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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
MATEUS DE ARAÚJO SILVA
MAGMATISMO GRANÍTICO NEOPROTEROZOICO NO DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ: GEOLOGIA E PETROLOGIA DO STOCK
SERRA DA ACAUÃ
Dissertação nº 209 / PPGG
NATAL/RN 2018
MATEUS DE ARAÚJO SILVA
MAGMATISMO GRANÍTICO NEOPROTEROZOICO NO DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ: GEOLOGIA E PETROLOGIA DO STOCK
SERRA DA ACAUÃ
Orientador: PROF. DR. ANTONIO CARLOS GALINDO (PPGG/UFRN)
Co-orientador:
DR. VLADIMIR CRUZ DE MEDEIROS (CPRM/SGB)
NATAL/RN 2018
Dissertação apresentada em 25 de julho de 2018, como parte dos requisitos apresentados para obtenção do título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, com área de concentração em geodinâmica, pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte.
MATEUS DE ARAÚJO SILVA
MAGMATISMO GRANÍTICO NEOPROTEROZOICO NO DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ: GEOLOGIA E PETROLOGIA DO STOCK
SERRA DA ACAUÃ
Natal, ____ de __________________ de ________.
BANCA EXAMINADORA:
___________________________________________________
Prof. Dr. Antonio Carlos Galindo (orientador) PPGG-UFRN
___________________________________________________
Prof. Dr. Marcos Antonio Leite do Nascimento PPGG-UFRN
___________________________________________________
Prof. Dr. Gorki Mariano (DGeo-UFPE)
Dissertação apresentada em 25 de julho de 2018, como parte dos requisitos apresentados para obtenção do título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, com área de concentração em geodinâmica, pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte.
Silva, Mateus de Araújo. Magmatismo granítico neoproterozoico no domínio Rio Piranhas-Seridó: geologia e petrologia do Stock Serra da Acauã / Mateusde Araújo Silva. - 2018. 78f.: il.
Dissertação (mestrado) - Universidade Federal do Rio Grandedo Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica. Natal, 2018. Orientador: Antonio Carlos Galindo. Coorientador: Vladimir Cruz de Medeiros.
1. Petrologia - Dissertação. 2. Plutonismo ediacarano -Dissertação. 3. Domínio Rio Piranhas-Seridó - Dissertação. 4.Stock Serra da Acauã - Dissertação. I. Galindo, Antonio Carlos.II. Título.
RN/UF/CCET CDU 552
Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRNSistema de Bibliotecas - SISBI
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET
Elaborado por Joseneide Ferreira Dantas - CRB-15/324
À minha mãe, maior investidora na minha educação e a responsável por tudo que há de melhor em mim.
AGRADECIMENTOS
A presente dissertação é o produto final de muito trabalho desenvolvido ao longo de
dois anos, o qual contou com orientações, apoios, auxílios e conselhos de pessoas e entidades.
Agradeço a todos que durante essa trajetória contribuíram de forma decisiva no decorrer das
diversas etapas deste trabalho.
Quero agradecer ao meu orientador, Prof. Dr. Antonio Carlos Galindo, pelos créditos
de confiança dados a mim, pelas palavras de incentivo e apoio, pelo exemplo de educador, de
grande “mestre” e de caráter. Agradeço também pelo conhecimento compartilhado, correções
e sugestões durante todas as etapas de elaboração deste trabalho.
À CPRM – Serviço Geológico do Brasil, mais especificamente a toda equipe do
Núcleo de Apoio Natal (NANA – SUREG/RE), por todo apoio logístico, financeiro.
Aproveito e deixo um abraço especial à Drª. Maria da Guia Lima, ao Dr. Vladimir Cruz de
Medeiros, aos mestres Rogério Cavalcante, Eugênio Pacelli Dantas, Alan Pereira da Costa,
Izaac Cabral e Alexandre Ranier Dantas pelos ensinamentos oferecidos, oportunidades dadas,
amizade adquirida e exemplos de caracteres.
