
matriz como cristais hipidiomórficos, com tamanhos inferiores a 1 mm e apresentando
inclusões de biotita e apatita. Ocorrem ainda cristais maiores (Kf II), hipidiomórficos a
xenomórficos, com textura mesopertítica, alterados para mica branca. Esses cristais
podem ser relacionados aos pórfiros dos granitos que frequentemente são englobados
pelos encraves.
Os minerais máficos ocorrem, comumente, como agregados na rocha. O
anfibólio representa o máfico dominante juntamente com a biotita. O mesmo
76
apresenta-se com pleocroísmo em tons de verde pálido e verde escuro, ângulo de
extinção em torno de 15-25°, sinal ótico biaxial negativo e ângulo dos eixos óticos (2V)
de aproximadamente 70º, tratando-se de cristais de anfibólio da família das
hornblendas. Dois tipos texturas são observados (Hb I e Hb II). O primeiro
compreende hornbledas geradas a partir da transformação de cristais reliquiares de
clinopiroxênio. O segundo tipo Hb II, ocorre mais comumente na rocha como cristais
hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões de até 5 mm. Algumas vezes
apresentam geminação simples, sempre associados as biotitas (frequentemente
formando simplectitos), com inclusões destas, e também de opacos e apatitas
(Prancha 5.1, Fotomicrografia 6.2). As biotitas ocorrem com cores marrom clara e
verde, como cristais hipidiomórficos, fortemente pleocróicos, com inclusões de apatita,
zircão, titanita e allanita. Junto com as hornblendas, a biotita marca a foliação da rocha
nos fácies mais deformados.
Os clinopiroxênios ocorrem como cristais xenomórficos, fortemente
transformados para anfibólios. Apresentam dimensões inferiores a 1 mm, pleocroísmo
em tons de verde, ângulo de extinção alto (36° - 40º), sinal ótico positivo e ângulo dos
eixos óticos (2V) de aproximadamente 60º. Tais características permitem classificá-lo
como sendo da série diopsídio-hedenbergita.
A titanita compreende dois tipos texturais (Tit I e Tit II). A Tit I ocorre como
cristais idiomórficos a hipidiomórficos, losangulares, com tamanhos inferiores a 0,8 mm.
Apresentam-se geralmente associadas às biotitas e os anfibólios e com inclusões de
apatita e opacos. A Tit II apresenta-se associada a cristais de opacos como produto da
esfenitização destes (Prancha 61, Fotomicrografia 6.3).
Três tipos texturais de opacos são observados (Op I, Op II e Op III). O Op I
apresenta-se como cristais idiomórficos, com tamanhos inferiores a 0,4 mm, ocorrendo
dispersos na rocha, inclusos em plagioclásio, quartzo e feldspato potássico e com
inclusão de apatita. O Op II ocorre como cristais xenomórficos, essencialmente
associado às titanitas II (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.3). O Op III representa
diminutos cristais relacionados à desestabilização das biotitas e anfibólios.
Os cristais de epídoto são idiomórficos a hipidiomórficos, com dimensões
inferiores a 0,2 mm. Ocorrendo, mais restritamente, inclusos em cristais de biotita
(Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.4) ou comumente coroando cristais de allanita. As
allanitas ocorrem como cristais idiomórficos, de tamanho inferior a 0,4 mm, com
avançado estágio de metamictização e frequentemente associadas ao epídoto.
77
A apatita e o zircão constituem pequenos cristais idiomórficos, ocorrendo
dispersos na rocha, representando a fase mineral mais precoce.
6.3.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas
Ocorrem com textura grossa, inequigranular porfirítica, com predomínio de
fenocristais de plagioclásio imersos numa matriz composta principalmente por biotita e
clinopiroxênio, onde em algumas seções, percebe-se a transformação deste último
para anfibólio. Os minerais essenciais são plagioclásio, com quantidades inferiores de
quartzo e feldspato potássico. A biotita representa o mineral máfico dominante, seguida
de clinopiroxênio e ortopiroxênio. A mineralogia acessória é formada por opacos,
titanita, apatita, epídoto, allanita e zircão.
Os clinopiroxênios ocorrem como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com
tamanhos variando de 0,5 a 4 mm. Possui ângulo de extinção alto (38 - 50°), sinal ótico
biaxial positivo com ângulo dos eixos óticos (2V) de aproximadamente 65°,
possivelmente, tratando-se de um mineral da série diopsídio-hedenbergita. Ocorrem
frequentemente zonados (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.5). Os ortopiroxênios
apresentam coloração cinza clara com leves tons acastanhados, sinal ótico negativo,
extinção reta em todas as seções paralelas à zona [001] e cores de birrefringência em
tons de cinza e amarelo de 1° ordem, podendo ser classificado como hiperstênio. Os
mesmos são hipidiomórficos a xenomórficos, com dimensões de até 3 mm, ocorrendo
sempre associados aos clinopiroxênios (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.5). Ambos,
clino e ortopiroxênio apresentam inclusões de titanita, epídoto e opaco.
Os anfibólios ocorrem associados aos clinopiroxênios como produto de
transformação destes (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.6). Apresentam-se como lamelas
de exsolução ou como borda de reação nos Cpx.
A biotita se desenvolve em dois tipos texturais (Bt I e Bt II). A Bt I compreende
cristais, lamelares, ocorrendo de forma intersticial entre os grãos da matriz, geralmente
marcando a foliação da rocha. Já os cristais de Bt II, são hipidiomórficos a
xenomórficos, cujas dimensões variam entre 0,8 e 2,5 mm, possuindo coloração
marrom avermelhado e pleocroísmo em tons de ocre a castanho escuro. Geralmente
ocorrem associados a opacos e clinopiroxênios (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.6).
Os cristais de plagioclásio se distribuem em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl
III). O tipo Pl I é caracterizado por cristais hipidiomórficos a xenomórficos, com
tamanhos variando de 0,2 - 1,5 mm. Apresentam geminação polissintética
78
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segundo a lei da Albita, ocorrendo na matriz da rocha ou como inclusões nos Pl II
(Fotomicrografia 6.7). Os cristais de Pl II (An29-45 dados de microssonda) representam
os pórfiros da rocha (5 - 15 mm). Mostram-se como cristais prismáticos, zonados e com
geminação polissintética segundo a lei da Albita (Fotomicrografia 6.7). Vários cristais
de Pl II apresentam evidências de deformação em estado sólido, exemplificadas por
geminação encurvada, extinção ondulante e geminados de origem mecânica (ver
detalhes na Fotomicrografia 6.7). O Pl III compreende cristais que compõe textura em
mosaico poligonal em bordas de recristalização dos Pl II (Fotomicrografia 6.7). Os
cristais de plagioclásio podem desenvolver textura mirmequítica, quando em contato
com o feldspato potássico. Comumente apresentam inclusões de biotita, opaco, apatita
e zircão.
O quartzo apresenta-se como três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O Qtz I
é xenomórfico com dimensões inferiores a 2 mm, ocorrendo disperso na matriz da
rocha, geralmente com extinção ondulante e/ou bandas de deformação mecânica. O
Qtz II esta relacionado a deformação no estado sólido, sendo estes produto da
recristalização de Pl II (Fotomicrografia 6.7). O Qtz III compreende pequenos cristais
xenomórficos estirados, em agregados, definindo textura em ribbon, relacionados à
deformação do Qtz I.
Os cristais de feldspato potássico são xenomórficos, com dimensões de no
máximo 2 mm, geralmente exibindo textura pertítica em filetes.
Os opacos apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é
hipidiomórfico a xenomórfico com tamanho inferior a 0,5 mm e ocorre geralmente
associado às biotitas, dispersos na matriz ou associados à titanita. Apresentam
inclusões de zircão e apatita. Já o tipo Op II é xenomórfico, menores que 0,2 mm,
sendo o mesmo formado a partir da desestabilização da biotita e dos piroxênios,
geralmente se desenvolvendo nas clivagens e fraturas destes minerais.
Os cristais de titanita ocorrem de forma granular, com dimensões variando de
0,1 a 0,4 mm. Apresenta inclusões de opacos.
O epídoto ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões
inferiores a 0,4 mm e pleocroísmo fraco em tons esverdeados, geralmente inclusos em
biotita e plagioclásio. Os cristais de allanita são idiomórficos a hipidiomórficos, com
dimensões inferiores a 0,2 mm, comumente com fraturas radiais em seu entorno,
exibindo processo de metamictização e apresentando inclusões de opacos.
80
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A apatita ocorre como pequenos cristais circulares inclusa no plagioclásio,
feldspato potássico, biotita e clinopiroxênio. Os zircões apresentam-se como diminutos
cristais prismáticos de coloração amarronzada, inclusos nos minerais essenciais da
rocha, além de biotita e titanita. A apatita e o zircão constituem as fases minerais mais
precoces.
6.3.3 - Granitóides Porfiríticos
Ocorrem com textura inequigranular porfirítica, grossa a muito grossa,
caracterizados por fenocristais milimétricos a centimétricos de feldspato potássico
imersos numa matriz composta principalmente por quartzo, plagioclásio, feldspato
potássico, biotita, e subordinadamente, anfibólio. Modalmente, são formados
essencialmente por quartzo, plagioclásio e feldspato potássico. Biotita, hornblenda,
titanita e opacos representam as fases máficas principais, com epídoto, allanita, apatita
e zircão compondo os minerais acessórios. São bastante comuns os processos de
alteração em estado subsolidus, com saussuritização e carbonatação de plagioclásios
e cloritização de biotitas.
O feldspato potássico corresponde a pórfiros de microclínio que representam
os maiores cristais da rocha, atingindo tamanhos centimétricos. São num geral,
idiomórficos a hipidiomórficos mostrando geminação segundo as leis da Albita e do
Periclínio em padrão xadrez, geralmente associadas à geminação Carlsbad, denotando
processo de microclinização de ortoclásio (Prancha 6.3 - Foto A). Outra característica
marcante são as exsoluções pertíticas em vênulas ou filetes (Prancha 6.2 -
Fotomicrografia 6.8) e em barras. Esses cristais frequentemente ocorrem zonados e
apresentam feição poiquilíticas com inclusões de plagioclásio, quartzo, biotita, titanita,
opacos e zircão. Além disso, nos espaços entre os fenocristais e inclusos nestes,
ocorre um segundo tipo textural de microclínio (Kf I), apresentando-se como cristais
xenomórficos com geminação segundo as leis da Albita e do Periclínio em padrão
xadrez, normalmente com extinção ondulante.
O plagioclásio apresenta-se com pelo menos dois tipos texturais (Pl I e Pl II). O
tipo textural Pl I (An15-22 - método Michel-Lévy) ocorre como cristais hipidiomórficos a
xenomórficos, com tamanhos variando de 0,4 a 1,4 mm, inclusos nos fenocristais de
microclínio. Comumente apresentam-se zonados com mirmequitas e albita
desenvolvidas na borda dos cristais (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.9). O tipo textural
Pl II (An20-24 - dados de microssonda) apresenta-se como cristais hipidiomórficos com
82
tamanhos variando de 0,6 a 4 mm, geralmente zonados e com geminação polissintética
da Albita, sendo comum a associação desta com a geminação simples segundo a lei
de Carlsbad. Esses cristais comumente desenvolvem vários tipos texturais de
mirmequitas, sendo comum, espessas franjas de mirmequitas bulbosa no contato entre
o Pl II e os fenocristais de microclínio (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.10) e mirmequita
em gotículas no interior do Pl II, gradando para mirmequita bulbosa em contato com o
microclínio, sem desenvolvimento de franja (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.11). Outras
características observadas nestes cristais correspondem as maclas dobradas e
extinção ondulante, denotando forte deformação mecânica (Prancha 6.2,
Fotomicrografia 6.12). Em estágio tardio, esses cristais apresentam alteração para
saussurita e carbonato.
O quartzo representa a fase mais tardia, ocorrendo como cristais xenomórficos
com dimensões bastante variadas (1 a 5 mm), apresentando-se, principalmente, sob a
forma de agregados ocupando os espaços entre os feldspatos (Qtz I). Também ocorre
de forma vermicular nas mirmequitas (Qtz II) e como diminutos cristais neoformados
por processo de recristalização do Qtz I. O quartzo normalmente inclui todos os demais
minerais da rocha e frequentemente desenvolve extinção em bandas nas porções mais
deformadas (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.13).
A mineralogia máfica pode ocorrer dispersa na rocha, sem nenhuma orientação,
ou demarcando uma foliação nos fácies mais deformados. A biotita ocorre como
cristais hipidiomórficos a idiomórficos, lamelares, com pleocroísmo em tons marrom
claro, avermelhado ou esverdeado. Frequentemente apresenta-se inclusos nos grãos
de feldspato e truncando cristais de anfibólio. Geralmente os cristais de biotita ocorrem
em associação com titanita, opacos, epídoto e anfibólio (Prancha 6.3, Fotomicrografia
6.14). Os cristais de biotita alteram-se para clorita e opacos e apresentam inclusões de
zircão, apatita e allanita.
Os anfibólios apresentam características da família das hornblendas, com
pleocroísmo variando do verde claro ao verde escuro, ângulo de extinção em torno de
25-30° e ângulo dos eixos óticos (2V) de ~65º. São num geral, hipidiomórficos, com
tamanhos variados, geralmente associados às biotitas e epídotos e com inclusões de
apatitas, opacos e titanitas. As titanitas distribuem-se em dois tipos texturais (Tit I e Tit
II). A Tit I é representada por cristais idiomórficos (dimensões variando de 0,1 a 0,8
mm) com seções losangulares associadas a biotitas e opacos (Prancha 6.3,
Fotomicrografia 6.14), e com inclusões deste último e também de apatitas. O tipo
83
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textural Tit II ocorre como cristais xenomórficos a hipidiomórficos, basicamente
relacionados a opacos, denotando processo de esfenitização ou com inclusões deste
(Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.15).
Os opacos apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é
hipidiomórfico a xenomórfico com tamanho de até 1 mm, ocorrendo geralmente
associados à biotita, dispersos na matriz ou inclusos em Tit II (Prancha 6.3,
Fotomicrografia 6.15). Apresentam inclusões de zircão e apatita. Já o tipo Op II é
xenomórfico, menores que 0,4 mm, sendo o mesmo formado a partir da
desestabilização da biotita, anfibólio e allanita.
Os cristais de allanita são idiomórficos a hipidiomórficos, com dimensões
inferiores a 1 mm, comumente com fraturas radiais em seu entorno (Prancha 6.3,
Fotomicrografia 6.16), intimamente associados aos Ep II (Prancha 6.3,
Fotomicrografias 6.17, 6.18 e 6.19), frequentemente zonados (Prancha 6.3,
Fotomicrografia 6.17), exibindo processo de metamictização (Prancha 6.3,
Fotomicrografias 6.18 e 6.19) e apresentando inclusões de opacos.
O epídoto ocorre sob três formas distintas (Ep I, Ep II e Ep III). O Ep I ocorre
como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões inferiores a 0,8 mm e
pleocroísmo fraco em tons esverdeados, geralmente inclusos em titanita (Prancha 6.3,
Fotomicrografia 6.17), biotita e plagioclásio. O Ep II ocorre coroando cristais de allanita,
formando bordas finas ou espessas (Prancha 6.4, Fotomicrografias 6.17 e 6.18), ou
ainda com forma irregular (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.19). O Ep III é tipicamente
secundário, xenomórficos, com tamanhos inferiores a 0,2 mm, relacionados a
processos tardi-magmáticos a partir de biotita, anfibólio e plagioclásio.
A apatita ocorre como pequenos cristais arredondados e os zircões
apresentam-se como diminutos cristais prismáticos de coloração amarronzada. Ambos,
apatita e zircão, ocorrem inclusos nos minerais essenciais da rocha, além de biotita,
anfibólio e titanita.
6.3.4 - Granitos Microporfiríticos
São rochas de textura fina a média, inequigranulares, microporfiríticas,
possuindo feldspato potássico, plagioclásio e quartzo como fases essenciais e biotita e
anfibólio como principais máficos. Podem conter ainda titanita, opacos, epídoto,
allanita, zircão e apatita compondo a mineralogia acessória. É comum a presença de
muscovita, mica branca, saussurita e clorita como minerais tardi-magmáticos.
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O feldspato potássico corresponde a cristais de microclínio ocorrendo de
forma hipidiomórfica a xenomórfica, com tamanho máximo de até 4 mm. Possuem
geminação do tipo albita-periclínio em padrão xadrez (Prancha 6.4, Fotomicrografia
6.20) e textura pertítica venular. Nos cristais maiores são comuns as inclusões de
biotita, quartzo, plagioclásio, opacos, titanita e allanita, gerando um aspecto textural
poiquilítico ao microclínio. A alteração para mica branca é comumente observada
(Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.20). Além disso, cristais menores idiomórficos, com
forma poligonal dispostos em mosaico, são observados localmente em algumas
seções.
Os cristais de plagioclásio se distribuem em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl
III). O tipo Pl I é caracterizado por cristais nucleados inclusos nos cristais maiores de
microclínio (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.20). Os mesmos apresentam-se com
tamanhos inferiores a 0,5 mm e geminação polissintética. O tipo textural Pl II (An15-25 -
método Michel-Lévy) constitui os cristais hipidiomórficos que compõem a matriz da
rocha, ocorrendo com tamanhos variando de 0,4 até 1,0 mm e com geminação
polissintética, às vezes associada à Carlsbad, e com zoneamento simples. Os mesmos
ocorrem freqüentemente saussuritizados e com alteração para carbonato. Por fim, o Pl
III corresponde aos tipos mirmequíticos, ocorrendo geralmente nos contatos entre o Pl
II e o microclínio.
Os cristais de quartzo são no geral xenomórficos, podendo ser subdivididos em
três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O tipo Qtz I representa o mais comum
ocorrendo com tamanhos inferiores a 1 mm e com textura em mosaico poligonal
disseminado na matriz da rocha. O Qtz II corresponde aos tipos vermiformes
encontrados na textura mirmequítica. O tipo Qtz III compreende pequenos cristais
xenomórficos estirados, em agregados, definindo textura em ribbon, sendo este tipo
textural relacionado a deformação mecânica do Qtz I em zonas de alto strain.
Da mesma forma que observou-se nos granitóides porfiríticos, os máficos podem
ocorrer dispersos na rocha, sem nenhuma orientação, ou estirados nos fácies mais
deformados, demarcando a foliação. A biotita representa o máfico dominante,
ocorrendo como cristais hipidiomórficos lamelares, de cores marrom clara,
avermelhada ou esverdeada, sendo estes inclusos nos grãos de microclínio, Qtz I e Pl
II. A mesma altera-se para muscovita, clorita e opacos.
Os anfibólios são hipidiomórficos a xenomórficos, com tamanhos menores que
0,8 mm. As características óticas marcantes deste mineral são o pleocroísmo verde
87
escuro a verde acastanhado, duas clivagens geralmente perfeitas formando ângulo de
~56°, ângulo de extinção de ~25° e ângulo dos eixos óticos (2V) de ~60º. Tais
características permitem classificar esse anfibólio como sendo do grupo das
hornblendas. Transformações tardi-magmáticas desse mineral originam epídoto e
opacos. Os clinopiroxênios ocorrem com forma xenomórfica e dimensões inferiores a
0,5 mm. As características óticas do tipo pleocroísmo em tons de verde, ângulo de
extinção alto (~40º), sinal ótico positivo e ângulo dos eixos óticos (2V) de 60º, permitem
classifica-lo como sendo da série diopsídio-hedenbergita.
Dentre os acessórios, a titanita constitui pequenos cristais xenomórficos,
inclusos na biotita e microclínio, ou dispersos na matriz. Também podem ocorrer
coroando cristais de opacos, denotando processo de esfenitização. Os opacos
apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é hipidiomórfico com
tamanho inferior a 0,4 mm e ocorre geralmente associado à titanita. Já o tipo Op II é
xenomórfico, sendo o mesmo formado a partir da desestabilização da biotita e allanita.
Os cristais de epídoto estão associados à biotita e anfibólio, em geral inclusos
nestes minerais. A allanita é tabular, xenomórfica de coloração amarelada a
acastanhada, geralmente bastante metamictizada.
O zircão e a apatita apresentam-se como pequenos cristais idiomórficos (< 0,2
mm), prismáticos, inclusos nas demais fases minerais, constituindo os cristais mais
precoces da rocha.
6.3.5 - Diques e Sheets Micrograníticos
Os microgranítos apresentam textura equigranular, fina a média com mineralogia
formada por quartzo, feldspato potássico e plagioclásio como constituintes principais e
biotita representando o máfico dominante. A mineralogia acessória é composta de
opaco, epídoto, titanita, allanita, apatita e zircão. É bastante comum a presença de
saussurita e carbonato, como produtos de alteração do plagioclásio, mica branca
desenvolvida a partir dos feldspatos potássicos e muscovita, clorita e opacos como
produto de alteração da biotita.
O quartzo é xenomórfico, granular, com dimensões médias variando de 0,2 até
2,5 mm. Ocorre como cristais dispersos na rocha, geralmente formando textura em
mosaico poligonal, apresentam-se também como cristais vermiformes encontrados nas
abundantes texturas mirmequíticas dos plagioclásios (Prancha 6.4, Fotomicrografia
6.21).
88
O feldspato potássico é do tipo microclínio, são cristais hipidiomórficos a
xenomórficos com tamanhos variando de 0,2 a 4 mm, apresentando geminação
segundo as leis da Albita e do Periclínio em padrão xadrez (Prancha 6.4,
Fotomicrografias 6.21 e 6.22) e também com geminados simples segundo a lei de
Carlsbad. Apresentam textura pertítica venular e podem ter inclusões de plagioclásio,
quartzo, biotita e titanita, dando aos cristais maiores um aspecto poiquilítico.
Comumente apresentam-se alterados para mica branca.
Os plagioclásios apresentam-se em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl III). O Pl I
apresenta-se incluso nos cristais maiores de microclínio, com tamanhos inferiores a 0,5
mm e com geminação polissintética segundo a lei da Albita. Os mesmos desenvolvem
textura mirmequítica no contato com o microclínio (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.21).
O segundo tipo, o Pl II (An15-20 - métoto Michel-Lévy) representa os cristais mais
comuns de plagioclásio, ocorrendo como cristais maiores (dimensões superiores a 1
mm), hipidiomórficos a xenomórficos e como cristais menores (tamanhos inferiores a
0,5 mm) dispersos na matriz da rocha. Apresentam geminação polissintética simples
segundo a lei da Albita, inclusões de biotita, titanita, opacos, apatita e zircão,
geralmente sofrem transformação para saussurita e carbonato e com abundantes
mirmequítas bulbosas desenvolvidas nas bordas destes com os microclínios (Prancha
6.4, Fotomicrografias 6.21 e 6.22). O terceiro e último tipo, Pl III, compreende os
pequenos cristais em agregados mirmequíticos, associados aos feldspatos potássicos
(geralmente nas bordas destes, assemelhando-se a textura mortar).
Como dito anteriormente, o máfico dominante nos dique e sheets
micrograníticos corresponde a biotita, que ocorre como cristais hipidiomórficos a
idiomórficos, lamelares, de cores marrom clara ou esverdeada, com tamanhos
inferiores a 3 mm, inclusões de epídoto, allanita, zircão e apatita, comumente
transformando-se para muscovita, clorita e opacos.
Os opacos mostram-se em pelo menos dois tipos texturais (Op I e Op II). O Op I
é o mais comum, ocorrendo de forma hipidiomórfica, de dimensões variando de 0,1 a
0,5 mm, com bordas de titanita e inclusos nos plagioclásios (Pl II), microclínio e
quartzo. O Op II ocorre como diminutos cristais associados à desestabilização das
biotitas. Os cristais de epídoto são xenomórficos, com tamanhos inferiores a 0,4 mm,
associados à alteração de biotita e plagioclásio. As titanitas são hipidiomórficas, com
tamanhos inferiores a 0,4 mm, sendo caracterizadas por dois tipos texturais (Tit I e Tit
89
II). A Tit I ocorre geralmente inclusa em cristais de Pl II, quartzo e biotita e a Tit II está
intimamente associada a transformações de opacos (esfenitização).
A allanita apresenta-se como pequenos cristais idiomórficos, dispersos na
rocha, ou como inclusões em biotita, mostrando avançado processo de
metamictização. A apatita e o zircão constituem os minerais mais precoces da rocha,
estando inclusos nas outras fases minerais, ambos ocorrendo como diminutos cristais
idiomórficos, prismáticos.
6.4 - Seqüência de Cristalização
A partir das observações feitas nas diferentes fases minerais, tais como,
relações de inclusões, contatos e morfologia, foi possível interpretar a seqüência de
cristalização para as rochas da suíte plutônica estudada. Tais informações representam
a base para as discussões a cerca das condições de cristalização que serão
apresentadas no capítulo seguinte. Grande parte das feições diagnósticas das
seqüências de cristalização apresentadas neste item estão contidas nas descrições
petrográficas precedentes, sendo tratadas aqui apenas as consideradas mais
relevantes. A figura 6.6 sintetiza a seqüência de cristalização para cada unidade
plutônica descrita neste capítulo. Segui-se a baixo uma descrição sumária da
seqüência de cristalização proposta para a suíte de rochas plutônias estudadas.
As primeiras fases minerais a se cristalizarem, comuns a praticamente todas as
suítes, são apatita e zircão, muito embora não tenha sido possível estabelecer quem é
mais tardio em relação ao outro. Apesar de terem sido pouco observadas, texturas
indicativa de zonação mineral em cristais de zircão são indicativas cristalização
relativamente lenta, com variações de pressão e temperatura no decorrer da evolução
magmática.
Na seqüência, cristaliza-se a allanita e opacos (comum a todas as suítes).
Subsequentemente ocorre à cristalização de titanitas I, comumente losangulares e
epídoto I hipidiomórfico, frequentemente incluso em biotita e anfibólio. Ambos, Tit I e Ep
I, são comuns aos Encraves Intermediários a Máficos, Rochas Dioríticas Porfiríticas e
Granitóides Porfiríticos. Nos Granitos Microporfiríticos e Diques e Sheets Microgranitos,
apenas a Tit I encontra-se presente.
Os cristais de titanita II e epídoto II apresentam-se coroando cristais de opacos e
allanita, respectivamente.
90
91
Representando minerais magmáticos precoces, têm-se a cristalização dos
cristais de piroxênios que se formam nas suítes de rochas Intermediárias a Máficas
(clinopiroxênio) e Dioríticas Porfiríticas (clino e ortopiroxênios).
Os anfibólios e biotitas vêm em seguida, compreendendo fases importantes e
abundantes em algumas suítes. Os cristais de anfibólio apresentam-se sob duas
formas: a primeira corresponde a cristais idiómorficos a hipidiomórficos que ocorrem
associados a biotitas, dispersos na matriz das rochas (Encraves Intermediários a
Máficos, Granitóides Porfiríticos e Granitos Microporfiríticos), e a segunda representa
cristais fortemente associados aos piroxênios, geralmente como produto da
transformação destes (Encraves Intermediários a Máficos e Rochas Dioríticas
Porfiríticas). As biotitas ocorrem geralmente com forma lamelar e são abundantes em
todas as suítes estudadas, representando uma fase mineral mais tardia, comumente
aparece truncando cristais de anfibólio.
O plagioclásio I vem em seguida na, ocorrendo como inclusões em microclínio e
plagioclásio II. O Pl II, comum a todas as suítes, cristaliza-se logo após, seguido por
feldspato potássico tipo I (observado apenas nos Granitóides Porfiríticos), que ocorre
incluso nos fenocristais de feldspato potássico (tipo II, para os granitóides). O feldspato
potássico e o quartzo I cristalizam-se, e juntamente com plagioclásio formam a matriz
da rocha, ocupando os interstícios entre os fenocristais.
Vários tipos de mirmequítas são formadas, com destaque para as desenvolvidas
nos Pl I (mirmequítas de inclusão) e no contato entre o Pl II e o microcínio (mirmequítas
de borda e bulbosas).
Em um estágio tardi-magmático de alta temperatura, observa-se principalmente
nas rochas dioríticas porfiríticas, o geração de plagioclásio III, que juntamente com
quartzo, ocorrem como produto da recristalização dos plagioclásios II.
Minerais associados a transformações em estágio subsolidus de baixa
temperatura, provavelmente relacionados a efeitos de fluidos tardi-magmáticos, são
representados por saussurira, mica branca, clorita, muscovita, opacos, epídoto e
carbonato.
92
93
6.5 - Considerações Petrogenéticas Preliminares
Baseado nas feições microtexturais e nas associações minerais observadas ao
longo deste capítulo, algumas considerações sobre as condições de cristalização,
evolução e transformações tardi-magmáticas, inerentes às unidades plutônitas
estudadas, são aqui reportadas prudentemente, visando fornecer evidências do
ambiente e condições dominantes na época de formação destas rochas.
Tendo em vista que a fugacidade de oxigênio de um magma esta relacionada
com sua fonte, Wones (1989) afirma que a paragênese titanita + magnetita + quartzo,
ocorrendo em equilíbrio, e associada à clinopiroxênios ou anfibólios com razão
Mg/Mg+Fe2+ intermediárias a alta, são indicativos de condições de fugacidade de
oxigênio elevadas.
As suítes apresentam cristais de opacos como seções quadráticas
(provavelmente tratando-se de magnetita - Op I) e titanitas losangulares, como fases
precoces, indicando que o magma progenitor era relativamente oxidado.
A presença marcante de cristais de allanita coroados por epídoto, também são
idicativos de alta fugacidade de oxigênio. A allanita é oxidada e parte do seu Fe2+ é
substituído por Fe3+, formando os mantos de epídoto. Essa textura é bastante comum
nos granitóides porfiríticos e nas rochas intermediárias a máficas.
Nos granitóides porfiríticos, a presença de anfibólios e biotitas (minerais
hidratados) como fases precoces aos feldspatos, são indicativos que o magma
progenitor dessas rochas estava subsaturado em água.
A presença de mirmequítas, principalmente desenvolvidas nas bordas dos
cristais maiores de plagioclásio e feldspato potássico, reflete um volume de fluidos
tardi-magmáticos enriquecido em voláteis.
Os processos de carbonatação dos plagioclásios sugerem atuação de fluidos
tardi-magmáticos ricos em CO2. Já a saussuritisação, evidencia uma fase fluida mais
rica em H2O.
O processo de cloritização das biotitas reforça a indicação da introdução tardia
de fluidos enriquecidos em H2O e O2 no sistema.
Finalmente, os cristais zonados de plagioclásio e feldspato potássico, bem como
allanita e zircão, são indicativos de cristalização fracionada, como processo principal de
evolução magmática das suítes estudadas.
94
7.1 - Introdução
Neste capítulo são apresentadas algumas análises químicas em anfibólios,
piroxênios, biotitas e plagioclásios, visando compreender a natureza e as condições
físico-químicas (P, T e O2) nas quais as rochas graníticas estudadas foram
cristalizadas. Ênfase será dada aos fácies dominantes da suíte plutônica estudada,
como é o caso dos granitóides porfiríticos (Plúton Serrinha) e encraves intermediários a
máficos associados, além das rochas dioríticas porfiríticas (Plúton Poço Verde). Para
isso, 4 seções delgadas foram selecionadas, sendo 1 para o granito porfirítico, 2 para
os encraves e 1 para o diorito porfirítico. As análises foram realizadas utilizando-se
microssondas eletrônicas das universidades de Brasília (IG-UnB) e Blaise Pascal
(Clermont-Ferrand, França). Na primeira, o equipamento utilizado foi do tipo Cameca
SX-50 com sistema EDS acoplado, sendo as condições operacionais de 15 kV,
corrente de 20 nA e tempo médio de contagem de 10s para cada análise. Na segunda,
a microssonda utilizada foi a do tipo Camebax SX-100, com voltagem de 15 kV,
corrente de 11 nA e tempo médio de contagem de 10s para cada análise.
7.2 - Anfibólios
Foram analisados anfibólios do granitóide porfirítico de Serrinha e dos encraves
intermediários a máficos (Tabelas 7.1a, b). Como visto no capítulo 6, o anfibólio ocorre
como mineral primário no granitóide porfirítico de Serrinha e nos encraves
intermediários a máficos associados, correspondendo a uma fase acessória comum no
granitóide, ou como máfico modalmente importante nos encraves.
É possível observar nas tabelas 7.1a, b que todos os anfibólios analisados são
ricos em CaO, com teores médios em torno de 11%. Os teores de MgO aumentam do
granitóide porfirítico para os encraves, ocorrendo o inverso em relação ao FeOt. Além
disso, os anfibólios do granitóide porfirítico apresentam teores de TiO2 mais elevados
do que os dos encraves.
95
A nomenclatura utilizada para os anfibólios segue as normas sugeridas pelo IMA
(Internatial Mineralogical Association) apresentadas por Leake et al. (1997). A
classificação química dos anfibólios tem como base a fórmula estrutural geral para 23
oxigênios, sendo do tipo:
AB2CVI
5TIV
8O22(OH2)
T ( = 8,00)= Si+4, Al+3 e Ti+4
C ( = 5,00)= Al+3, Ti+4, Zr+2, Cr+3, Fe+3, Mg+2, Fe+2, Mn+2 e Li+1
B ( = 2,00)= Mg+2, Fe+2, Mn+2, Li+1, Ca+2 e Na+1
A ( = 1,00)= Na+1 e K+1.
A partir da fórmula padrão, o anfibólio pode ser classificado em quatro grupos,
de acordo com os valores de (Ca+Na)B e NaB. Com isso, os anfibólios analisados para
o granitóide porfirítico de Serrinha e encraves associados, são classificados como
sendo do tipo cálcico (ver Figura 7.1a, b).
No granitóide porfirítico, os anfibólios ocorrem como cristais subédricos,
apresentando pleocroísmo variando do verde claro ao verde escuro.
Composicionalmente apresentam-se de forma transicional entre Fe-Edenita, Edenita e
Mg-Hastingsita (AlVI < Fe3+), ocorrendo ainda cristais de Mg-Hornblenda (Figura 7.1a,
b). Possuem em média razão Mg/(Mg+Fe2) de 0,52 e conteúdo de AlT de 1,77, o que
sugere cristalização a pressões relativamente elevadas (Hammarstron & Zen 1986,
Hollister et al., 1987, Schimidt 1992, Anderson & Smith 1995).
Nos encraves, o anfibólio forma cristais euédricos a subédricos, com
pleocroísmo em tons de verde pálido e verde escuro. Composicionalmente mostram
três populações distintas. A primeira apresenta uma gradação composicional de
tschermakita para hornblenda magnesiana, a segunda com composiçao actinolítica
(Figura 7.1a), ocorrendo ainda, anfibólios do tipo edenita (Figura 7.1b). O tipo actinolita
representa a fase mais tardia da cristalização, possuindo uma razão Mg/(Mg+Fe2) entre
0,73 e 0,75 e conteúdos de AlT de 0,22 a 0,31, indicando uma cristalização em
pressões menos elevadas que os outros tipos, os quais apresentam razão
Ma/(Mg+Fe2) entre 0,55 e 0,61 e conteúdos de AlT de 1,35 a 2,07.
96
97
98
Figura 7.1 - (a, b) Diagramas de classificação de anfibólios para o granitóide porfirítico deSerrinha e encraves intermediários a máficos associados (Leake et al., 1997).
99
7.3 - Piroxênios
Os piroxênios estão presentes como máficos modalmente importantes nas
rochas dioríticas porfiríticas (Plúton Poço Verde), ocorrendo sob a forma de
ortopiroxênios e clinopiroxênios. Sendo os primeiros de coloração cinza clara com
leves tons acastanhados, subédricos a anédricos, ocorrendo sempre associados aos
clinopiroxênios, que apresentam coloração verde pálida, mostrando-se como cristais
subédricos a euédricos.
A classificação adotada para os piroxênios segue as normas da IMA, proposta
por Morimoto (1988), onde os piroxênios são divididos em 4 grupos: Ca-Mg-Fe (Quad),
Ca-Na, Na e outros. Para a classificação inicial, utilizam-se os parâmetros Q
(Ca+Mg+Fe+2) vs. J (2Na), com base no número total de cátions nas posições
octaédricas M1 e M2. No caso dos piroxênios plotarem no campo Quad, utiliza-se o
diagrama Wo-En-Fs, visando classificar os termos ricos em Ca-Mg-Fe. Para separar os
piroxênios do tipo Quad dos demais, utiliza-se o diagrama Q (Wo+En+Fs) - Jd (Jadeíta)
- Ae (Aegirina).
A fórmula estrutural adotada em Morimoto (1988), tomando como base 6 átomos
de oxigênio e 4 cátions, é do tipo:
MVI2M
VI1T
IV2O6
T ( = 2,00)= Si+4, Al+3 e Fe+3
M1 ( = 1,00)= Al+3, Fe+3, Ti+4, Cr+3, V+3, Ti+3, Zr+2, Sc+3, Zn+2, Mg+2, Fe+2 e Mn+2
M2 ( = 1,00)= Mg+2, Fe+2, Mn+2, Li+1, Ca+2 e Na+1.