Agradeço à Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior
(CAPES) pela concessão da bolsa de estudo.
Ao Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG - UFRN) e aos
professores doutores Frederico Castro Jobim Vilalva, Jaziel Martins Sá, Marcos Antonio
Leite do Nascimento, Raquel Franco de Souza e Zorano Sérgio de Souza pelas aulas dadas,
pela linha de pesquisa ofertada, pelo espaço físico cedido e pelo tempo dedicado às
orientações necessárias.
Aos meus colegas e amigos que compartilharam comigo momentos e sentimentos
diversos diariamente: Allyson Santos, Clarissa Dalan, Edson Junior, Filipe Macau, Hanna,
Hélio Fernando, Hélio Jr., Janaína Medeiros, João C. Alencar, José Alexandre da
Cunha, Karol Bezerra, Letícia Hudson, Luanna Azevedo, Lucas Henrique, Matchellon
Pinheiro, Matheus Mattos, Natália Rodrigues, Paulo Ricardo, Plínio Lima, Raí Roberto,
Roanny, Mineiro, Robson Rafael, Samir Valcácio, Tyrone Vilela e tantos outros...
“Há três caminhos para o fracasso: não ensinar o que se sabe, não praticar o que se ensina, e não
perguntar o que se ignora” (São Beda)
RESUMO
A atividade plutônica ediacarana consiste de uma das mais importantes feições
geológicas na Província Borborema, NE do Brasil. Nesse contexto se insere o Stock Serra da
Acauã (SSA), na porção leste do Domínio Rio Piranhas-Seridó (DPS), entre os municípios de
Currais Novos e Acari, estado do Rio Grande do Norte. O estudo integrado do SSA (geologia,
petrografia, geocronologia e geoquímica) pode trazer informações importantes para uma
melhor compreensão/discussão acerca do magmatismo granítico ediacarano no DPS.
Cartograficamente o referido stock ocupa uma área de 7km2 dividida em duas fácies: uma
equigranular fina a média (subordinada) e outra inequigranular média a fracamente porfirítica
(predominante), com fenocristais de K-feldspato de 1,0 a 3,0cm. Determinações U-Pb
(SHRIMP) em zircão apontaram uma idade ediacarana de c.a 578Ma para a sua cristalização,
próxima àquelas já encontradas para outros plutões ediacaranos no DPS. Petrograficamente as
rochas do SSA são biotita monzogranitos hololeucocráticos a leucocráticos (M=1,3%-9,9%),
com biotita sendo o máfico principal (0,5% a 8,1%). Minerais opacos, titanita, allanita, apatita
e zircão são traços e as fases minerais mais precoces. Geoquimicamente as rochas do SSA são
similares, fracamente peraluminosas (1,00 ≤ A/CNK ≤ 1,04), com coríndon normativo (0,11 –
0,59%) e de assinatura transicional entre rochas alcalinas e calcioalcalinas. A variação do
conteúdo de óxidos e elementos traços sugere o fracionamento de plagioclásio, biotita,
titanita, apatita e magnetita durante a cristalização do magma do SSA. O diagrama para
elementos terras-raras (ETR) mostra enriquecimento dos ETRL em relação aos ETRP, com
razões LaN/YbN entre 16,10 e 54,75, e anomalias negativas de Eu (Eu/Eu* de 0,66 a 0,90)
compatíveis com fracionamento de plagioclásio. Diagramas discriminantes de ambientes
tectônicos inserem o SSA no contexto de granitos tardi a pós-tectônicos em relação à
orogênese Brasiliana. A paragênese titanita-magnetita-quartzo em equilíbrio, além de
processos de martitização associado aos cristais de magnetita indicam fugacidade (fO2)
relativamente alta durante a evolução/cristalização do magma. Dados referentes à temperatura
de saturação de zircão somados aos diagramas discriminantes geoquímicos admitem associar
essas rochas a um regime similar a de granitos tipo I altamente fracionados do sul da China. O
conjunto total dos dados permite correlacionar o SSA ao contexto de granitoides
calcioalcalinos de alto potássio, tardi a pós-tectônicos do DPS.
Palavras-chave: Plutonismo ediacarano. Domínio Rio Piranhas-Seridó. Stock Serra da Acauã.
Petrologia.
ABSTRACT
The ediacaran plutonic activity consists of one of the most important geological
features in the Borborema Province, NE of Brazil. In this context, the Serra da Acauã Stock
(SAS) is inserted in the eastern portion of the Rio Piranhas-Seridó Domain (PSD), between
the Currais Novos and Acari cities, state of Rio Grande do Norte. The integrated SAS study
(geology, petrography, geochronology and geochemistry) may provide important information
for a better understanding/discussion about ediacaran granitic magmatism in PSD.
Cartographically, this stock has a surface area of 7km2 divided into two facies: one fine to
medium equigranular (subordinate) and a onother unequigranular medium to slightly
porphyritic (predominant), with K-feldspar phenocrysts of 1.0 to 3.0cm. U-Pb (SHRIMP)
determinations in zircon indicated an ediacaran age of c. 578 Ma for its crystallization, close
to those already found for other ediacaran plutons in DPS. Petrographically the SAS rocks are
hololeucocratic to leucocratic biotite-monzogranites (M = 1.3% -9.9%), with biotite being the
main mafic (0.5% to 8.1%). Opaque minerals, titanite, allanite, apatite and zircon are earliest
minerals. Geochemically the SAS rocks are similar, with a weakly peraluminous character
(1.00≤A/CNK≤1.04), with normative corundum (0.11 – 0.59%) and transition signature
between alkaline and calc-alkaline. The variation of the amount oxides and trace elements
suggests the fractionation of plagioclase, biotite, titanite, apatite and magnetite during the
crystallization of SAS magma. The Rare Earth Element (REE) diagram shows enrichment of
the LREE relative to the HREE, with LaN/YbN ratios between 16.10 and 54.75, and negative
Eu anomalies (Eu/Eu* = 0.66 – 0, 90) compatibles with plagioclase fractionation. Tectonic
discriminant diagrams insert the SAS in the context of late to post-tectonic granites in relation
to the Brasiliana orogenesis. The titanite-magnetite-quartz paragenesis in equilibrium, in
addition to the processes of marttitization associated with magnetite crystals indicate
relatively high fugacity (fO2) during the evolution/crystallization of magma. Data related to
the zircon saturation temperature added to the geochemical discriminant diagrams allow to
associate these rocks with a regime similar to that of highly fractionated I-type granites of
southern China. The total dataset allows correlating the SAS to the context of late to post-
tectonics high-K calc-alkaline granites of PSD.
Keywords: Ediacaran Plutonism. Rio Piranhas-Seridó Domain. Serra da Acauã Stock.
Petrology.