Os ortopiroxênios são enriquecidos em Fe+2 (0,93) e Mg (0,97) e empobrecidos
em Ca (0,03), apresentando uma razão média de Fe/(Fe+Mg) de 0,49 (Tabela 7.2).
Seguindo a proposta de Morimoto (1988), os mesmos são classificados como do tipo
Quad (Ca-Mg-Fe) (Figura 7.2a), pertencentes à série Enstatita-Ferrosilita (Figura 7.2b),
com composição média Wo(1,7)En(49)Fs(49,3) (Hiperstênio) (Tabela 7.2).
Os clinopiroxênios são enriquecidos em Ca (0,86), Mg (0,68) e Fe2+(0,35) e
empobrecidos em Na (0,03), apresentando uma razão média de Fe/(Fe+Mg) de 0,36
(Tabela 7.3). No diagrama Q (Ca-Mg-Fe 2+) vs. J (2Na) (Figura 7.3a), os clinopiroxênios
plotam no campo Quad. Seguindo a classificação de Morimoto (1988), os
100
Figura 7.2 - (a, b) Diagramas aplicados para os ortopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas,
com explicações mais detalhadas no texto (Morimoto 1988).
101
102
clinopiroxênios do grupo Quad foram plotados no diagrama Wo-En-Fs (Figura 7.3b),
onde observa-se que os mesmos apresentam composições de piroxênios cálcicos
transicionais entre a série diopsídio-hedenbergita (Wo(46,5)En(33,9)Fs(17,8)) e augita
(Wo(34,8)En(37,8)Fs(26,2)).
Figura 7.3 - (a, b) Diagramas aplicados para os clinopiroxênios das rochas dioríticas
porfiríticas, com explicações mais detalhadas no texto (Morimoto 1988).
7.4 - Biotitas
Foram analisadas biotitas para o granito porfirítico de Serrinha, encraves
intermediários a máficos e diorito porfirítico de Poço Verde (Tabelas 7.4, 7.5 e 7.6).
Nestes, as mesmas representam o máfico dominante, seguida em alguns casos por
anfibólio. Composicionalmente, as biotitas analisadas dos diferentes litotipos podem ser
distinguidas com base nos teores de FeO, MgO e TiO2. É possível observar que as
biotitas analisadas para o granito porfirítico, encraves e diorito porfirítico apresentam
teores médios similares de MgO, variando entre 10,67% a 13,43%, e distintos com
relação ao FeO e TiO2, com teores médios ligeiramente mais elevados de FeO para o
granitóide porfirítico (20%) em relação aos encraves (17,4% a 19,4%) e ao diorito
porfirítico (18,9%) e teores médios de TiO2 em torno de 5,4% para o diorito porfirítico,
1,5% a 2,4% para os encraves e 2,5% para o granitóide porfirítico.
103
O cálculo da formula estrutural das biotitas foi feito com base em 24 átomos de
oxigênio (22 átomos de oxigênio equivalentes, não considerando H2O), com os sítios
de ocupação sendo preenchidos de acordo com a equação abaixo definida por Deer et
al., (1977):
X2Y4-6Z8O22(OH, F, Cl)2
Z ( = 8,00)= Si+4, Al+3 e Fe+3
Y ( = 6,00)= Al+3, Mg+2, Fe+2, Fe+3, Ti+4, Mn+3, Cr+3, Li+1
X ( = 2,00)= K+1, Na+1, Ca+2, Ba+1, Rb+1 e Cs+1.
No diagrama AlIV vs. Fe/(Fe+Mg) (Figura 7.4), as biotitas analisadas para os
fácies majoritários da suíte plutônica de Serrinha apresentam trends paralelos,
caracterizados por variações limitadas nas razões Fe(Fe+Mg) e maiores variações nos
teores de AlIV, plotando de forma transicional entre as moléculas da anita e da
flogopita. Da mesma forma que visto para os anfibólios, populações distintas de biotitas
para os encraves intermediários a máficos e granitóides porfiríticos podem ser
observdas (Figura 7.4). Tais características evidenciam a complexidade dessas rochas,
com as diferentes populações, refletindo, possivelmente, o variado grau de mistura
observado em campo para essas suítes.
Segundo Speer (1984), as biotitas encontradas em rochas plutônicas são
freqüentemente afetadas por r eequilíbrio pós-magmático. No diagrama de Nachit
(1986), que utiliza TiO2 - FeO+MnO - MgO (Figura 7.5), as biotitas do granito porfirítico
de Serrinha formam um trend verticalizado que vai do campo das biotitas primárias
para o campo das biotitas reequilibradas, enquanto as biotitas dos encraves
posicionam-se no campo de biotitas reequilibradas. Já as biotitas do diorito porfirítico
plotam no primeiro campo, não mostrando evidências de reequilíbrio.
Partindo-se do pré-suposto que a composição de biotitas reflete a natureza do
magma a qual ela se cristalizou, alguns diagramas geoquímicos são utilizados na
correlação da composição de biotitas com associações magmáticas. Nachit et al.,
(1985), utilizando os conteúdos de AlT e Mg de biotitas de diferentes granitóides,
definiram campos representativos para essas rochas e mostraram a existência de uma
relação direta entra a composição química do mineral com o magma parental. Abdel-
Rahmam (1994) utilizando-se de elementos em % de óxido, mostrou, por diagrams do
104
tipo MgO - FeO - Al2O3, que a composição de biotitas é dependente da natureza do
magma original.
No diagrama AlT vs. Mg (Figura 7.6), as biotitas do granitóide porfirítico de
Serrinha plotam no campo subalcalino, com duas populações podendo ser
individualizadas. O mesmo ocorre para os encraves intermediários a máficos, com uma
população plotando no campo cálcio-alcalino e a outra, trasicional entre subalcalino –
cálcio-alcalino. Já as rochas dioríticas porfiríticas do plúton Poço Verde apresentam
biotitas com características tipicamente subalcalinas.
No diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Figura 7.7), as biotitas analisadas plotam
invariavelmente no campo de granitóides cálcio-alcalinos, evidenciando o caráter
orogênico das suítes estudadas.
105
106
Figura 7.4 – Diagrama de classificação para as micas com base na quantidade de AlT e na
razão Fe/(Fe+Mg), de acordo com Speer (1984).
107
Figura 7.5 – Diagrama TiO2 - FeO+MnO - MgO (Nachit 1986), mostrando as características de
reequilíbrio pós-magmático observado para algumas biotitas analisadas.
Figura 7.6 – Diagrama AlT vs. Mg (Nachit et al., 1985), mostrando a natureza subalcalina –
cálcio-alcalina das biotitas dos fácies majoritários da suíte plutônica estudada.
108
Figura 7.7 – Diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Abdel-Rahman 1994) para classificação das
biotitas, mostrando a relação destas com granitos de afinidade cálcio-alcalina.
7.5 - Plagioclásios
O estudo das variações composicionais e evolução dos plagioclásios são feitos
com base na relação entre Albita (Ab) - Anortita (An) - Ortoclásio (Or).
No cálculo da fórmula estrututal foi utilizada a proposta de Deer et al. (1997), na
base de 8 átomos de oxigênio, descrita da seguinte forma:
(A1+xA
2+1-x) (B
3+2-xB
42+x)O8 com 0<x<1
A1+ = Na, K e Rb
A2+ = Ca, Sr, Ba, Pb e Mn
B3+ = Al, B, Ga e Fe
B4+ = Si e Ge.
No granitóide porfirítico, os plagioclásios analisados foram, principalmente, os
denominados de Pl II (ver cap.6), não sendo observadas diferenças significativas entre
este e o tipo textural Pl I, os quais composicionalmente são do tipo oligoclásio (An19,8-
24,4) (Figura 7.8). Comparando-se esses plagioclásios com os analisados para os
109
encraves intermediários a máficos, observa-se que os plagioclásios dos encraves são
mais cálcicos e apresentam um intervalo composicional que vai do oligoclásio a
andesina (An22,8-36,6), novamente com duas populações distintas, refletindo em
diferentes graus de mistura (Figura 7.8 e Tabelas 7.7 e 7.8).
Os plagioclásios do diorito porfirítico de Poço Verde apresentam um intervalo
composicional significativo, que vai do oligoclásio a andesina, com uma amostra caindo
no campo da labradorita A grande maioria das analises apresentam características
composicionais da andesina (Figura 7.8 e Tabela 7.9).
Figura 7.8 - Diagrama Or - Ab - An para classificação dos plagioclásios da suíte de rochas
analisadas.
110
111
112
113
114
7.6 - Condições de Cristalização
O uso de geobarômetros, geotermômetros e tampões tem como função
estabelecer, respectivamente, pressão, temperatura e fugacidade de oxigênio, atuantes
nos magmas, durante a qual duas fases minerais atingiram o equilíbrio geoquímico.
Vários geobarômetros, geotermômetros e tampões são descritos na literatura, com a
utilização dos mesmos diretamente ligados a natureza do magma e a paragênese
mineral presente. Para rochas granitóides, essas ferramentas permitem a obtenção de
parâmetros físicos que dão suporte as interpretações de condições de cristalização.
7.6.1 - Geobarometria
O geobarômetro utilizado refere-se a quantidade da AlT na hornblenda, proposto
empiricamente por Hammarstrom e Zen (1986) e Hollister et al., (1987) e confirmados
experimentalmente por Johnson e Rutherford (1989) e Schmidt (1992). Os
experimentos de Hammarstrom e Zen (1986), Hollister et al., (1987) e Johnson e
Rutherford (1989) foram realizados em rochas vulcânicas, enquanto que os de Schmidt
(1992) foram realizados em tonalitos compostos por plagioclásio, quartzo, ortoclásio,
titanita e óxidos de Fe e Ti, além de anfibólios com Si variando de 5,9 a 7,5 pfu e Ca
entre 1,0 a 1,9 pfu, sob condições variáveis de pressão (2,5 a 13 Kbar). A correlação
linear entre AlT na hornblenda e a pressão, deduzida por Hollister et al., (1987)
(empírico) e Schmidt (1992) (experimental), obedecem às equações que se seguem:
P (+1 kbar) = -4,76 + 5,64 AlTHb (Hollister et al., 1987)
P (+0,6 kbar) = -3,01 + 4,76 AlTHb (Schmidt 1992).
O geobarômetro do AlT em anfibólio foi aplicado para o granitóide porfirítico de
Serrinha e enclaves intermediários a máficos associados. Os resultados calculados
com base nos métodos de Hollister et al., (1987) e Schmidt (1992) estão apresentados
na Tabela 7.10. As pressões calculadas para o granitóide porfirítico de Serrinha (5,2-
5,4 kbar) são ligeiramente menores do que as calculadas para os encraves (5,5-5,7
kbar). Tendo em vista os erros de 1,0 kbar e 0,6 kbar para os valores obtidos das
equações de Hollister et al., (1987) e Schmidt (1992), pode-se admitir que as pressões
dessas suítes se superpõem, interpretando-se para a região estudada uma pressão de
cerca de 5-6 kbar para o reequilíbrio do AlT em anfibólio.
115
A figura 7.9 mostra o diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em
Anderson & Smith 1995) mostrando os possíveis intervalos de pressão para os
anfibólios do granito porfirítico e encraves intermediários a máficos, confirmando-se as
pressões em torno de 5 e 6 kbar.
116
Figura 7.9 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995)
mostrando os possíveis intervalos de pressão para os anfibólios do granito porfirítico e
encraves intermediários a máficos.
7.6.2 - Geotermometria
Para a obtenção da temperatura, dois geotermômetros foram utilizados para o
granitóide porfirítico e encraves associados. O primeiro corresponde ao geotermômetro
do plagioclásio-anfibólio, que se baseia no AlIV contido no anfibólio coexistente com
plagioclásio, em rochas saturadas em sílica. Blundy & Holland (1990) mostraram que o
principal vetor de mudança no anfibólio em função da temperatura reside na molécula
de tschermaquita [Na -1)A(AlSi-1)
T1], com base nas reações: edenita + 4 quartzo
tremolita + albita e pargasita + 4 quartzo hornblenda + albita, gerando a seguinte
expressão matemática:
LnK
YPT
008314,00429,0
98,48677,0com Plag
AbXSi
SiK )
8
4(
Nesta equação, Si representa o número de átomos por fórmula (pfu), com P em
kbar e T em °K. Para XAb > 0,5, o valor de Y é 0, e para X Ab < 0,5, Y = -8,06 + 25,5 (1-
117
XAb)2. O resultado obtido representa a temperatura na qual o plagioclásio e o anfibólio
atingiram o equilíbrio químico, com uma precisão no intervalo de 35°C a 75°C. Este
geotermômetro só pode ser aplicado a anfibólios com Si < 7,8 pfu que coexistam com
plagioclásios com Na < 92%.
A tabela 7.11 mostra os valores obtidos através do geotermômetro do
plagioclásio-anfibólio, de acordo com Blundy & Holland (1990) para o granitóide
Serrinha e encraves máficos associados. Observa-se que os valores obtidos para
essas duas suítes são bastante semelhantes, tendo em vista os erros envolvidos nos
cálculos (35°C a 75°C), com o granito porfirítico apresentando valores médios de
temperatura (730 °C) pouco menos do que os obtidos para os encraves (738°C).
118
O outro geotermômetro utilizado considera a saturação de Zr na rocha, partindo
do principio que o coeficiente de partição do Zr cristal/líquido é função da temperatura.
Tal principio foi definido com base em experimentos (Watson e Herrison 1984),
definindo o comportamento da saturação em zircão em líquidos anatéticos, e o
caracterizando como função da temperatura. Com isso, Watson (1987) estabelece uma
equação para o cálculo da temperatura do zircão com base na saturação de Zr na
rocha:
)18,17
12900(273)(
LnZrCT , onde Zr é a concentração de Zr (ppm) na rocha.
A aplicação da equação de Watson (1987) nas amostras analisadas encontra-se
sumarizada na tabela 7.12. Os granitóides porfiríticos apresentam temperaturas médias
calculadas pelo geotermômetro do Zr de 771°C, superiores as obtidas pelo
plagioclásio-anfibólio (730°C). Como o zircão é uma das fases mais precoces na
cristalização do magma (ver seqüência de cr istalização, cap. 6), é natural que o
geotermômetro do Zr forneça temperaturas mais elevadas, as quais podem ser
inferidas como a temperatura mínima do líquidus. As temperaturas calculadas para os
encraves, para os dois métodos, são bastante similares (738°C – 739°C). Os encraves
ocorrem frequentemente englobando cristais de feldspatos dos granitos porfiríticos, o
que indica diferenças de temperatura entre os dois magmas, pois no momento em que
os granitóides porfiríticos estavam com boa percentagem de cristais o magma
intermediário a máfico, ainda estava líquido e quente para incorporar cristais do granito.
As temperaturas obtidas pelo Zr para as rochas dioríticas porfiríticas de Poço
Verde apresentam valores superiores as calculados para o granito porfirítico e
encraves, com valores médios de 845°C. Podendo se tratar da temperatura inicial de
cristalização deste corpo. Souza et al., (2005) aponta valores de temperatura para o
mesmo corpo, com base no geotermômetro de dois piroxênios proposto por Brey e
Köhler (1990), de 740°C a 640°C (partiç ão do Ca e Na, respectivamente).
Os valores ora apresentados são condizentes com os cálculos
termobarométricos obtidos por Souza et al., (2005) (rochas granulíticas tardi-
brasiianas), Nascimento (1998) e Nascimento (2000) (ambos em granitóides sin-
tectônicos), para rochas do Maciço São José de Campestre.
119
7.6.3 - Fugacidade de Oxigênio ( O2)
Altas razões Mg/(Mg+Fe), tanto em rocha total quanto em minerais
ferromagnesianos, são indicativas de cristalização a O2 elevadas (Frost 1991,
Anderson & Smith 1995), geralmente compatíveis com as condições de formação de
granitos da série magnetita (Ishihara 1981). As razões Mg/(Mg+Fe) observadas para o
granitóide porfirítico e encraves, sugerem que essas rochas formaram-se sob
condições de O2 relativamente oxidantes. O diagrama relacionando a razão
Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (Figura 7.10) ilustra de maneira mais clara as relações
entre a composição dos anfibólios com a O2.
Wones (1989) propõe o equilíbrio hedenbergita + ilmenita + oxigênio titanita +
magnetita + quartzo para caracterizar o grau de oxidação em rochas graníticas. Com
base nesta relação, a seguinte equação é proposta:
T
P
TfO
)1(142,098,14
309302log , com T em °K e P em bar.
120
A paragênese titanita + magnetita + quartzo, que define o tampão para a formula
acima, está presente nas rochas enfatizadas neste capítulo. Para as rochas dioríticas
porfiríticas utilizou-se o valor de P = 5,5 kbar, inferido com base na média das outras
suítes. Os valores de O2 estão representados na tabela 7.13 e na figura 7.11. O fato
da titanita e magnetita ocorrerem como cristais mais precoces até cristais mais tardios,
indica que, a cristalização das suítes estudadas se deu segundo o tampão titanita +
magnetita + quartzo (Figura 7.11).
As hipóteses ora apresentadas são reforçadas pelos dados petrográficos
discutidos no capítulo anterior, onde se observou a ocorrência de titanita e magnetitas
magmáticas, considerados minerais de ambiente oxidante (Wones 1989). Além disso, a
presença de epídoto magmático corrobora com tal afirmação, sugerindo magma
relativamente oxidado como progenitor destas rochas.
Figura 7.10 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (baseado em Anderson & Smith
1995) mostrando as composições desses minerais nos granitóides porfiríticos e encraves, e
suas prováveis relações com a O2 reinante durante a cristalização.
121
Figura 7.11 - Diagrama O2 (log O2 ) vs. temperatura, mostrando a estabilidade de várias
paragêneses minerais (Wones 1989).
122
8.1 - Introdução
Este capítulo apresenta dados analíticos e interpretações dos aspectos
geoquímicos das rochas plutônicas neoproterozóicas, separadas inicialmente com base
em características de campo e petrográficas (Capítulos 3, 4 e 5). O estudo tem como
premissa analisar quimicamente a suíte plutônica e situar a mesma no contexto de
séries magmáticas. Além disso, o presente capítulo tem como objetivo discutir as
principais feições petrogenéticas da suíte plutônica de Serrinha com base na
correlação dos dados apresentados ao longo da presente dissertação.