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO 10 1.1 Apresentação, objetivos e justificativa 11 1.2 Localização da área e vias de acesso 12 1.3 Materiais e métodos 14 1.3.1 Mineralogia de minerais opacos 14 1.3.2 Geocronológicos 15 1.3.3 Geoquímicos 15 2 GEOLOGIA REGIONAL 17 2.1 Província Borborema 18 2.2 Domínio Rio Piranhas-Seridó 20 2.2.1 Complexo Caicó 21 2.2.2 Grupo Seridó 22 2.3 Plutonismo ediacarano no Domínio Rio Piranhas-Seridó 23 2.3.1 Suíte shoshonítica (Shos) 26 2.3.2 Suíte calcioalcalina de alto K porfirítica (CalcAlcKP) 28 2.3.3 Suíte calcioalcalina de alto K equigranular (CalcAlcKEq) 28 2.3.4 Suíte calcioalcalina (CalcAlc) 29 2.3.5 Suíte alcalina (Alc) 29 2.3.6 Suíte alcalina charnoquítica (AlcCh) 30 3 ARTIGO – “O Stock Serra da Acauã: Um exemplo de granito tipo I
fracionado no Domínio Rio Piranhas-Seridó, NE do Brasil.” 32
3.1 Introdução 35 3.2 Geologia regional 36 3.3 Materiais e métodos 38 3.4 Resultados 40 3.4.1 Contexto geológico do Stock Serra da Acauã (SSA) 40 3.4.2 Geocronologia 42 3.4.3 Petrografia 43 3.4.3.1 Minerais opacos em seção polida 47 3.4.4 Geoquímica 49 3.4.4.1 Elementos maiores, menores e traços 49 3.4.4.2 Saturação em alumina e séries magmáticas 50 3.4.4.3 Elementos terras raras (ETR) e diagrama multielementos 55 3.4.4.4 Contexto tectônico 56 3.4.4.5 Condições de cristalização 57 3.5 Discussões e conclusões 59 3.6 Agradecimentos 62 3.7 Referências 62 4 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES GERAIS 69 REFERÊNCIAS 74
11
1.1. Apresentação, objetivos e justificativa
Esta dissertação consiste no requisito final para a obtenção do título de Mestre em
Geodinâmica e Geofísica, com área de concentração Geodinâmica, pelo Programa de Pós-
Graduação em Geodinâmica e Geofísica, sendo regida sob a orientação do eminente Professor
Doutor Antonio Carlos Galindo e co-orientação do Doutor Vladimir Cruz de Medeiros
(CPRM – Serviço Geológico do Brasil).
O documento exposto remete estudos desenvolvidos em uma área na porção central
seridoense potiguar, nordeste do Brasil, e tem por finalidade a caracterização petrológica do
Stock Serra da Acauã, doravante referido pela sigla SSA.
Todas as fases desse trabalho foram planejadas, desenvolvidas e concretizadas graças
ao amplo apoio logístico e financeiro do Serviço Geológico do Brasil – CPRM.
Inserido na porção setentrional da Província Borborema, NE do Brasil, (Almeida et
al. 1977, 1981), o SSA está relacionado a um amplo magmatismo de idade neoproterozoica,
associado ao ciclo orogênico Brasiliano (600 ±50 Ma). Este ciclo é também assinalado por
extensas zonas de cisalhamento, sendo considerado como o derradeiro evento importante de
formação de rochas e estruturas dúcteis na referida Província (Jardim de Sá 1994).
Nesse contexto, torna-se importante salientar que mesmo diante de copiosas
pesquisas relacionadas ao magmatismo neoproterozoico, no contexto de Domínio Rio
Piranhas-Seridó (Nascimento et al., 2015; Macedo Filho & Souza, 2016; Silva, 2016; Souza
et at., 2016; Souza et at., 2017), apontadas como notáveis contribuições, alguns corpos
carecem de estudos, a exemplo do SSA.
Portanto o estudo integrado do SSA (geologia, petrografia, geocronologia e
geoquímica) pode trazer uma melhor compreensão/discussão sobre o magmatismo granítico
ediacarano no DPS.
O trabalho também pode oferecer subsídios para futuros estudos que tenham como
escopo uma discussão acerca da relação magmatismo granítico ediacarano versus
mineralizações no DPS, uma vez que, no âmbito metalogenético, o SSA localiza-se na
Província Mineral do Seridó (PMS), porção leste do Domínio Rio Piranhas-Seridó (DPS). Tal
Província destaca-se por apresentar uma ampla variedade de recursos minerais, entre eles:
depósitos de W-Mo tipo skarn, ferro em BIF’s (banded iron formation), Ta-Nb e gemas
associados a pegmatitos, além de ouro em veios de quartzo.