Visando caracterizar de forma qualitativa os mecanismos que atuaram na
gênese e evolução das suítes ora estudadas, serão aqui abordadas de forma resumida,
as principais feições inerentes à tipologia, inferências quanto a fontes, processos
evolutivos e ambiente tectônico das rochas analisadas. No tocante a discriminação de
ambientes tectônicos, os esquemas classificatórios aqui adotados são baseados
principalmente no quimismo de elementos traços.
Para o presente estudo, foram realizadas 35 análises de rocha total, para
elementos maiores, menores e alguns traços, e 12 análises para elementos terras
raras. Deste conjunto, foram feitas 14 análises para as rochas granitóides porfiríticas (3
para ETR), 10 análises para os encraves intermediários a máficos (2 para ETR), 2 para
as rochas dioríticas porfiríticas (1 para ETR), 2 para os granodioritos porfiríticos (1 para
ETR), 3 para os granitos microporfiríticos (2 para ETR) e 4 para os diques e sheets
micrograníticos (3 para ETR). As análises foram feitas por fluorescência de raio-X e
através da utilização de espectometria de emissão acoplada a uma fonte de plasma
(ICP). Os dados litogeoquímicos foram obtidos no Laboratoire de Pétrologie et
Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), no Centre de
Recherches Pétrographiques et Géoquimiques – CRPG/CNRS (Vandoeuvre, França) e
na Lakefield Geosol Laboratórios Ltda. (Belo Horizonte, Brasil).
O tratamento dos dados e construção dos diferentes diagramas geoquímicos
foram feitos com os softwares Excel, Newpet (D. Clarke, versão 1994 - Mem. Univ.
Newfoundland) e PetroGraph (M. Petrelli, versão 2005 – University of Perugia).
123
8.2 - Caracterização Química com base em Diagramas de Variação
Nas tabelas 8.1 a 8.3 são distribuídos os dados obtidos a partir das análises
químicas feitas para os diferentes tipos litológicos da suíte plutônica estudada. A
localização das respectivas amostras pode ser vista no anexo 01 deste trabalho (Mapa
de Pontos).
Com o auxilio da visualização desses dados nos diagramas de variação do tipo
Harker, utilizando SiO2 como índice de diferenciação em relação aos óxidos (figura
8.1), os oito litotipos analisados podem ser subdivididos inicialmente em dois grandes
grupos distintos de rochas. O primeiro corresponde ao grupo de rochas de caráter mais
básico, com teor de SiO2 variando de 48,4% a 59,5%, e o segundo representa as
rochas de caráter mais ácido, com teores de SiO2 variando de 62,8% a 76,46%. Além
disso, as rochas de caráter mais básico (menos evoluídas), apresentam baixos teores
de K2O e teores mais elevados em Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 em relação
ao grupo de rochas mais ácidas (mais evoluídas).
Analisando-se o total de álcalis (Na2O+K2O) dos tipos litológicos estudados,
observa-se que as rochas de características mais básicas apresentam teores de álcalis
mais baixos (2,2% - 7,7%) em relação ao grupo de rochas mais ácidas, que ocorrem
com teores de álcalis variando de 5,7% - 9,2%. As razões Na2O/K2O são quase sempre
inferiores a 1 para as rochas de caráter ácido e superiores a 1 para o grupo de rochas
básicas.
Tratando-se de cada litotipo de forma individualizada, observa-se que a
distribuição de SiO2 nos granitóides porfiríticos (tabela 8.1) apresenta uma amplitude
restrita, onde é possível notar uma correlação negativa entre a sílica e os demais
elementos maiores nos diagramas do tipo Harker (figura 8.1), com exceção do K2O e o
Na2O, que se apresentam com uma relativa dispersão dos dados. A correlação
negativa observada para o Al2O3 e CaO nos granitóides porfiríticos, indica
fracionamento de feldspatos, notadamente o plagioclásio, bem como de anfibólio,
durante a evolução dessas rochas. Da mesma forma, correlações negativas de Fe2O3,
MgO, TiO2 e P2O5, indicam ter havido fracionamento dos máficos (titanita, opacos,
biotita, anfibólio, allanita e apatita) durante a evolução dessas rochas. Tais
observações são condizentes com as microtexturas descritas no Capítulo 5, há
exemplo de cristais zonados de plagioclásio e allanita. Os granitóides porfiríticos são
facilmente separados geoquimicamente das outras rochas, ocorrendo com teores de
124
125
126
SiO2 variando de 66,9% a 73%, conteúdo de K2O sempre superior ao de Na2O, total de
álcalis variando de 7,5% a 9,2% e as razões Na2O/K2O sempre inferiores a 1.
Os encraves intermediários a máficos apresentam teores de SiO2 variando de
50,7% a 59,5%, conteúdo de K2O e Na2O aproximadamente iguais e o total de álcalis
variando de 6,1% a 8,15%. Apresentam razões Na2O/K2O variando de 0,79% a 2,3%.
Nos diagramas do tipo Harker (figura 8.1), essas rochas são caracterizados por
exibirem, dominantemente, uma forte dispersão, sem definir correlações lineares
típicas. Todavia, nos diagramas do Fe2O3, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 é possível visualizar
uma tendência geral negativa, condizente com o fracionamento de anfibólio, biotita,
opacos, titanita, allanita e apatita. Nos diagramas do Al2O3 e Na2O é possível visualizar
127
uma tendência inicial positiva passando gradativamente para uma tendência negativa.
Este comportamento pode esta de acordo os aspectos microtexturais evidenciados na
petrografia, onde texturas de transformação de clinopiroxênio para anfibólio, aliado ao
caráter expressivo dos cristais de titanita cristalizando precocemente, podem explicar
um aumento progressivo de Al2O3. Além disso, as texturas de zonação em cristais de
plagioclásio podem explicar a posterior tendência negativa observada nos diagramas
do Al2O3 e Na2O, provavelmente relacionada ao fracionamento deste mineral.
Os granodioritos porfiríticos apresentam-se, em todos os diagramas, associados
aos encraves, estando possivelmente relacionados a processos de mistura de
magmas. A dispersão observada nos encraves pode ser reflexo do variado grau de
mistura dessas rochas, evidenciando a complexidade dos processos de mistura de
magmas que envolvem os encraves.
A pequena quantidade de dados para as rochas dioríticas porfiríticas e para os
granitos microporfiríticos não permite caracterizar nenhum tipo de correlação. O mesmo
problema ocorre para os diques e sheets micrograníticos, todavia, apesar da pouca
quantidade de dados, a visualização dos diagramas Harker (Figura 8.1) sugere que
estes últimos apresentam correlação positiva para K2O, dispersão para Na2O e o
restante dos óxidos apresentando correlação negativa.
A pesar da não caracterização de trends de tendência claros nos diagramas do
tipo Harker para os elementos traços (Figura 8.2), tem-se uma nítida separação das
rochas de caráter mais básico das de caráter mais ácido, evidenciada especialmente
nos diagramas do Rb, Sr, V, Ni e Nb. As razões Rb/Sr das rochas menos evoluídas
variam de 0,03 a 0,52, com as rochas mais evoluídas variando de 0,2 a 1,19.
Os granitóides porfiríticos possuem, em geral, conteúdos moderados a altos de
Ba, Cr, Zr, Sr, Rb, Pb e Zn e baixos em Co, Cu, Nb, Y V, Ni e Sc. As razões Rb/Sr
ocorrem variando de 0,2 a 0,52.
Os encraves intermediários a máficos apresentam teores elevados de Ba e Sr,
moderados de Co, Cr, Cu, V, Pb e Zn e baixos em Nb, Zr, Y, Rb, Ni e Sc. Apresentam
razões Rb/Sr variando de 0,03 a 0,18.
As rochas dioríticas porfiríticas apresentam teores elevados de Ba, Cr, Sr e V,
moderados de Co, Cu, Zr, Rb, Ni, Pb e Zn e baixos de Nb, Y e Sc. As razões Rb/Sr
variam de 0,02 a 0,26.
128
Figura 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de
diferenciação (Dados nas tabelas 8.1 a 8.3).
129
Figura 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para os elementos traços, utilizando SiO2
como índice de diferenciação (Dados nas tabelas 8.1 a 8.3).
130
Os granitos microporfiríticos ocorrem com conteúdos elevados de Ba,
moderados de Cr, Zr, Sr, Rb, V, Ni, Pb e Zn e baixos em Co, Cu, Nb, Y e Sc. As razões
Rb/Sr são de 0,29 a 0,63. Já os diques e sheets micrograníticos apresentam conteúdos
moderados a altos de Ba, Cr, Zr, Sr e Rb e baixos nos demais elementos traços
analisados.
Em síntese, a partir dos diagramas da figura 8.1 e 8.2, podemos comprovar que
todos os litotipos analisados não apresentam correlação genética, com cada um
apresentando uma história magmática evolutiva distinta (detalhe na figura 8.3). Esse
comportamento geoquímico, distinto em cada grupo, sugere que os litotipos estudados
correspondam a magmas progenitores, e possivelmente, fontes distintas.
Apesar da estreita associação, em afloramento dos fácies graníticos porfiríticos,
granodiorítico porfirítico e encraves intermediários a máficos (ver capítulo 3), incluído
feições do tipo mingling e mixing, os diagramas Harker comprovam que não existe
uma relação de cogeneticidade entre os mesmos (ver diagramas fig. 8.1, detalhe na fig.
8.3). É importante ressaltar também que estes diagramas indicam que os diques e
sheets micrograníticos representam um grupo independente, sem qualquer
característica de filiação, como termos evoluídos das rochas graníticas porfiríticas
(Figura 8.3).
Os elementos traços corroboram as inferências no que se refere ao
comportamento distinto dos litotipos estudados. Mesmo apresentando variações para
intervalos de diferenciação estreitos, não são observados trends de tendência claros,
contudo, os trends descontínuos / paralelos observados nos diagramas de elementos
traços confirmam a não correlação genética das suítes estudadas (detalhes na figura
8.3).
131
Figura 8.3 - Diagramas de variação do tipo Harker (alguns elementos maiores e traços) com
destaque para os trends descontínuos dos litotipos estudados, indicando que estes não
apresentam correlação genética.
132
8.3 - Definição de Séries Magmáticas
8.3.1 - Saturação em Alumínio
O índice de saturação em alumínio, mais conhecido na literatura como Índice de
Shand, estabelece a classificação das rochas em metaluminosas, peraluminosas ou
peralcalinas, de acordo com as razões molares A/CNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) vs.
A/NK = Al2O3/(Na2O+K2O).
O Índice de Shand em sua forma modificada por Maniar & Piccoli (1989) mostra
que os granitóides porfiríticos apresentam caráter transicional de metaluminosos a
peraluminosos. Esse caráter peraluminoso é creditado aos baixos valores de CaO, e
não, necessariamente ao excesso de Al2O3. Já as rochas de caráter mais básico, são
tipicamente metaluminosas (Figura 8.4). Essas características são condizentes com os
valores calculados para os minerais normativos (Tabelas 8.4 a 8.6). A associação
desses minerais com o Índice de Shand, nos permite visualizar o grau de saturação em
alumínio das diferentes suítes estudadas.
Figura 8.4 - Representação das suítes de rochas estudadas segundo o Índice de Shand
(Maniar & Piccoli, 1989).
133
134
135
Os granitóides porfiríticos, como dito anteriormente, apresentam caráter
transicional de metaluminosos a peraluminosos, ocorrendo com hiperstênio normativo
em todas as amostras e com coríndon normativo apresentando valores, num geral,
inferiores a 1%.
Os encraves intermediários a máficos plotam predominantemente no campo
metaluminoso, apresentando diopsídio e hiperstênio normativos em quase todas as
amostras. Uma única amostra apresenta coríndon normativo e plota no campo
peraluminoso.
Os dioritos porfiríticos são tipicamente metaluminosos, com diopsídio e
hiperstênio normativos em todas as amostras. O mesmo ocorre para os granodiorítos
porfiríticos e granitos microporfiríticos, sendo que estes apresentam uma amostra com
coríndon normativo, plotando em região transitória de metalumisoso a ligeiramente
peraluminoso.
Os diques e sheets micrograníticos apresentam características similares aos
granitóides porfiríticos, ocorrendo com hiperstênio e coríndon normativos em todas as
amostras, plotando uma amostra na transição metaluminoso a peraluminoso, e as
demais, com caráter mais peraluminoso.
8.3.2 - Diagramas Discriminantes de Séries Magmáticas
Dentre os vários diagramas discriminantes para séries magmáticas, existentes
na literatura, optou-se por aqueles que melhor se aplicam às várias fácies
conjuntamente, é que utilizem critérios os mais variados. Tudo isso visando diminuir a
problemática existente na utilização desses diagramas para rochas graníticas
evoluídas, já que originalmente, grande parte dos diagramas geoquímicos para
definição de filiações magmáticas foram aplicados a rochas vulcânicas preservadas e
só depois utilizados em rochas plutônicas.
No primeiro caso, o diagrama catiônico R1-R2 definido por De La Roche et al.
(1980), demonstra claramente a afinidade subalcalina das rochas analisadas, onde os
granitóides porfiríticos, granitos microporfiríticos, diques e sheets micrograníticos
plotam segundo o trend subalcalino félsico e os encraves intermediárias a máficas,
dioritos porfiríticos e granodioritos porfiríticos na porção subalcalina máfica (Figura 8.5).
No diagrama SiO2 versus K2O (segundo Rickwood, 1989) os granitos porfiríticos plotam
no campo cálcio-alcalino alto-K e as rochas de caráter intermediário a máfico
associam-se ao campo de rochas com afinidade shoshonítica (Figura 8.6).
136
Figura 8.5 - Diagrama catiônico R1 vs. R2, segundo De La Roche et al. (1980) (alk=alcalino;
salk=subalcalino; calk=cálcio-alcalino).
Figura 8.6 - Diagrama SiO2 versus K2O, segundo Rickwood (1989).
137
No clássico diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2), onde são plotados campos
e tendências de séries granitóides (Lamayre, 1987), praticamente todas as suítes
analisadas, posicionam-se no intervalo alcalino vs. subalcalino (Miyashiro, 1978), com
os granitóides porfiríticos alinhando-se preferencialmente na tendência monzoníticas a
granodioríticas mais evoluidas e as rochas básicas a intermediárias alinhando-se,
principalmente, na tendência monzonítica menos evoluída (Figura 8.7).
Figura 8.7 - Diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2) com campos e tendências de séries
granitóides (Lamayre, 1987) (campos - ALK=alcalino; SUB-ALK=subalcalino e trends -
alk=alcalino; mz=monzonítico; gd=granodiorítico; th=toleítico e tr=trondhjemítico).
O diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981), para a
separação das séries alcalinas da cálcio-alcalinas (Figura 8.8), confirma a tendência
subalcalina dos granitos porfiríticos, que plotam na transição calio-alcalino / alcalino. Da
mesma forma, as rochas intermediárias a máficas plotam fora desses campos,
denotando o caráter shoshonítico para as mesmas.
138
Figura 8.8 - Diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981).
Nos diagramas de Frost et al. (2001), a tendência subalcalina é novamente
confirmada, onde os granitos apresentam-se ao longo do trend álcali-cálcico
correspondente ao subalcalino/calcio-alcalino potássico (Figura 8.9a). No diagrama
SiO2 versus FeOtot/(FeOtot+MgO) destes mesmos autores (Figura 8.9b), os granitos
porfiríticos apresentam-se com caráter magnesiano e as rochas intermediárias a
máficas plotando na região de transição magnesiano-ferroan. O que implica em
diferentes fontes para essas rochas. Além disso, em ambos os diagramas de Frost et
al. (2001), as rochas granitóides porfiríticas caem na transição dos granitos tipo I, S e
A, não sendo então, classificadas como nenhum desses tipos clássicos, se tratando,
então, de rochas evoluídas transicionais enriquecidas em álcalis.
Em síntese, a suíte de rochas plutônicas estudada, compreende rochas
formadas a partir de diferentes fontes, onde os granitóides porfiríticos apresentam
características geoquímicas de afinidade com a série subalcalina – cálcio-alcalina de
alto K e as rochas intermediárias a máficas (menos diferenciadas), apresentam
características geoquímicas de rochas com afinidade shoshonítica.
139
Figura 8.9 – (a) Diagrama SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO e (B) SiO2 vs. FeOtot/(FeOtot+MgO) (Frost
et al. 2001).
8.4 - Comportamento dos Elementos Terras Raras e Diagramas
Multielementares
8.4.1 - Geoquímica de Elementos Terras Raras (ETR)
Neste item, são apresentados padrões de ETR´s normalizados em relação ao
condrito de Evensen et al. (1978). As análises de ETR encontram-se na tabela 8.7.
140
141
A partir dos dados da tabela 8.7 e dos espectros de ETR (Figuras 8.10 a 8.14) é
possível observar que os padrões de ETR´s apresentam um enriquecimento relativo
em relação ao condrito, com moderado grau a elevado grau de fracionamento dos
elementos terras raras leves (TRL) em relação aos elementos terras raras pesados
(TRP).
Os granitos porfiríticos ocorrem com conteúdo total de ETR´s de 79,7 a 232,45
ppm, enriquecidos em TRL, com LaN entre 106,3 e 281,3 (ver Tabela 8.7). No diagrama
de ETR normalizado (Figura 8.10) apresentam um padrão bastante fracionado
(LaN/YbN de 50,92 - 223,26), com uma anomalia negativa de Eu bem marcada (Eu/Eu*
= 0,54 a 0,81). As razões LaN/SmN variam de 5,85 a 9,02 e as razões GdN/YbN ocorrem
variando de 2,3 a 9,3, tais razões caracterizam um fracionamento relativamente
homogêneo dos terras raras. Os granodioritos porfiríticos ocorrem com padrão similar
ao dos granitos porfiríticos (Figura 8.10), com conteúdo total de ETR´s de 94,39 ppm
(tabela 8.7). Apresentam padrão fracionado (LaN/YbN = 91,12), com razão LaN/SmN =
4,36. Com relação ao fracionamento de TRP, observa-se um padrão ligeiramente
côncavo para cima com YbN = 1,21 e razão GdN/YbN = 8,08. Além disso, apresenta
razão Eu/Eu* = 0,81.
Figura 8.10 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitóides porfiríticos
(granitos porfiríticos e granodiorítos porfiríticos), sendo utilizado os valores de normalização
segundo Evensen et al. (1978).