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Como o SSA é o representante destas intrusões aflorantes que se encontra mais
próximo das mineralizações de tungstênio das Minas Brejuí, Boca de Lage e Barra Verde
(Currais Novos/RN), tornou-se um dos alvos de interesse do Serviço Geológico do Brasil.
Além disso, algumas datações U-Pb em zircão mostram que a fácies de granulação
média a fina, denominada de granitos tipo Dona Inês (Angelim et al., 2006) e de suíte
calcioalcalina de alto K equigranular (Nascimento et al., 2008 e 2015), é a linhagem que mais
se aproxima em termos de idade da fonte de fluidos responsáveis pelo transporte e/ou geração
das mineralizações de scheelita da PMS.
Essa comparação entre as idades dos corpos graníticos e das mineralizações de
scheelita foi evidenciada com trabalhos anteriores (Hollanda et al., 2012), onde, por meio de
dados geocronológicos Re-Os em molibdenitas associadas ao minério de scheelita, obteve-se
as idades de 555 ± 2 Ma para Brejuí, 524 ± 2 Ma (Bonfim) e 510 ± 2 Ma (Bodó), os três
principais depósitos de W da Faixa Seridó (Rio Grande do Norte – Paraíba). Tais idades são
próximas daquelas de granitos do tipo Dona Inês e de corpos pegmatíticos.
1.2. Localização da área e vias de acesso
A área de estudo está localizada entre os municípios de Currais Novos e Acari na
porção central do Estado do Rio Grande do Norte (também chamada de Seridó Potiguar).
Corresponde a uma poligonal de aproximadamente 16Km2, entre os meridianos e paralelos
36º31’45’’O a 36º44’0’’O e 6º21’0’’S a 6º24’0’’S.
O acesso à área, a partir de Natal-RN, se faz pela BR-226 percorrendo cerca de
185Km até a cidade de Currais Novos. Em seguida, segue-se pela BR-427 (sentido à cidade
de Acari) por mais 10km, a partir de onde se transita por várias estradas carroçáveis a
noroeste da área (Figura 1.1).
13
Figura 1.1 – Mapa de localização da área de estudo (retângulo vermelho), com os principais acessos.
14
1.3. Materiais e métodos
A estratégia aplicada para o andamento desse trabalho resume-se nas seguintes
etapas: (i) revisões bibliográficas; (ii) refinamento da mineralogia de minerais opacos; (iii)
tratamento de dados geoquímicos e (iv) geocronológicos; (v) discussão dos resultados e (vi)
conclusões. A integração dessas etapas permitiu a elaboração de um artigo científico e dessa
dissertação.
Quanto ao mapeamento geológico e a petrografia de minerais transparentes, os
materiais e métodos estão descritos no trabalho de conclusão de curso (Silva, 2016) do aluno
Mateus de Araújo Silva, autor desta dissertação.
1.3.1 Mineralogia de minerais opacos
Os minerais opacos foram estudados tanto ao microscópio óptico em luz refletida
quanto em Microscópio Eletrônico de Varredura – MEV. Para tal foram confeccionadas duas
seções polidas, sendo uma para cada fácies. A primeira etapa do polimento se processou com
o uso de pós de carbeto de silício (1500, 2.000 e 3.000 mesh) e água destilada, sobre uma base
de vidro. A segunda etapa se deu por meio do uso de panos de polimento combinados com
pasta diamantada (3 μm, 1 μm e ¼ μm) e lubrificante a base de álcool (DP-Lubricant Blue),
ambos da Struers®, respeitando-se um tempo médio (fases) de polimento de 30 min para cada
granulometria utilizada. Entre cada uma dessas fases, as amostras são lavadas com água e
detergente líquido, submetidas a banho por ultrassom, para remoção de eventuais partículas
não removidas na limpeza comum; em seguida seguem para o dessecador para retirada de
umidade e inibição da oxidação do material.
As análises das seções polidas no Microscópio Eletrônico de Varredura – MEV
foram feitas com um modelo TM3000, da Hitachi®, acoplado com o sistema de microanálise
EDS (Energy Dispersive X-Ray Spectrometer), modelo Quantax70 da Bruker®, operando a
uma tensão de aceleração de 15 k e respeitando um tempo médio de análise por ponto de 60s.
Esta etapa se desenvolveu nas dependências do Laboratório de Caracterização Estrutural de
Materiais da UFRN, permitindo, assim, uma análise semiquantitativa do conteúdo de minerais
opacos, bem como a obtenção de mapas elementais e de imagens de elétrons retroespalhados
(backscattered electrons).
15
1.3.2 Geocronológicos
Nesta etapa foram coletadas duas amostras para datação, sendo uma referente à
fácies equigranular fina a média (EFM), na porção mais setentrional da Serra da Acauã (RC-
1176a) e outra na porção meridional, a RC-1177a, na fácies inequigranular média a
fracamente porfirítica (IMFP). Estas amostras foram submetidas às técnicas padrões de
preparação, iniciando pela cominuição (britagem e moagem).
Posteriormente foi feita separação na bateia dos minerais mais densos; os minerais
pesados não-magnéticos foram então separados no Separador Frantz e os zircões decantados
utilizando líquidos densos; estas etapas foram realizadas no Laboratório de Preparação de
Amostras do Departamento de Geologia (DG) da Universidade Federal do Rio Grande do
Norte (UFRN). O material foi enviando ao CPGeo – USP para datação.
Os zircões selecionados foram fotografados por catodoluminescência (CL) usando
um detector CEN-TAURUS® com um intervalo dinâmico de comprimento de onda de 185-
850 nm acoplado a um microscópio eletrônico de varredura FEI Quanta 250 operando a 15
kV EHT e a uma distância de trabalho de 17 mm.
Após o imageamento, as composições isotópicas de U-Th-Pb foram determinadas
utilisando a técnica de microssonda iôncia de alta resolução e de alta sensibilidade (SHRIMP
IIe/MC– sensitive high resolution ion micro probe) do CPGeo/USP, obedecendo ao
procedimento analítico proposto por Sato et al. (2014).
Para o tratamento de dados foi utilizado o programa Squid 1.06 (Ludwig, 2002),
enquanto que os gráficos e o cálculo de idade foram realizados com auxílio do programa
Isoplot 4 (Ludwig, 2012).
1.3.3 Geoquímicos
Os dados geoquímicos a serem apresentados no decurso desse trabalho são
provenientes de um conjunto total de 10 amostras, onde 6 (seis) são da fácies inequigranular
média a fracamente porfirítica (IMFP), dominante no Stock, e outras 4 (quatro) da fácies
equigranular fina a média (EFM), subordinada. A preparação das mesmas e a obtenção dos
dados analíticos de elementos maiores, traço e terras raras ficaram a cargo da SGS Geosol® –
Laboratórios Ltda.
As análises dos elementos maiores e menores foram obtidas em rocha total por
fluorescência de raios X (FRX) em pastilhas fundidas com tetraborato de lítio, enquanto que
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elementos traços e terras raras foram determinados por espectrometria de massa com plasma
indutivamente acoplado (ICP-MS), após fusão com metaborato de lítio. A perda ao fogo foi
calculada pela diferença de peso após aquecer 0,2 g de amostra a 1000ºC. O erro analítico é
menor que 2% para os óxidos e que 5% para os elementos traços.
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2.1 Província Borborema
A Província Borborema compreende uma extensa entidade geotectônica localizada
no Nordeste brasileiro (Figura 2.1), conforme definida por Almeida et al. (1981). Ela é
limitada a norte e a leste pela Margem Continental Atlântica (incluindo as coberturas
fanerozoicas das Bacias Potiguar, Pernambuco-Paraíba e Sergipe-Alagoas), a oeste por rochas
sedimentares paleozoicas da Bacia do Parnaíba e a sul pelo Craton São Francisco e pelas
Bacias Tucano e Jatobá (Figura 2.2).