142
Os encraves intermediários a máficos apresentam um conteúdo total de ETR´s
de 283,78 a 397,79 ppm (Tabela 8.7). No diagrama de ETR normalizado (Figura 8.11)
apresentam um padrão bastante fracionado (LaN/YbN de 34,86 a 37,7) e ausência de
anomalias de Eu (0,97 < Eu/Eu* < 0,98). Com relação ao fracionamento dos elementos
terras raras pesados (TRP), observa-se que os espectros destes são subhorizontais ou
ligeiramente côncavos para cima (2,66 < GdN/YbN < 3,19).
As rochas dioríticas porfiríticas apresentam um conteúdo total de ETR´s de
262,09 a 284,56 ppm (Tabela 8.7). No diagrama ETR normalizado (Figura 8.12)
apresenta como característica marcante uma anomalia negativa de Eu (0,64 < Eu/Eu*
< 0,72). Apresentam padrão de fracionamento moderado ((La/Yb)N = 19,82),
caracterizado por TRP pouco fracionados, com YbN = 13,33 e GdN/YbN = 2,21.
Figura 8.11 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os encraves intermediários a
máficos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).
143
Figura 8.12 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para as rochas dioríticas porfiríticas,
sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).
Os granitos microporfiríticos tem conteúdo total de ETR´s de 176,93 a 220,09
ppm (Tabela 8.7). São caracterizados, no diagrama de ETR normalizado (Figura 8.13),
por uma anomalia negativa de Eu bem pronunciada (Eu/Eu* = 0,44 a 0,48), e um
padrão de fracionamento em TRP côncavo para cima (YbN entre 1,21 e 2,00; razão
GdN/YbN entre 7,73 e 8,33).
Os diques e sheets micrograníticos ocorrem com conteúdo total de ETR´s de
55,26 a 249,36 ppm (Tabela 8.7). Apresentam comportamento bastante complexo, com
uma subdivisão em três grupos (Figura 8.14): 1° - caracteriza-se por uma anomalia de
Eu bem marcada (Eu/Eu* = 0,55) e padrão de fracionamento em TRP subhorizontal
(pouco fracionado), com YbN = 19,99 e razão GdN/YbN de 1,71 (amostra ES160); 2° -
apresenta uma anomalia de Eu mais pronunciada que o 1° (Eu/Eu* = 0,36), bem como
um maior fracionamento em TRP, com YbN = 1,21 e razão GdN/YbN = 9,7 (amostra
LG93); 3° - destaca-se pela anomalia positiva em Eu (Eu/Eu* = 1,56), além do padrão
côncavo para cima dos TRP, com YbN = 0,61 e GdN/YbN = 4,22 (amostra ES31X).
144
Figura 8.13 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitos microporfiríticos,
sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).
Figura 8.14 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os diques e sheets
micrograníticos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).
145
A partir dos espectros de ETR apresentados nas figuras 8.10 a 8.14 algumas
considerações podem ser feitas para as suítes analisadas. Para as rochas granitóides
porfiríticas e granitos microporfiríticos o padrão de distribuição dos ETR mostra
fracionamento de TRL, com tendência côncava para cima nos TRP. Nessas rochas, o
enriquecimento nos TRL pode ser reflexo da presença de titanita e allanita, ou ainda
relacionado ao fracionamento de fases minerais ricas em TRP, no caso anfibólio e
zircão. As anomalias negativas de Eu observadas para essas rochas evidenciam o
fracionamento de feldspatos ao longo da diferenciação magmática.
Os encraves intermediários a máficos diferenciam-se das demais suítes pela
ausência de anomalias de Eu. Além disso, representam as rochas mais enriquecidas
em ETR, apresentando-se enriquecidas em TRL, tendendo a apresentar distribuição
horizontalizada dos TRP. O enriquecimento em TRL pode ser um reflexo da presença
de titanita e allanita na rocha, ou ainda ao fracionamento de fases minerais ricas em
TRP, no caso anfibólio e/ou zircão.
As rochas dioríticas porfiríticas apresentam uma nítida anomalia negativa de Eu,
corroborando com fracionamento de feldspatos, notadamente o plagioclásio.
Modalmente essas rochas são enriquecidas em plagioclásio, sendo essa uma possível
explicação para a anomalia de Eu. Além disso, o padrão enriquecido em TRL pode ser
reflexo do fracionamento ou retenção no resíduo de fases minerais ricas em TRP, a
exemplo dos piroxênios e/ou zircão, presentes nessas rochas.
Com relação aos diques e sheets micrograníticos, a complexidade observada
nos padrões de ETR dificulta qualquer tipo de consideração, todavia, tais padrões
refletem a heterogeneidade vista em campo para essas rochas, onde diferentes tipos
de diques e sheets foram caracterizados.
8.4.2 - Diagramas Multielementares
A investigação do conjunto de elementos, alguns maiores, menores (K, P e Ti),
traços (Ba, Rb, Nb, Sr, Zr e Y) e terras raras (La, Ce, Nd, Sm, Tb, Tm e Yb), é feita a
partir da análise do comportamento desses elementos em diagramas multielementares
normalizados. Neste trabalho, os elementos foram normalizados para o condrito de
Thompson (1982).
As figuras 8.15 a 8.19 mostram diagramas multielementares elaborados para as
diferentes suítes estudadas, com base nos dados das tabelas 8.1 a 8.3 e 8.7. Fazendo-
146
se uma análise geral para todos os litotipos estudados, desconsiderando as anomalias,
observa-se que os padrões das suítes mostram uma inclinação global negativa entre o
Ba e Yb, sendo está, mais forte nos diques e sheets micrograníticos e no leucogranito
de fusão, com empobrecimento em geral nos termos compatíveis (intervalo do Y ao
Yb). Esse padrão pode ser interpretado como ligeiramente homogêneo, não ocorrendo
mudanças bruscas ao longo da evolução magmática das rochas.
O espectro multielementar para as rochas granitóides porfiríticas (Figura 8.15) é
caracterizado por um enriquecimento geral em relação ao condrito, a exceção de Ti e
Yb. Apresenta uma distribuição horizontalizada do Rb-K, anomalias positivas em La,
Nd, Sm, Zr e Y e anomalias negativas em Nb, Sr, P e Ti. A anomalia negativa em Sr
(mesmo que suave) somada a anomalia do Eu, são condizentes com fracionamento de
plagioclásio durante a diferenciação magmática. As depressões em P e Ti sugerem
fracionamento de apatita, titanita e opaco (ilmenita). Além disso, o comportamento
variável do La e Ce possivelmente refletem a contribuição da allanita na rocha.
Figura 8.15 - Diagrama multielementar para os granitóides porfiríticos (Normalizado segundo
Thompson, 1982).
147
Os espectros multielementares para os encraves intermediários a máficos
(Figura 8.16) e para as rochas dioríticas porfiríticas (Figura 8.17) mostra um
enriquecimento de todos os elementos em relação ao condrito. Da mesma forma que
foi observado para os granitos porfiríticos, essas rochas apresentam depressões em
Nb, Sr, P e Ti. O empobrecimento de Sr sugere que os feldspatos foram uma fase
importante no resíduo ou fracionada e as depressões em P e Ti condiz com o
fracionamento de apatita e titanita.
O padrão do espectro multielementar dos granitos microporfiríticos (Figura 8.18)
apresenta as mesmas características observadas nas suítes decritas anteriormente,
com picos em Rb, La, Ce, Nd, Sm, Zr e Y, e depressões em Nb, Sr, P e Ti, sendo o
mesmo enriquecido em relação ao condrito (exceto Ti).
Figura 8.16 - Diagrama multielementar para os encraves intermediários a máficos
(Normalizado segundo Thompson, 1982).
148
Figura 8.17 - Diagrama multielementar para as rochas dioríticas porfiríticas (Normalizado
segundo Thompson, 1982).
Figura 8.18 - Diagrama multielementar para os granitos microporfiríticos (Normalizado segundo
Thompson, 1982).
149
O espectro dos diques e sheets micrograníticos (Figura 8.19) é caracterizado
pelas maiores depressões em P e Ti, sugerindo que as fases acessórias, apatita,
titanita e ilmenita, foram fracionadas ou retidas no resíduo. A anomalia negativa em Sr,
corrobora com fracionamento de feldspatos.
Figura 8.19 - Diagrama multielementar para os diques e sheets micrograníticos (Normalizado
segundo Thompson, 1982).
No geral, observa-se certa similaridade nos padrões dos diagramas
multielementares, porém, as ligeiras diferenças atestadas pelas depressões mais
expressivas, a exemplo dos diques e sheets, e pelos padrões de enriquecimento ou
não em relação ao condrito, somados as demais evidências geoquímicas já discutidas,
descartam um relação de cogeneticidade entre as suítes, o que confirma o que já
discutimos anteriormente com base em diagramas de variação do tipo Harker, onde
cada suíte apresenta características de uma evolução distinta uma das outras.
150
8.5 - Tipologia da suíte plutônica de Serrinha
De forma generalizada, a mineralogia e as características químicas de rochas
graníticas refletem a natureza do magma progenitor. Neste contexto, Chappell & White
(1974) definiram o conceito de granitos Tipo I e S para granitos derivados de fontes
ígneas e metassedimentares, respectivamente. Granitos derivadas de uma fonte ígnea
anidra foram designados de Tipo A por Loiselle e Wones (1979). Ao mesmo tempo,
White (1979) denominava os granitóides de origem mantélica como granitos do Tipo M.
Adicionalmente, Ishihara (1977, 1981) propôs os termos série magnetita, para
granitóides gerados em profundidade (manto superior ou crosta inferior) e sem
interação com materiais carbonosos, e série ilmenita, para granitóides gerados na parte
média da crosta, em contato com rochas metamórficas carbonatadas e rochas
sedimentares.
Os granitóides porfiríticos (Plúton Serrinha), granitos microporfiríticos e os diques
e sheets micrograníticos, são constituídos dominantemente por rochas transicionais
metaluminosas-peraluminosas, com o caráter aluminoso dado essencialmente pelos
baixos valores em CaO e não propriamente por valores elevados em Al2O3. O caráter
peraluminoso dessas rochas poderia sugerir afinidade com os granitos Tipo S, porém
as características mineralógicas e químicas são significativamente distintas com
relação aos típicos granitos Tipo S. Essas rochas apresentam características mais
próximas dos granitos Tipo I, com ressalva ao que foi visto nos diagramas de Frost et
al., (2001) (ver Figura 8.9), onde essas rochas apresentam características transicionais
entre os Tipo I, S e A, não sendo então, classificadas como nenhum desses tipos
clássicos Australianos. Com relação à classificação de Ishihara (1977), as
características mineralógicas dessas rochas, tais como a presença de biotita e anfibólio
como máficos dominantes e magnetita como principal mineral opaco, nos permite
correlacioná-las aos granitos da série magnetita.
As características químicas e mineralógicas dos encraves intermediários a
máficos e das rochas dioríticas porfiríticas, permitem correlacioná-los aos granitos Tipo
M, onde razões muito baixas de K2O/Na2O e os alto teores de Ca em relação aos
álcalis apontam características de fonte mantélica com possível contribuição crustal
para o magma progenitor dessas rochas.
151
8.6 - Diagramas Discriminantes de Ambientes Tectônicos
A utilização de dados geoquímicos para caracterização de ambientes tectônicos
é feita com base em diagramas discriminantes e comparação de espectros
multielementares. Os diagramas discriminantes têm dado melhores resultados para
rochas de características básicas, permitindo relacioná-las ao tipo de fonte mantélica e
aos diferentes contextos geotectônicos. Entretanto, para rochas de natureza ácida, a
complexidade de fontes e processos envolvidos na sua petrogênese conduz a maiores
incertezas nas inferências. Uma análise cuidadosa do banco de dados utilizado para
elaboração desses diagramas deve ser feita, sempre que possível, confrontando com
as características geoquímicas das rochas estudadas. Atentado para estas restrições,
as amostras analisadas para a suíte plutônica de Serrinha foram plotadas nos
diagramas discriminantes de Pearce et al., (1984), Thiéblemont e Cabanis (1990) e
Thiéblemont e Tégyev (1994).
Nos diagramas de Pearce et al., (1984, Figuras 8.20a,b), as rochas estudadas
plotam no campo dos granitos de arco magmático (granitos pós-colisionais; Pearce &
Houjun 1988, Pearce 1996), com algumas poucas amostras na transição entre este
campo e o campo dos granitos intraplacas. No diagrama de Thiéblemont e Cabanis
(1990, Figura 8.21), grande parte das rocha da suíte plutônica plotam no campo pós-
colisional ou transicionais a sin-colisional, como é o caso da suíte porfirítica. Observa-
se ainda que algumas amostras dos encraves intermediários a máficos e os
granodioritos porfiríticos plotam no campo das rochas anorogênicas hiperalcalinas e
uma amostra dos diques e sheets micrograniticos caindo no campo das rochas
anorogênicas alcalinas.
Nos diagramas acima citados, os campos dos granitos colisionais foram
definidos com base em granitos tipicamente peraluminosos (orogênese Himalaiana e
Herciniana). Suítes derivadas de fonte crustais mais primitivas (Tipo I), no mesmo
contexto geotectônico, tenderiam a deslocar para o campo de arco magmático, como
ocorre com os granitos tardi-colisionais (Tipo I - Caledoniano). Todavia, o modelamento
feito por Pearce et al., (1984) para o campo dos granitos de arco magmático envolve
essencialmente uma fonte mantélica metassomatizada. Thiéblemont e Cabanis (1990)
também propõem um modelo com base em fonte mantélica, sendo que, mesclada com
componentes crustais. Com isso, suítes graníticas com fontes crustais tendem a sofrer
deslocamento para os campos sin-colisionais ou intraplaca.
152
No diagrama de Thiéblemont e Tégyev (1994, Figura 8.22), é proposta uma
separação para os granitóides Tipo I, relacionados a contexto de arco ou colisão. Para
as rochas estudadas, predomina um ambiente de colisão continental, onde apenas os
diques e sheets micrograníticos plotam no campo de arco magmático de forma
transicional com os campos de colisão continental.
Os padrões dos diagramas multielementares da suíte plutônca de Serrinha
comparados com os padrões de várias suítes empregadas por Pearce et al., (1984),
evidenciam maiores analogias com os granitos colisionais (COLG) (Figura 8.23). Em
geral, as rochas analisadas são caracterizadas por um enriquecimento em K, Rb e Ba
(LILE) e Ce (ETRL) relativo ao Nb, Zr, Y e Yb (HFSE). Este comportamento também
pode ser exibido em alguns granitos de arcos vulcânicos (VAG). Todavia, as anomalias
positivas de Rb nestes diagramas são consideradas um critério discriminante típico de
granitos colisionais (Pearce et al., 1984). Esta superposição de ambientes foi
previamente constatada com a utilização do diagrama Nb-Y (Figura 8.20a), onde as
amostras plotam no campo reservado aos granitos pertencentes a duas suítes (Arco-
vulcânico + Sin-colisionais). A diferenciação pode ser feita com base nos critérios do
diagrama Rb-(Y+Nb) apresentado na figura 8.20b. Segundo Pearce et al., (1984), os
granitos tipicamente colisionais situam-se preferencialmente no topo do campo
reservado aos granitos de arco vulcânico (VAG) ou na transição deste com o campo
dos granitos sin-colisionais (COLG). Na figura 8.20b, as amostras plotam no topo dos
VAG, migrando em direção aos granitos intraplacas e aos granitos sin-colisionais.
Nesta posição ocorre a superposição de complexos pós-colisionais, considerados por
Pearce et al., (1984) como os representantes mais clássicos de granitos pós-colisionais
fanerozóicos do mundo (campo dos granitos pós-colisionais de Pearce & Houjun 1988,
Pearce 1996).
Analisando o conjunto de diagramas discriminantes utilizado na caracterização
de ambientes tectônicos, é notória a necessidade de um conhecimento geológico
prévio das rochas investigadas, no sentido de utilizar este tipo de abordagem para
fornecer indicações que corroborem hipóteses previamente formuladas. Desta forma,
os resultados aqui obtidos indicam que este tipo de ferramenta pode fornecer
resultados ambíguos quando utilizados isoladamente. Além disso, fica evidenciada a
complexidade em estabelecer uma correspondência precisa entre fonte e ambiente
tectônico.
153
154
Figura 8.21 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica
neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Cabanis 1990).
Figura 8.22 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica
neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Tégyev 1994).
155
156
Em resumo, os diagramas discriminantes de ambientes tectônicos mostram
claramente que as rochas estudadas são tipicamente orogênicas, provavelmente de
ambiente de subducção/pós-colisão.
Os dados de campo, geoquímicos e geocronológicos sugerem que a suíte
plutônica estudada está relacionada a um estágio pós-colisional da Orogênese
Brasiliana/Pan-Africana. Com a gênese e o alojamento da suíte plutônica de Serrinha
controlados a partir das zonas de cisalhamento transcorrestes/distensionais, com
enraizamento profundo, onde a presença de encraves intermediários a máficos
associados aos granitóides porfiríticos, corrobora com a participação de componentes
mantéticos no sistema de extração e coleta de magmas.
8.7 - Considerações Petrogenéticas
Segundo Wilson (1989), o mecanismo essencial para geração dos magmas é a
fusão parcial de rochas provenientes do manto, crosta ou uma mistura complexa de
ambos. Durante a ascensão, o magma é submetido a uma série de processos físico-
químicos, que ocasionam a modificação parcial ou completa de suas propriedades
originais. Um dos mecanismos clássicos de evolução dos magmas é a cristalização
fracionada, onde algumas estruturas e texturas, em variadas escalas, são sugestivas
de tal mecanismo, como é o caso das variações faciológicas gradacionais, presença de
encraves cogenéticos ou cumulados e zonação de cristais (ex. plagioclásio, anfibólio,
olivina, piroxênio, etc).
Nas rochas estudadas é bastante comum a presença de cristais zonados de
plagioclásio, feldspato potássico, allanita e anfibólio. Denotando a importância do
processo de cristalização fracionada na evolução magmática dessas rochas. Além
disso, a presença de encraves intermediários a máficos, com texturas do tipo mixing e
mingling, associados às rochas porfiríticas, inseri nas discussões petrogenéticas a
necessidade de considerar dois magmas progenitores para estas rochas ou,
alternativamente, apenas um único magma evoluído por um processo de cristalização
fracionada. As feições de campo sugerem a coexistência de magmas distintos, todavia,
a dominância das rochas ácidas em relação às intermediárias e máficas não condizem
com um processo de diferenciação a partir de uma fonte mantélica, mesmo que uma
fração significativa dos termos máficos tenha ficado retida em profundidade. Além
disso, fica bastante claro nos diagramas do tipo Harker para elementos maiores,
157
menores e traços, que as rochas porfiríticas e os encraves não são cogenêticos,
tratando-se de magmas distintos. Os granitóides porfiríticos com características de
geração a partir de uma fonte tipicamente crustal (crosta inferior) e os encraves como
produto de fonte mantélica.
Tendo em vista um processo de cristalização fracionada para a evolução das
rochas da suíte plutônica estudada e observando os diagramas do tipo Harker, ETR e
multielementares, algumas observações podem ser feitas a cerca do fracionamento
das fases minerais.
A correlação negativa do Al2O3 e CaO apontam fracionamento de feldspatos,
bem como de anfibólio, durante a evolução magmática. Da mesma forma, correlações
negativas de Fe2O3, MgO, TiO2 e P2O5, indicam que houve fracionamento da
assembléia máfica, titanita, opacos, anfibólios, biotita e apatita.
O padrão de ETR observado para as rochas porfiríticas mostra um
fracionamento em terras raras leves e uma nítida anomalia negativa de Eu. Essa
anomalia de Eu é uma característica da suíte de rochas analisadas, a exceção dos
encraves que não apresentam anomalia de Eu. O empobrecimento em Eu sugere o
fracionamento de plagioclásios com a diferenciação magmática. O enriquecimento em
terras raras leves pode ser um reflexo da presença de titanita e allanita na rocha, ou
alternativamente, ao fracionamento de minerais ricos em terras raras pesados, como é
o caso do zircão e/ou anfibólio.
Os espectros multielementares das suítes estudadas são caracterizados por um
enriquecimento em relação à composição do condrito, exceto em alguns elementos nos
granitos porfiríticos (P, Ti e Yb), granitos microporfiríticos (Ti) e diques/sheets
micrograníticos (P, Ti e Yb). Num geral, as rochas apresentam anomalias positivas de
La, Nd, Sm, Zr e Y e negativas em Nb, Sr, P, Ti e Yb. As anomalias negativas de Sr
são condizentes com o fracionamento de plagioclásios, e as depressões de P e Ti,
condiz com o fracionamento de apatita e titanita.
158
A partir dos dados e discussões apresentadas nos capítulos anteriores, algumas
considerações finais podem ser feitas para a suíte plutônica da região de Serrinha
(RN). A principio, chama-se a atenção para o volumoso e diversificado magmatismo de
idade neoproterozóica, onde diferentes tipos plutônicos afloram numa superfície
relativamente pequena (Anexo 2). Em campo separam-se granitóides porfiríticos com
encraves intermediários a máficos associados, além de granodioritos porfiríticos,
corpos dioríticos porfiríticos, granitos microporfiríticos e inúmeros diques e sheets
micrograníticos. Essas rochas ocorrem encaixadas no substrato gnáissico-migmatítico
paleoproterozóico, em estreita associação com zonas de cisalhamento
transcorrentes/distensionais.
A região estudada encontra-se afetada por sucessivos eventos deformacionais
de natureza dúctil, onde estes foram denominados de Dn, D1, D2 e D3. A estruturação
observada no substrato gnáissico arqueano (Dn), evidenciada por dobras sem raiz,
transpostas, dobras recumbentes, entre outras, possivelmente não representa uma
trama estrutural relacionada exclusivamente ao arqueano, sendo provável que esta
esteja relacionada a superposição da deformação paleoproterozóica. O evento D1 é
caracterizado nas rochas do substrato gnáissico-migmatítico paleoproterozóico, sendo
evidenciado, principalmente, pela presença de um bandamento metamórfico de alto
grau. O evento D2 é reconhecido pelo desenvolvimento de dobras isoclinais que afetam
o bandamento S1, gerando a trama S1 + S2, observada nos gnaisses bandados
paleoproterozóicos. O evento D3 é o principal responsável pela atual arquitetura
estrutural da área mapeada, exercendo forte influência na geração da tectônica
transcorrente/distensional responsável pela formação das zonas de cisalhamento que
controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Um estágio tardio para a
deformação D3 é caracterizado pelo desenvolvimento de abundantes bandas de
cisalhamento com direção NE-SW e cinemática sinistrógira distensional. Ocorrem de
forma subordinada shear bands de direção NNW-SSE com cinemática dextrógira, além
de juntas de distensão preenchidas por veios e mobilizados félsicos de direção
aproximadamente N-S e NNE. Estas shear bands são preenchidas por mobilizados
159
anatéxicos no embasamento e por líquidos graníticos tardios do plúton Serrinha,
indicando ainda um regime em altas temperaturas no final da colocação dos corpos.
No tocante ao alojamento do Plúton Serrinha, o caráter sin-tectônico à
deformação D3 é evidenciado quando consideramos a geometria alongada do corpo
seguindo o trend geral E-W da Zona de Cisalhamento Rio Jacu e a continuidade entre
o fabric tectônico na encaixante e aquele de estado sólido registrado no plúton,
atestando o forte controle exercido por esses lineamentos no alojamento de magmas
graníticos na crosta. No Plúton Serrinha, a associação de zonas de cisalhamento
transcorrentes e distensionais oblíquas, gerando espaço de acomodação e
condicionando o alojamento de uma assembléia de suítes plutônicas com afinidades
geoquímicas e fontes distintas, sugerem enraizamento profundo para essas estruturas
(crosta média-inferior a manto).
A idade de 576 + 3 Ma (U-Pb em zircão), obtida para o Plúton Serrinha, e 573 +
7 Ma, do Batólito de Monte das Gameleiras (Galindo et al. 2005), permitem
correlacionar esses corpos entre si, marcando possivelmente o pico do evento tectono-
metamórfico responsável pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento dúcteis
(D3) e conseqüente alojamento do extensivo plutonismo granitóide na região estudada.
No que diz respeito às características petrográficas, as microtexturas
observadas e assembléia mineral presente na suíte plutônica, serviram de indicativos
para interpretação do ambiente e condições físico-químicas dominantes na época de
formação e evolução magmática. A presença da associação titanita+magnetita,
idiomórficas, de cristalização precoce presentes em todos os fácies estudados, indica
que o magma progenitor era relativamente oxidado. A presença marcante de allanita
com coroa de epídoto nos granitóides porfiríticos, indica um provável aumento na
fugacidade de oxigênio durante a cristalização dessas rochas. Mirmequitas em todas
as rochas da suíte plutônica, notadamente desenvolvidas nas bordas dos cristais
maiores de plagioclásio em contato com feldspato potássico, refletem um volume de
fluidos tardi-magmáticos ricos em voláteis. A presença marcante de cristais zonados de
plagioclásio e feldspato potássico (além de allanita e zircão), sugere desde já que o
processo de evolução dos magmas da suíte plutônica deu-se principalmente por
cristalização fracionada.
Os dados obtidos a partir das análises de química mineral somam-se às
interpretações feitas com base nos estudos petrográficos/microtexturais (paragênese
titanita + magnetita + quartzo), onde altas razões Mg/(Mg+Fe), em minerais
160
ferromagnesianos, são indicativas de cristalização a O2 elevadas (Frost 1991,
Anderson & Smith 1995), geralmente compatíveis com as condições de formação de
granitos da série magnetita (Ishihara 1981).
Dados termobarométricos apontam condições P-T da ordem de 5-6 kbar (AlT-
anfibólio) e 730°C a 740°C (plagioclásio-anfibólio) para os granitóides porfiríticos
(Plútons Serrinha) e encraves intermediários a máficos associados. Os granitóides
porfiríticos apresentam temperaturas médias calculadas pelo geotermômetro do Zr de
771°C, superiores as obtidas pelo plagioclásio-anfibólio (730°C). As temperaturas
calculadas para os encraves, pelo geotermômetro de saturação em Zr, são bem
variadas (670°C a 889°C). As temperaturas obtidas pelo Zr para as rochas dioríticas
porfiríticas (Plúton Poço Verde) apresenta valor médio superior aos calculados para o
granito porfirítico e encraves, com valores variando de 835°C a 854°C. Como o zircão é
uma das fases mais precoces na cristalização do magma, é natural que o
geotermômetro do Zr forneça temperaturas mais elevadas, as quais podem ser
inferidas como a temperatura mínima do líquidus. Os encraves ocorrem
frequentemente englobando cristais de feldspatos dos granitos porfiríticos, o que indica
diferenças de temperatura entre os dois magmas, pois no momento em que os
granitóides porfiríticos estavam com boa percentagem de cristais o magma
intermediário a máfico, ainda estava líquido e quente para incorporar cristais do granito.
Os dados litogeoquímicos sugerem que os litotipos analisados não apresentam
correlação genética entre si, com cada um apresentando uma história magmática
evolutiva distinta. Os granitóides porfiríticos são tipicamente de afinidade subalcalina –
cálcio-alcalina de alto K, comum a todos os granitos tipo-Itaporanga da Província
Borborema e os encraves intermediários a máficos apresentam características
geoquímicas de rochas com afinidade shoshonítica. As rochas dioríticas porfiríticas são
metaluminosas, de afinidade subalcalina máfica. Os granitos microporfiríticos e os
diques e sheets micrograníticos, apesar da pouca quantidade de dados, apresentam
características geoquímicas de afinidade com as séries subalcalinas, cálcio-alcalinas
de alto K.
Os padrões de ETR´s normalizados em relação ao condrito de Evensen et al.,
(1978), mostram que as rochas estudadas apresentam padrões de ETR´s com
enriquecimento relativo em relação ao condrito, com moderado grau a elevado grau de
fracionamento dos elementos terras raras leves (TRL) em relação aos elementos terras
raras pesados (TRP). Os granitóides porfiríticos, dioritos porfiríticos e granitos
161
microporfiríticos, têm como característica marcante uma anomalia negativa de Eu, com
os encraves intermediários a máficos sendo facilmente diferenciados pela ausência
dessa anomalia. As anomalias negativas de Eu sugerem fracionamento de plagioclásio
ao longo da diferenciação magmática. Com relação aos diques e sheets
micrograníticos, a complexidade observada nos padrões de ETR reflete a
heterogeneidade vista em campo para essas rochas, descartando uma possível filiação
para os diques/sheets como termos evoluídos das rochas graníticas porfiríticas.
As correlações da suíte plutônica neoproterozóica da região de Serrinha com um
determinado ambiente tectônico, são mais consistentes com um contexto geotectônico
pós-colisional, onde o alojamento do Plúton Serrinha (576 Ma), controlado por sítios
transtensionais associados a grandes zonas de cisalhamento transcorrentes
brasilianas, possivelmente está relacionado à colagem de terrenos no final do
Neoproterozóico, constituindo um importante controle tectônico durante os estágios
terminais de eventos colisionais da Província Borborema, particularmente da Colisão
Brasiliana/Pan-Africana.
Baseado nos resultados obtidos e apresentados nesta dissertação algumas
sugestões podem ser colocadas a fim de que, trabalhos futuros, possam melhorar o
entendimento geológico, como um todo, da granitogênese neoproterozóica presente na
região estudada: (i) Detalhamento geológico das rochas de natureza básica a
intermediária (Encraves intermediários a máficos e Rochas dioríticas porfiríticas-Plúton
Poço Verde), com obtenção de novos dados químicos e, principalmente,
geocronológicos, buscando o entendimento das relações temporais existentes entre
essas rochas e as demais suítes; (ii) Obtenção de dados geocronológicos e
geoquímicos para os diques e sheets micrograníticos, visando compreender a história
evolutiva dessas rochas; (iii) Obtenção de dados isotópicos Sr/Nd, para caracterização
das fontes envolvidas no magmatismo; (iv) Melhoramento da geoquímica do Granitóide
Serrinha, visando à construção de um modelo petrogenético, e (v) Realização de perfis
gravimétricos nos corpos mapeados, como ferramenta para caracterizar a geometria
tridimensional dos mesmos.
162
AAA
Abdel-Rahman, A.M. 1994. Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and peraluminousmagmas. J. Petrol., 35: 525-541.
Almeida, F.F.M.; Hasui, Y.; Brito Neves, B.B.; Fuck, R., 1977. Províncias estruturais brasileiras.In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 8, Campina Grande, Atas, 363-391.
Almeida, F.F.M.; Leonardos Jr., O.H. and Valença, J., 1967. Review on granitic rocks ofNortheast South America. IUGS/UNESCO. Symp., Recife, 41 p.
Amaro, V. E. 1998. Análise conjunta de dados geológicos, geofísicos e de sensoriamentoremoto do setor extremo nordeste da Província Borborema, Nordeste do Brasil, com ênfasenas zonas de cisalhamento dúcteis neoproterozóicas. IG/USP, São Paulo, Tese dedoutorado, 397 p.
Anderson, J.L. & Smith, D.R. 1995. The effects of temperature an fO2 on the Al-in-hornblendebarometer. Am. Mineral., 80: 549-559.
Antunes, A.F. 1999. Cinemática de Alojamento e petrografia do Plúton de Monte dasGameleiras, porção sudeste do Estado do Rio Grande do Norte. DG/UFRN, Natal, Relatóriode Graduação, 90p.
Araújo, M.N.C. & Alves da Silva, F.C. 2000. Deformation Mechanisms in a Polyphase Terrain:Example of the Seridó Belt. In: Int. Geol. Cong., 31, Rio de Janeiro, Abstracts, CD-ROM.
Araújo, M.N.C.; Alves da Silva, F.C.; Jardim de Sá, E.F. 2000. Evidências microestruturais desuperposição e competição entre plasticidade cristalina e transferência de massa pordifusão nos tectonitos da Faixa Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 18,Recife, Anais, 126.
Araújo, J.M.M.; Trindade, R.I.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S. 1995. Granitóidesbrasilianos sintectônicos no contexto da Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP):geologia e petrografia. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 16, Recife, Boletim 14,304-307.
Araújo, J.M.M.; Trindade, R.I.; Galindo, A.C.; Souza, Z.S.; Jardim de Sá, E.F. 1993.Características petrográficas preliminares do granito Serra do Algodão (Barra de SantaRosa – PB): um plutão alcalino na região do Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol.Nord., 15, Natal, Boletim 13, 101-103.
Archanjo, C. J. 1993. Fabriques de plutons granitiques et deformation crustale du Nort-Est duBrésil. Univ. de Toulouse III, Toulouse, Tese de Doutorado, 167p.
Archanjo, C.J.; Trindade, R.I.F.; Bouchez, J.L.; Ernesto, M. 2002. Granite fabrics and regional-scale strain partitioning in the Seridó belt (Borborema Province, NE Brazil). Tectonics,Vol.21, 3-1 a 3-14.
163
Archanjo, C.J.; Oliver, P.H.; Bouchez, J.L. 1992. Plutons granitiques du Seridó (NE du Brésil):écoulement magmatique paralléle à la chaîne revele par leur anisotropie magnétique. Bull.
Soc. Géol. France, 163: 509-520.
Archanjo, C.J. & Salim, J. 1986. Posição da Formação Seridó no contexto estratigráfico regional(RN-PB). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 12, João Pessoa, Atas, 270-281.
BBB
Barbosa, A.J. & Braga A.P.G. 1974. Projeto Leste da Paraíba e Rio Grande do Norte; relatóriofinal integrado, Folhas SB.25-V-C e SB.25-A. Recife, DNPM/CPRM. 4v.
Bard, L.P. 1987. Microtextures of igneous and metamorphic rocks. Riedel, Dordrecht, 364p.
Bittar, S.M.B. 1998. Faixa Piancó-Alto Brígida: Terrenos tectonoestratigráficos sob regimesmetamórficos e deformacionais contrastantes. IG/USP, São Paulo, Tese de Doutorado,126p.
Blundy, J.D. & Holland, T.J.B. 1990. Calcic amphibole equilibria an a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contrib. Mineral. Petrol., 104: 208-224.
Borges, S.V.F. 1996. Geologia da região do médio Curimataú (PB) e o alojamento do granito deDona Inês associado a zonas de cisalhamento transcorrentes brasilianas. IG/USP, SãoPaulo, Dissertação de Mestrado, 139p.
Brey, G.P. & Köhler, T. 1990. Geothermobarometry in four-phase lherzolites II. Newthermobarometers, and pratical assessment of existing thermobarometers. J. Petrol., 31:1353-1378.
Brito Neves, B.B. 1983. O mapa geológico do nordeste oriental do Brasil escala 1/100.000.IG/USP, São Paulo, Tese de Livre Docência, 177p.
Brito Neves, B.B. 1975. Regionalização geotectônica do Pré-cambriano nordestino. IG/USP,São Paulo, Tese de Doutorado, 198p.
Brito Neves, B.B.; Passarelli, C.R.; Basei, M.A.S.; Santos, E.J. 2003. U-Pb zircon ages of someclassic granites of the Borborema Province. In: South Amer. Symp. Isot. Geol., 4, Salvador,Short papers, 1: 158-159.
Brito Neves, B.B.; Campos Neto, M.C.; Van Schumus, W.R.; Santos, E.J. 2001. O “SistemaPajeú-Paraíba” e o “Maciço” São José de Campestre no leste da Borborema. Rev. Bras.
Geoc., 31(2): 173-184.
Brito Neves, B.B. & Cordani, U.G. 1991. Tectonic evolution of South America during the LateProterozoic. Precambrian Res., 53: 23-40.
CCCCaby, R. 1989. Precambrian terranes of Benin-Nigeria and northeast Brazil and the late
proterozoic south atlantic fit. In: Dallmeyer, R.D. (ed.). Terranes in the Circum-Atlantic
paleozoic orogens. Geol. Soc. Amer., Spec. Paper, 230: 145-158.
164
Caby, R. 1988. Les terraines precambriennes Benin, Nigéria e Nord-est du Brésil et lesconnections sub-atlantiques au proterozoique superieur. In: IGCP/UNESCO/IUGS,International Meeting on Proterozoic Geology and Tectonics of High Grade Terrains,Nigéria, 16p.
Caby, R.; Arthaud, M.H.; Archanjo, C.J. 1995. Lithostratigraphy and petrostructuralcharacterization of supracrustal units in the Brasiliano Belt of northeast Brazil: geodynamicimplications. Journal of South America Earth Sciences, 8: 235-246.
Caby, R.; Sial, A.N.; Arthaud, M.H.; Vauchez, A. 1991. Crustal evolution and the Brasilianoorogeny in Northeast Brazil. In: Dallmeyer, R.D. & Lécorché, J.P. (eds.). The West African
orogens and Circum-Atlantic correlatives. Springer-Verlag, 373-397.
Campelo, R.C. 1997. Mapeamento geológico de uma área a oeste de Santo Antônio do Saltoda Onça (RN). DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 66p.