Figura 2.1 – Compartimentação do território brasileiro, segundo Schobbenhaus et al. (1984), com a Província Borborema de Almeida et al. (1981), correspondentes às áreas 1 e 2 na figura.
Ela é consistida de unidades tectônicas estabilizadas durante a Orogênese Brasiliana
em torno de 600 ±50 Ma, último evento pré-cambriano importante, caracterizado por um
volumoso plutonismo granítico associado a extensas zonas de cisalhamento transcorrentes, em
sua maioria dextrais (Jardim de Sá, 1994). Sua evolução culminou com a convergência dos
cratons África Ocidental-São Luís e São Francisco-Congo durante a colagem do Gondwana
Ocidental há 600 Ma (Brito Neves et al., 2000).
Segundo Medeiros (2004), Angelim et al. (2006) e Medeiros et al. (2011), diversos
modelos de evolução/compartimentação tectônica foram elaborados para a Província
Borborema. Alguns autores (Davison, 1987; Jardim de Sá et al., 1992, 1997; Jardim de Sá,
1994; Medeiros et al., 2011; Santos, 1999, 2000; Campelo, 1999; entre outros) se rendem à
proposta de aplicação de terrenos alóctones, seguindo a concepção de Coney et al. (1980),
19
Jones et al. (1982), Howell (1989, 1995), Coney (1989), muito embora, vale ressaltar, que os
terrenos propostos e seus respectivos limites enfrentam alguns problemas e críticas, já
levantadas na literatura, conforme Neves & Mariano (1997).
Por outro lado, muitos autores se baseiam na subdivisão em faixas
dobradas/supracrustais (associadas à orogênese brasiliana, com a predominância de mateiral
metavulcanosedimentar proterozoico) e maciços medianos (exposições do embasamento
gnáissico-migmatítico, de idade arqueana a paleoproterozoica), bem como em domínios
estruturais (Brito Neves, 1975; Almeida et al., 1976; Schobbenhaus et al., 1984; Santos e
Brito Neves, 1984; Santos et al., 1984; Jardim de Sá et al., 1988; Caby et al., 1991; Jardim de
Sá, 1994; Neves et al., 2008 e 2015).
Figura 2.2 – Província Borborema compartimentada em domínios. Fonte: Medeiros et al. (2017).
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Van Schmus et al. (1997) dividiram a referida província em três domínios tectônicos
fundamentais: (i) O Domínio Norte, situado a norte da zona de cisalhamento Patos,
caracterizado por uma forte contribuição de crosta arqueana e paleoproterozoica. (ii) O
Domínio Central compreendido pelas zonas de cisalhamento Patos a norte e a zona de
cisalhamento Pernambuco a sul, correspondente ao Domínio da Zona Transversal (Jardim de
Sá, 1994); (iii) e o Domínio Sul, entre o Lineamento Pernambuco e o Cráton do São
Francisco. Nestes dois últimos, predominariam terrenos de idades mesoproterozoicas e
neoproterozoicas. Delgado et al. (2003) renomearam estes três domínios tectonoestruturais,
respectivamente, de Sub-província Setentrional, Sub-província da Zona Transversal e Sub-
província Meridional. Modelos mais novos (Medeiros e Jardim de Sá, 2009; Medeiros et al.,
2017), sub-dividem a província em até 9 domínio (Figura 2.2).
2.2 Domínio Rio Piranhas-Seridó (DPS)
O Domínio Rio Piranhas-Seridó foi designado por Angelin et al (2006). Ele se
encontra localizado na porção central do Domínio Norte da Província Borborema de Van
Schmus et al. (1997), sendo limitado tectonicamente a oeste com o Domínio Jaguaribeano
pela zona de cisalhamento Portalegre e, a leste, com Domínio São José do Campestre por
meio da zona de cisalhamento Picuí-João Câmara (Figura 2.3).