Campos, M.; Braga, A.P.G.; Souza, E.M.; Silva, F.A.; França, J.B. 1979. Projeto Rio Jaguaribe,relatório final. Brasília, DNPM, 149p (Série Geologia).
Campos Neto, M.C.; Bittar, S.M.B.; Brito Neves, B.B. 1994. Domínio tectônico Rio Pajeú-Província Borborema: orogêneses superpostas no ciclo Brasiliano/Pan-Africano. In: SBG,Cong. Bras. Geol., 38, Bal. Camboriú, Resumos Expandidos, 1: 221-222.
Cavalcante, R. 2003. Magmatismo granítico no Maciço São José de Campestre (porção lesteda Faixa Seridó): geologia e petrografia do Plúton Barcelona. DG/UFRN, Natal, Relatório deGraduação, 72p.
Chappell, B.W. & White, A.J.R. 1974. Two contrasting granite types. Pac. Geol., 8: 173-174.
Clemens, J.D. & Mawer, C.K. 1992. Granitic magma transport by fracture propagation.Tectonophysics, 204: 339-360.
Corsini, M.; Vauchez, A.; Archanjo, C.J.; Jardim de Sá, E.F. 1991. Strain transfer at continentalscale from a transcurrent shear zone to a transpressional fold belt: the Patos-SeridóSystem, northeastern Brazil. Geology, 19: 586-589.
DDDDallmeyer, D.R.; Sial, A.N.; Long, L.E.; McMurry, J. 1987. New evidence for the polyphase
tectonothermal evolution of the Brasiliano orogen, Northeast Brazil. In: Geological Society ofAmerica, Annual Meeting, Phoenix, Arizona, Abstracts, 634.
Dantas, E. L. 1997. Geocronologia U-Pb e Sm-Nd de terrenos arqueanos e paleoproterozóicosdo Maciço Caldas Brandão, NE do Brasil. IGCE/Unesp, Rio Claro, Tese de doutorado,
206p.
Dantas, E.L.; Galindo, A.C.; Laux, J.H.; Maia, S.M.C.; Souza, Z.S.; Alves da Silva, F.C. 2005.Magmatismo anorogênico ordoviciano na porção centro norte do Domínio Seridó, ProvínciaBorborema: o Granito Flores. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 21, Recife,Boletim 19, 135-137.
165
Dantas, E.L.; Jost, H.; Fuck, R.A.; Brod, J.A.; Pimentel, M.M.; Meneses, P.R. 2001.Proveniência e idade deposicional de seqüências metavulcanosedimentares da região deSanta Terezinha de Goiás, baseada em dados isotópicos Sm-Nd e U-Pb em monocristal dezircão. Rev. Bras. Geoc., 31(3): 329-334.
Dantas, E.L.; Hackspacher, P.C.; Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B. 1998. Archean accretionin the São José do Campestre Massif, Borborema Province, northeast Brazil. Rev. Bras.
Geoc., 28: 221-228.
Dantas, E.L.; Hackspacher, P.C.; Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B. 1997. Arcabouço crono-estratigráfico do Maciço Caldas Brandão-RN – Província Borborema – NE do Brasil. In:SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 20-23.
Dantas, E.L.; Hackpacher, P.C.; Kawashita, K.; Lafon, J.M. 1991. Datações Rb-Sr nasortoderivadas dos grupos São Vicente/Caicó – Província Borborema. In: SBG/NúcleoNordeste, Simp. Geol. Nord., 14, Recife, Boletim 12, 248-252.
Deer, W.A.; Howie, R.A.; Zussman, J. 1992. Rock-forming minerals. London, 2 Ed. Longmans(eds)., 696p.
De La Roche, H.; Leterrier, J.; Granclaude, P.; Marchal, M. 1980. A classification of volcanic andplutonic rocks using R1-R2 diagram and major - element analyses - its relationship withcurrent nomenclature. Chem. Geol., 29: 183-210.
EEEEvensen, N.H.; Hamilton, P.J.; O´Nions, R.K. 1978. Rare earth abundances in chondritic
meteorite. Geoch. Cosmch. Acta., 42: 1199-1212.
FFFFerreira, V.P.; Sial, A.N.; Jardim de Sá, E.F. 1998. Geoqhemical and isotopic signature of
Proterozoic granitoids in terranes of the Borborema structural province, northeastern Brazil.J. South Amer. Earth Sci., 11: 439-455.
Frost, R.B. 1991. Introduction to oxigen fugacity and its petrologic importance. In: Lindsley, D.H.(ed.). Oxide minerals: petrologic and magnetic significance, 1-9.
Frost, B.R.; Barnes, C.G.; Collins, W.J.; Arculus, R.J.; Ellis, D.J.; Frost, C.D., 2001. A chemicalclassification for granitic rocks. J. Petrol., 42 (11): 2033-2048.
GGGGalindo, A.C. 1993. Petrologia dos granitóides brasilianos da região de Caraúbas-Umarizal,
oeste do Rio Grande do Norte. CG/UFPA, Belém, Tese de Doutorado, 370p.
Galindo, A.C. 1982. Estudo petrológico do corpo granítico de Monte das Gameleiras (RN-PB).CT/UFPE, Recife, Dissertação de Mestrado, 99p.
166
Galindo, A.C.; Souza, Z.S.; Dantas, E.L.; Antunes, A.F.; Dias, L.G.S.; Alves da Silva, F.C.; Laux,J.H. 2005. Geocronologia U-Pb de granitóides tipo Itaporanga (Monte das Gameleiras eSerrinha), Maciço São José de Campestre, NE do Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp.Geol. Nord., 21, Recife, Boletim 19, 150-152.
Galindo, A.C.; Dall´Agnol, R.; McReath, I.; Leterrier, J.; Nascimento, M.A.L., 1997a. GranitóideQuixaba: um magmatismo monzonítico (shoshonítico?) no extreme oeste da Faixa Seridó.In: SBG/Núcleo Nordeste. Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 268-272.
Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F.; Nascimento, R.S.C.; Hollanda, M.H.B.M.; Nascimento,M.A.L.; Lardeaux, J.M., 1997b. Caracterização geoquímica e contexto geodinâmico dosgranitóides alcalinos na porção oriental da Faixa Seridó (RN-PB). In: SBG/Núcleo Nordeste,Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 263-267.
Galindo, A.C. Jardim de Sá, E.F.; Fonseca, A.S.S.; Leterrier, J. 1997c. The Itaporanga-typegranites in the Seridó belt, northeastern Brazil: monzonitic plutonism related to an obliquecollisional orogen. In: Intern. Symp. Gran. Assoc. Miner., 2, Salvador, Anais, 202-203.
Galindo, A. C.; Dall’Agnol, R.; McReath, I.; Lafon, J.M.; Teixeira, N., 1995. Evolution ofBrasiliano-age granitoid types in a shear zone environment, Umarizal - Caraúbas region,Rio Grande do Norte, north-east Brazil. Journal of South America Earth Sciences, 8: 79-95.
Galindo, A.C.; Dall’Agnol, R.; McReath, I.; Lafon, J.M. 1993. Geocronologia de granitóidesbrasilianos da região de Caraúbas-Umarizal, oeste do Rio Grande do Norte. In:SBG/NúcleoNordeste, Simp. Geol. Nord, 15, Natal, Boletim 13, 324-327.
Gomes, J.R.C.; Gatto, C.M.P.P.; Souza, G.M.C.; Luiz, D.S.; Pires, J.L.; Teixeira, W. 1981.Geologia e mapeamento regional. In: Brasil. Ministério das Minas e Energia. ProjetoRADAMBRASIL. Folhas SB-24/25 Jaguaribe/Natal. Rio de Janeiro, Levantamento derecursos naturais, 23: 27-176.
Guimarães, I.P. 1989. The petrological evolution and tectonic associations of the Bom JardimComplex, Pernambuco State, NE Brazil. University of London, PhD thesis, 423p.
Guimarães, I.P.; Silva Filho, A.F.; Almeida, C.N.; Van Schmus, W.R.; Araújo, J.M.M.; Melo,S.C.; Melo, E.B. 2004. Brasiliano (Pan-African) granitic magmatism in the Pajéu-Paraíbabelt, Northeast Brazil: an isotopic and geochronological approach. Precambrian Res., 135:23-53.
HHHHackspacher, P.C.; Legrand, J.M., Dantas, E.L., Van Schmus, W.R. 1994. Seqüência
magmática diferenciada associada a metamorfismo granulítico no Maciço Caldas Brandão-São José de Campestre, e da Província Borborema. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 38,Camboriú, Anais, 2: 116-117.
Hackspacher, P.C.; Legrand, J.M.; Petta, R.A.; Magini, C.; Dantas, E.L. 1992. O batólito SãoVicente-Caicó – RN. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 37, São Paulo, Bol. Res. Exp. 2, 143-144.
Hackspacher, P.C.; Van Schmus, W.R.; Dantas, E.L. 1990. Um embasamento transamazônicona Província Borborema. In: SBG/Núcleo Nordeste, Congr. Bras. Geol., 36, Natal, Anais, 6:2661-2677.
167
Hammarstron, J.M. & Zen, E.A. 1986. Aluminium in hornblende: an empirical igneousgeobarometer. Am. Mineral., 71: 1297-1313.
Hibbard, M.J. 1995. Petrography to petrogenesis. Prentice Hall, New Jersey, 587p.
Hollanda, M.H.B.M. 1998. Mecanismos de alojamentos de magmas granitóides exemplo doPlúton de Japi (RN). PPGG/UFRN, Natal, Dissertação de Mestrado, 126p.
Hollanda, M.H.B.M.; Pimentel, M.M.; Jardim de Sá, E.F. 2003. Paleoproterozoic subduction-related metasomatic signatures in the lithospheric mantle beneath NE Brazil: inferencesfrom trace element and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of Neoproterozoic high-K igneousrocks. Journal of South American Earth Sciences, 15: 885-900.
Hollanda, M.H.B.M.; Jardim de Sá, E.F.; Pimentel, M.M.; Macedo, M.H.F. 1999. Sr-Nd isotopicevidence of na archaean source involved in the Brasiliano syntectonic alkaline magmatism(Seridó Belt, Northeastern Brazil). In: South American Symp. on Isotope Geology, 2,Cordoba, Actas, 215-218.
Hollanda, M.H.B.M.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F. 1995. O fácies petrográfico Plúton deJapi (RN). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 16, Recife, Boletim 14, 1:319-323.
Hollister, L.S.; Grisson, G.C.; Peters, E.K.; Stowell, H.H.; Sisson, V.B. 1987. Confirmation of theempirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkalineplutons. Am. Mineral., 72: 231-239.
Hutton, D.H.W. 1988. Granite emplacement mechanisms and tectonic controls: inferences fromdeformation studies. Trans. Royal Soc. Edinburgh, Earth Sci., 79: 245-255.
IIIIshihara, S. 1981. The granitoid series and mineralization. Econ. Geol., 75: 458-484.
Ishihara, S. 1977. The magnetic-series and ilmenite-series granitic rocks. Mining Geology, 27:293-305.
JJJJardim de Sá, E. F. 1994. A Faixa Seridó (Província Borborema, NE do Brasil) e o seu
significado geodinâmico na cadeia Brasiliana/Pan-Africana. IG/UnB, Brasília, Tese deDoutorado, 803 p.
Jardim de Sá, E.F. 1988. An update of the precambrian geology of northeast Brazil. Intern.Meet. Proterozoic geol. Tectonic high-grade terrains, ile-ife, Nigeria. UNESCO/IGCP,contrib. Vol.
Jardim de Sá, E.F. 1984. A evolução proterozóica da Província Borborema. In: SBG/NúcleoNordeste, Simp. Geol. Nord, 11, Natal, Atas, 297-316.
Jardim de Sá, E.F. 1978. Revisão preliminar sobre a “Faixa Dobrada do Seridó” e eventuaiscorrelatos no Nordeste. Rev. Ciências da UFRN, 1:77-83.
Jardim de Sá, E.F.; Trindade, R.I.F.; Hollanda, M.H.B.M.; Araújo, J.M.M.; Galindo, A.C.; Amaro,V.E.; Souza, Z.S.; Vigneresse, J.L.; Lardeaux, J.M. 1999. Brasiliano Syntectonic alkaline
168
granites emplaced in a strike slip/extensional setting (Eastern Seridó Belt, NE Brazil). An.
Acad. Bras. Ciênc., 71: 17-27.
Jardim de Sá, E.F.; Trindade, R.I.F.; Hollanda, M.H.B.M.; Galindo, A.C.; Amaro, V.E.; Souza,Z.S.; Vigneresse, J.L. Landeaux, J.M. 1997. Syntectonic alkalic granites emplaced in abrasiliano-age strike slip/extensional setting (Eastern Seridó Belt, NE Brazil). In: Intern.Symp. Gran. Assoc. Miner., 2, Salvador, Anais, 310-312.
Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S.; Amaro, V.E.; Hollanda, M.H.B.M. 1993. Estruturas tangenciaisrelacionadas à deformação transcorrente: exemplos na porção oriental da Faixa Seridó. In:SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 15, Natal, Boletim 13, 269-272.
Jardim de Sá, E.F.; Macedo, M.H.F.; Fuck, R.A.; Kawashita, K. 1992. Terrenos proterozóicos naProvíncia Borborema e a margem norte do Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc., 22:472-480.
Jardim de Sá, E.F.; Sá, J.M.; Macedo, M.H.F. 1990. Monocyclic and Polycyclic supracrustalbelts in NE Brazil: correlations with Pan-African belt in West África. In: Rocci, G. &Deschamps, M. (eds.). Etudes recentes sur la geologie de l’Afrique. Colloque GeologieAfricaine, 15, Nancy, 1: 169-173.
Jardim de Sá, E.F.; Macedo, M.H.F.; Legrand, J.M.; McReath, I.; Galindo, A.C.; Sá, J.M. 1987.Proterozoic granitoids in a polycyclic setting: the Seridó region, NE Brazil. In: SBG/NúcleoBA-SE, Symp. Granites Assoc. Min., 1, Salvador, Ext. Abstr., 1: 102-110.
Jardim de Sá, E.F.; Legrand, J.M.; Galindo, A.C.; Sá, J.M.; Hackspacher, P.C. 1986.Granitogênese brasiliana no Seridó: o maciço de Acari (RN). Rev. Bras. Geoc., 16: 95-105.
Jardim de Sá, E.F.; Legrand, J.M.; McReath, I. 1981. “Estratigrafia” de rochas granitóides naregião do Seridó (RN-PB) com base em critérios estruturais. Rev. Bras. Geoc., 11: 50-57.
Jardim de Sá, E.F. & Salim, J. 1980. Reavaliação dos conceitos estratigráficos na região doSeridó (RN-PB). Miner Metal., 80:16-28.
Johnson, M.C. & Rutherford, M.J. 1989. Experimental calibration of the aluminium-in-hornblendegeobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks. Geology,17: 837-841.
KKKKozuch, M. 2003. Isotopic and Trace Element Geochemistry of Early Neoproterozoic Gneissic
and Metavolcanic Rocks in the Cariris Velhos Orogen of the Borborema Province, Brazil,and their Bearing Tectonic Setting. Kansas University, Kansas, PhD thesis, 199p.
Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. Am. Mineral., 68: 277-279.
Krogh, T.E. 1973. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon andextraction of U and Pb for isotopic age determinations. Geochemica of Cosmochimica Acta.,37: 485-494.
LLL
169
Lamayre, J.M. 1987. Granites and evolution of the crust. Rev. Bras. Geoc., 17: 349-359.
Lameyre, J. & Bowden, P. 1982. Plutonic rocks type series: discrimination of various granitoidseries and related rocks. J. Volc. Geoth. Res., 14: 169-186.
Laux, J.H.; Pimentel, M.M.; Dantas, E.L.; Armstrong, R.; Armele, A.; Nilson, A.A. 2004. Maficmagmatism associated with the Goiás magmatic arc in the Anicuns region, Goiás, centralBrazil: Sm-Nd isotopes and new ID-TIMS and SHRIMP U-Pb data. J. South Am. Earth Sci.,16: 599-614.
Leake, B.E.; Wooley, A.R.; Arps, C.E.S; Birch, W.D.; Gilbert, M.C.; Grice, J.D.; Hawthorne, F.C.;Kato, A.; Kisch, H.J.; Krivovichev, V.G.; Linthout, K.; Laird, J.; Mandarino, J.A.; Maresch,W.V.; Nickel, E.H; Schumacher, J.; Smith, J.C.; Stephenson, N.C.N.; Ungaretti, L.;Whittaker, E.J.W.; Youzhi, G. 1997. Nomenclature of Amphiboles: Report of theSubcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission onNew Minerals and Mineral Names. Mineral Mag., 61: 295-321.
Legrand, J.M.; Dantas, E.L.; Liegeois, J.P. 1997. Definição e caracterização do embasamentoda porção oeste da Faixa Seridó (Província Borborema, NE - Brasil). In: SBG/NúcleoNordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 50-55.
Legrand, J.M.; Deutsch, S.; Souza, L.C. 1991. Datação U/Pb e granitogênese do Maciço deAcari-RN. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 14, Recife, Boletim 12, 172-174.
Leterrier, J.; Jardim de Sá, E. F.; Bertrand, J.-M.; Pin, C., 1994. Ages U-Pb sur zircon degranitoïdes "brasilianos" de la ceinture du Seridó (Province Borborema, NE Brésil).Comptes Rendus de l’Academie de Sciences de Paris, 318: 1505-1511.
Leterrier, J.; Jardim de Sá, E.F.; Macedo, M.H.F.; Amaro, V.E. 1990. Magmatic and geodynamicsignature of the Brasiliano cycle plutonism in the Seridó belt, NE Brazil. In: SBG/NúcleoNordeste, Cong. Bras. Geol., 36, Natal, Anais, 4: 1640-1655.
Lima, M.D.G. 2002. Mapeamento Geológico-Estrutural na Região de Serrinha (RN), para apoioà interpretação de dados aerogeofísicos na pesquisa hidrogeológica em terrenoscristalinos. DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 81p.
Lima. R.G. 1997. Geologia da região de São José de Campestre e Passa e Fica – RN.DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 66p.
Loiselle, M.C. & Wones, D.R. 1979. Characteristics and origin of anorogenic granites. Geol.
Soc. Am. Abstr. With Prog., 11: 468.
Ludwig, K.R. 2001. User´s manual for Isoplot/Ex version 2.47. A geochronological toolkit forMicrosoft Excel, Berkeley Geochronology Center Special Publication 1a, 55p.
Ludwig, K.R. 1993. Isoplot – A Plotting and Regression Program for Radiogenic Isotope Data,Version 2.70. Revision of U.S.G.S. Open File Report 91 – 445, 42p.
MMM
170
Macedo, M.H.F.; Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S.; Mendes, F.S.; Ramalho, K.A.C. Implantaçãodo Laboratório Intermediário de Geocronologia na UFRN: a datação do granitóide Serrinha(RN) e da deformação extensional brasiliana correlata. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp.Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 81-85.
Macedo, M.H.F.; Jardim de Sá, E.F., Kawashita, K.; Araújo, M.A.T. 1993. Errócronas,pseudoisócronas e retas de mistura: exemplos das suítes de k-dioritos brasilianos na FaixaSeridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 15, Natal. Boletim 13, 328-331.
MacKenzie, W.S.; Donaldson, S.C.; Guilford, C. 1984. Atlas of igneous rocks and their textures.Longman Group Ltd., London, 148p.
MacKenzie, W.S. & Guilford, C. 1980. Atlas of rock - forming minerals in thin section. LongmanGroup Ltd., London, 98p.
Magini, C.; Hackspacher, P.C.; Legrand, J.M.; Brito Neves, B.B.; Petta, R.A.; Sial, A.N.; Dantas,E.L. 1997. Evolução tectono-metamórfica proterozóica do Batólito São Vicente-Caicó (RN).Geociências, 16(1): 257-277.
Maniar, P.D. & Piccoli, P.M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geol. Soc. Amer. Bull.,101: 635-643.
Mariano, G. 1989. Mixing origin of a potassic calc-alkaline pluton: the Itaporanga batholith, Stateof Paraíba, NE, Brazil. University of Georgia, Georgia, Athes, Phd Dissertation, 180p.
Mariano, G.; Neves, S.P.; Silva Filho, A.F. 1999. Dioritos da associação potássica cálcio-alcalina, Província Borborema, NE do Brasil: geoquímica do manto litosférico e implicaçõespara o conceito de terrenos. In: SBGq, Cong. Bras. Geoquímica, 7, Porto Seguro, Anais,543-546.
Mariano, G. & Sial, A.N. 1990. Coexistence and mixing of magmas in the late precambrianItaporanga Batholith, state of Paraíba, northeast Brazil. Rev. Bras. Geoc., 20: 101-110.
Martin, H.; Bonin, B.; Capdevila, R.; Jahn, B.M.; Lameyre, J.; Wang, Y. 1994. The Kuiqiperalkaline granitic complex (SE China): petrology and geochemistry. J. Petrol., 35: 983-1015.
McMurry, J. 1991. Petrology and geochemistry of a megacrystic quartz monzonite: the BodocóPluton, northeastern Brazil. Texas Tech. Univ. Doc. Phil., Texas, Dissertation, 256p.
McMurry, J.; Long, L.E.; Sial, A.N. 1987a. Petrology and isotope systematics of magma mushes:some porphyritic granitoids of northeastern Brazil. Rev. Bras. Geoc., 17: 473-480.
McMurry, J.; Long, L.E.; Sial, A.N. 1987b. Evolution of a heterogeneous, continentally derivedgranite: Dona Inês pluton northeastern Brazil. J. Geol., 95: 107-117.
McReath, I.; Galindo, A.C.; Dall´Agnol, R. 2002. The Umarizal igneous association, BorboremaProvince, NE Brazil: implications for the genesis of a-type granites. Gondwana Research,5(2): 339-353.
Medeiros, V.C. 1995. Comparações geoquímicas entre granitóides do Domínio da ZonaTransversal, Nordeste do Brasil. Rev. Bras. Geoc., 25(4): 333-342.
Miyashiro, A. 1978. Nature of alkalic volcanic rocks series. Contrib. Mineral. Petrol., 66: 91-104.
Morimoto, C.N. 1988. Nomenclature of pyroxenes. Amer. Mineralogist, 73: 1123-1133.
171
NNNNachit, H. 1986. Contribution à l´étude analytique et expérimentale des biotites des granitoïdes.
Applications typologiques. Université de Bretagne Occidentale, Tese de Doutoramento,181p.
Nachit, H.; Razafimahefa, N.; Stussi, J.M.; Carron, J.P. 1985. Composition chimique des biotiteset typologie magmatique des granitoides. C. R. Acad. Sci. Paris, 301: 813-818.
Nascimento, M.A.L. 2000. Petrologia do magmatismo tardi-Brasiliano no Maciço São José deCampestre (RN/PB), com ênfase no Plúton Alcalino Caxexa. PPGG/UFRN, Natal,Dissertação de Mestrado, 142p.
Nascimento, M.A.L. 1998. Geologia e petrografia do Granitóide Caxexa e suas rochasencaixantes. DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 62p.
Nascimento, M.A.L.; Antunes, A.F.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S., 2000.Geochemical signatures of the Brasiliano-age plutonism in the Seridó belt, NortheasternBorborema Province (NE Brazil). Rev. Bras. Geoc., 30: 161-164.
Nascimento, M.A.L.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F. 1997. Considerações preliminares sobreo Granitóide Caxexa: um plutonismo alcalino aluminoso sintectônico na Faixa Seridó. In:SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 293-296.
Nascimento, R.S.C. 1998. Petrologia dos granitóides brasilianos associados à Zona deCisalhamento Remígio-Pocinhos (PB). PPGG/UFRN, Natal, Dissertação de Mestrado,133p.
Neves, S.P. 2002. Considerações sobre a evolução termomecânica das faixas Orós, Piancó-Alto Brígida e Seridó, Província Borborema, Nordeste do Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste,Cong. Bras. Geol., 41, João Pessoa. Anais, 1: 322.
Neves, S.P.; Mariano, G.; Guimarães, I.P.; Silva Filho, A.F.; Melo, S.C. 2000. Intralithosphericdifferentiation and crustal growth: evidence from the Borborema Province, northeasternBrazil. Geology, 28: 519-522.
PPPPaterson, S.R. & Fowler, T.K.Jr. 1993. Re-examining pluton emplacement processes. J. Struct.
Geol., 15: 191-206.
Pearce, J.A. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episode, 19: 120-125.
Pearce, J.A. & Houjun, M. 1988. Volcanic rocks of the 1985 Tibet geotraverse: Lhasa toGolmud. Phil. Trans. R. Soc. Lond., A327: 169-201.
Pearce, J.A.; Harris, N.B.W.; Tindle, A.G. 1984. Trace element discrimination diagrams for thetectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrol., 25(4): 956-983.
Petford, N. 1996. Dykes or diapirs?. Trans. R. Soc. Edinburgh Earth Sci., 1: 105-114.
Petford, N; Kerr, R.C.; Lister, J.R. 1993. Dike transport of granitoid magmas. Geology, 21: 845-848.
172
Petford, N; Lister, J.R.; Kerr, R.C. 1994. The ascent of felsic magmas in dykes. Lithos, 32: 161-168.
Phillips, E.R. 1980. On polygenetic myrmekite. Geol. Magaz., 177: 29-36.
RRRRamsay, J.G. 1967. Folding and fracturing of rocks. McGraw-Hill Book Co., New York, 568p.
Rickwood, P.C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major andminor elements. Elsevier Science Publishers B.V. Lithos, 22: 247-263.
Ries, A.C. & Shackleton, R.M. 1977. Preliminary note on structural sequences and magnitudeand orientation of finite strains in the Precambrian of Northeast Brazil. In: SBG/NúcleoNordeste, Simp. Geol. Nord., 8, Anais, 393-396.
Rogers, J.J.W. & Greenberg, J.K. 1981. Trace elements in continental margin magmatism. PartIII. Alkali grantites and their relationship to cratonization. Bull. Geol. Soc. Amer., 92: 6-9.
Roubault, M. 1982. Détermination dês minéraux des roches au microscope polarizant. 4ª Ed.Lamarre-Poinat, Paris, 362p.
SSSSalim, J.; Dardene, M.A.; Legrand, J.M.; Jardim de Sá, E.F. 1979. Geologia, controle e gênese
das mineralizações de scheelita no distrito de Lages (RN). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp.Geol. Nord., 9, Anais, 397-407.
Santos. E. J. 1995. O complexo granítico Lagoa das Pedras: acresção e colisão na região deFloresta (Pernambuco), Província Borborema. IG/USP, São Paulo, Tese de Doutorado,219p.
Santos, E.J. 1999. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil: carta geológica.Belém do São Francisco, Folha SC.24-X-A. Escala 1:250.000. Brasília: CPRM. CD-ROM.
Santos, E.J. & Medeiros, V.C. 1999. Constraints from granitic plutonism on Proterozoic crustalgrowth of the Transverse Zone, Borborema Province, NE Brazil. Rev. Bras. Geoc., 29: 73-84.
Santos, E. J. ; Medeiros, V.C. 1998. New insights on Grenville-age and Brasiliano graniticplutonism of the Transverse Zone, Borborema Province, NE Brazil. In: CongresoLatinoamericano de Geología, 10, Buenos Aires, Actas, 2: 427-432.
Santos, E.J.; Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B. 1994. Investigação geocronológica U/Pb eSm/Nd em zona de colisão múltipla de arcos na região de Floresta (PE), Faixa Pajeú-Paraíba, Província Borborema. In: SBG/Núcleo BA-SE, Cong. Bras. Geol., 39, Salvador,Anais, 247-249.
Santos, E.J. & Brito Neves, B.B. 1993. Petrogenetic and tectonic setting of the Lagoas dasPedras magmatism, Floresta, state of Pernambuco, Borborema Province, Northeast Brazil.Acad. Bras. Ciênc., 65:131-139.
173
Santos, E. J. & Brito Neves, B. B. 1984. Província Borborema. In: Almeida, F. F. M.; Hasui, Y.(eds.). O Pré-Cambriano do Brasil. Edgar Blücher, São Paulo, 123-186.
Santos, E.J.; Coutinho, M.G.; Costa, M.P.; Ramalho, R. 1984. A região de dobramentosNordeste e a Bacia do Parnaíba, incluindo o cráton de São Luís e as bacias marginais. In:Schobbenhaus, C.; Campos; D.A.; Derzi, G.R.; Asmus, H.E. (eds.). Geologia do Brasil.DNPM, Brasília, 131-189.
Schimidt, M.W. 1992. Anphibole composition in tonalites as a function of pressure: anexperimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contrib. Mineral. Petrol., 110:304-310.
Schobbenhaus, C.; Campos, D.A.; Derze, G.R.; Asmus, H.E. 1982. Mapa Geológico do Brasil eda Área Oceânica adjacente, incluindo Depósitos Minerais. Escala 1:250000. Brasília,MME/DNPM.
Shelley, D. 1992. Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman & Hall, NewYork, 445p.
Sial, A.N. 1993. Constrasting metaluminous magmatic epidote-bearing granitic suites from twoprecambrian fold belts in Northeast Brazil. Acad. Bras. Cienc., 65: 141-162.
Sial, A. N. 1987. Granitic rocks in northeast Brazil. In: Intern. Symp. Granites Assoc. Miner., 1,Salvador, Anais, 61-69.
Sial, A.N. 1986. Granitic types in northeast Brazil: current knowledge. Rev. Bras. Geoc., 16: 54-72.
Sial, A.N. & Ferreira, V.P. 1988. Brasiliano age peralkaline plutonic rocks of the Centralstructural domain, NE Brazil. Rendiconti della Soc. Italiana Miner. Petrol., 43: 307-342.
Silva Filho, A.F. 1989. Shoshonitic and ultrapotassic intrusive suítes in the Piancó-Alto Brígidabelt, Pernambuco state, Brazil. Dept. Geol./Royal School of Mine/Imperial College, London,Tese de Doutorado, 422p.
Silva Filho, A.F.; Thompson, R.N.; Leat, P.T. 1987. Petrology of Terra Nova pluton, Brazil, andassociated ultrapotassic dykes. Rev. Bras. Geoc., 17: 481-487.
Silva, J.M.R.; Neves, S.P.; Mariano, G. 2003. Cinemática e geometria dos metassedimentos daparte SE da Faixa Pajeú-Paraíba (folha Surubim – estado de Pernambuco): nappes eretrocavalgamentos brasilianos?. In: SBG, Simp. Nac. Est. Tect., 9, Búzios, Bol. Res., 9-11.
Sobreira, M.N.M. 1995. O batólito potássico cálcio-alcalino de Serra da Lagoinha, estado daParaíba, nordeste do Brasil: petrologia e geoquímica. Pós-graduação em Geociências,UFPE, Recife, Dissertação de Mestrado, 95p.
Souza, Z.S. 1991. Petrogenèse dês métagranitoides du Complexe de Caicó, ProvinceBorborema (État du Rio Grande do Norte; Brésil). Mémoir de DESS, Centre Armoricaind´Etudes Structural de Socles, Rennes, 90p.
Souza, Z.S. ; Montel, J.M. ; Gioia, S.M.L.C. ; Hollanda, M.H.B.M. ; Nascimento, M.A.L. ; Jardimde Sá, E.F. ; Amaro, V.E. ; Pimentel, M.N. ; Lardeaux, J.M. ; Veschambre, M. 2006.Electron microprobe dating of monazite from high-T shear zones in the São José deCampestre Massif, NE Brazil. Gondwana Research, Vol.9: 441-455.
174
Souza, Z.S.; Martin, H.; Macedo, M.H.F.; Peucat, J.J.; Jardim de Sá, E.F. 1993. Un segment decroûte continentale juvénille d´âge protérozoique inférieur: le Complexe de Caicó (RioGrande do Norte, NE-Brésil). C. R. Acad. Sci. Paris, 316: 201-208.
Souza, Z.S. & Martin, H. 1991a. Aspectos petrográficos e texturais em terrenos de alto grau:exemplo do Complexo Caicó, RN, Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 14,Recife, Boletim 12, 244-246.
Souza, Z.S. & Martin, H. 1991b. Petrogênese dos metagranitóides do Complexo Caicó, RN, NEdo Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 14, Recife, Boletim 12, 175-177.
Speer, J.A. 1984. Micas in igneous rocks. In: Bailey, S.W. (ed.). Micas. Reviews in Mineralogy,13: 299-356.
Stacey, J.S. & Kramers, J.D. 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a twostage model. Earth and Planetary Sci. Letters, 26: 207-221.
Steiger, R.H. & Jager, E. 1977. Subcommission on Geochronology – convention and use ofdecay constants in geochronology and cosmochronology. Earth and Planetary Sci. Letters,36: 359-362.
Streckeisen, A.L., 1976. To each plutonic rock its proper name. Earth Sci. Rev., 12: 1-33.
TTTThiéblemont, D. & Tégyev, M. 1994. Une discrimination géochimique des roches différenciées
témoin de la diversité d´origine et de situation tectonique des magmas calco-alcalins. C. R.
Acad. Sci. Paris. II, 319: 87-94.
Thiéblemont, D. & Cabanis, B. 1990. Utilisation d´un diagramme (Rb/100)-Tb-Ta pour ladiscrimination géochimique et l´étude pétrogénétique dês roches magmatiques acides. Bull.
Soc. Géol. France, série 8, 6(1): 23-35.
Thompson, R.N. 1982. Magmatism of the British tertiary volcanic province. Scott. J. Geol., 18:49-107.
Trindade, R.I.F.; Dantas, E.L.; Babinski, M.; Van Schmus, W.R. 1999. Short-lived graniticmagmatism along shear zones: evidence from U-Pb zircon and sphene ages of Caraúbasand Tourão granites. In: South American Symp. on Isotope Geology, 2, Cordoba, Actas,143-144.
Trindade, R.I.F.; Hollanda, M.H.B.M.; Araújo, J.M.M.; Accioly, P.C.V.; Machado, M.F.M.; Araújo,M.G.S.; Costa, A.C.D.; Caldas, L.H.O.; Apoluceno, D.M.; Duarte, M.I.M.; Silva, G.L.P.;Araújo, M.A.T.; Medeiros, P.J.; Fernandes, N.H.; Alves, A.L.; Silva, R.P.; Jardim de Sá,E.F.; Souza, Z.S. 1993. Mapeamento geológico da região a sudeste de Barra de SantaRosa (PB): uma estrutura transtracional brasiliana. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol.Nord., 15, Natal, Boletim 13, 264-267.
Trompette, R. 1994. Neoproterozoic (~600 Ma) aggregation of Western Gondwana: a tentativescenario. Precambrian Res., 82: 101-112.
175
VVVVan Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B.; Williams, I.S.; Hackspacher, P.C.; Fetter, A.H.; Dantas,
E.L.; Babinski, M. 2003. The Seridó Group of NE Brazil, a late Neoproterozoic pre- to syn-collisional basin in West Gondwana: insights from SHRIMP U-Pb detrital zircon ages andSm-Nd crustal residence (TDM) ages. Precambrian Res., 127: 287-327.
Van Schmus, W.R.; Dantas, E.L.; Fetter, A.H.; Brito Neves, B.B.; Hackspacher, P.C.; Babinski,M. 1996. Neoproterozoic age for Seridó Group, NE Borborema Province, Brazil. In:SBG/Núcleo BA-SE, Cong. Bras. Geol., 39, Salvador, Anais, 6: 152-155.
Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B.; Hackspacher, P.C.; Babinski, M. 1995. U/Pb and Sm/Ndgeochronologic studies of the Eastern Borborema Province, Northeastern Brazil: Initialconclusions. J. South Amer. Earth Sci., 8: 267-288.
Vauchez, A., Neves, S.P.; Caby, R.; Corsini, M.; Egydio-Silva, M.; Arthaud, M.; Amaro, V.E.1995. The Borborema shear zone system, NE Brazil. J. South Am. Earth Sci., 8: 247-266.
WWWWatson, E.B. 1987. The role acessory minerals in granitoid geochemistry. In: Hutton Conference
of the Origen of Granites, Univ. Edinburg, 209-211.
Watson, E.B. & Harrison, T.M. 1984. Acessory minerals and the geochimical evolution of crustalmagmatic systems: a summary and prospectus of experimental approaches. Physics of the
Earth and Planetary Interiors, 35: 19-30.
Weinberg, R.F. 1996. Ascent mechanism of felsic magmas: news and views. Trans. R. Soc.
Edinburgh Earth Sci., 87: 95-103.
White, A.J.R. 1979. Sources of granitic magmas. Geol. Soc. Am., Abst., 11: 539.
Wilson, M. 1989. Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Chapman & Hall, London,466p.
Wones, D.R. 1989. Significance of the assemblage titanite + magnetite + quartz in graniticrocks. Am. Mineral., 74: 744-749.