Este Domínio é composto por um embasamento gnáissico-migmatítico de idade
paleoproterozoica (Riaciano), representante do Complexo Caicó, e por augen gnaisses
graníticos riacianos e estaterianos, sotopostos a um conjunto de rochas supracrustais de
natureza metavulcanossedimentar e de idades neoproterozoicas, representantes do Grupo
Seridó (Formações Jucurutu, Equador e Seridó, da base para o topo. Intrudindo todas as
unidades supracitadas há uma série de corpos, em sua maioria, batólitos, stocks e diques
associados a um intenso plutonismo granítitco brasiliano/panafricano, a exemplo do próprio
SSA.
21
Figura 2.3 – Compartimentação tectônica da porção centro-norte da Província Borborema, segundo Medeiros et al. (2012a), com a localização da área de estudo.
2.2.1 Complexo Caicó
Inserido no Domínio Rio Piranhas-Seridó da Província Borborema, Nordeste do
Brasil, o Complexo Caicó foi inicialmente definido por Meunier (1964) e por Ferreira &
Albuquerque (1969) como uma sequência litológica de alto grau metamórfico, constituída,
basicamente, por gnaisses e migmatitos, que incluem indistintamente litotipos do Grupo São
Vicente de Ebert (1969).
Jardim de Sá (1994) o define como um embasamento gnáissico-migmatítico,
incluindo supracrustais mais antigas, em caráter subordinado.
Mais recentemente, o Complexo Caicó foi descrito como composto
predominantemente por ortognaisses bandados migmatizados de tonalidades cinzas,
abrangendo rochas graníticas a dioríticas calcioalcalinas de alto K, com anfibolitos
subordinados (Souza et al., 1993, 2007; Hollanda et al., 2011).
Predominam rochas de granulação média (gnaisses bandados) com alternâncias de
camadas máficas, variando em composição de gabro a diorito, e félsicas, de composição
granodiorítica a tonalítica. Podem incluir augen gnaisses e veios aplíticos finos (suíte G1),
intrusivos em uma sequência supracrustal mais velha (usualmente não muito bem preservada).
Lentes de mármores, quartzitos, kinzigitos e calcissilicáticas ocorrem localmente associadas
aos gnaisses bandados (Souza et al., 2007).
22
Essas unidades são cortadas por sheets de augen gnaisses médio a grossos e diques
máficos a ultramáficos (anfibolitos) incluindo metaleucogabros da suíte Poço da Cruz
(Ferreira, 1998), correspondendo aos granitoides tipo G2 de Jardim de Sá et al. (1981).
Trabalhos como o de Dantas (1992), que atribui as idades de 2.156,1 ± 5,6Ma em
biotita augen gnaisse granodiorítico, 2.151,7 ± 7,6 Ma em metagabro e 2.146,5 ± 4,4Ma em
hornblenda-biotita ortognaisse tonalítico, como sendo idades de cristalização dessas rochas,
condizem com o resultado de trabalhos mais novos, a exemplo de Hollanda et al. (2011), ao
afirmarem que a atividade magmática paleoproterozoica mais importante no Domínio Seridó-
Jaguaribe está, sem dúvidas, situada no período Riaciano.
Para tal afirmação estes autores se basearam em novos dados de U-Pb (SHRIMP) em
zircão e Sm-Nd de augen gnaisses, previamente considerados magmas sin-tectônicos ao
evento orogênico de c. 2.0 Ga (“Transamazônico”). Esses novos dados mostram que eles são
isotopicamente indistintos do embasamento Caicó, datado de 2,15-2,20 Ga.
Os zircões estudados dos plutons de São José do Seridó, Santana do Matos e Antônio
Martins por Hollanda et al. (2011) revelaram idades de cristalização de 2,25, 2,21 e 2,17 Ga
(MSWD entre 0,8 e 2,2). Uma idade similar foi obtida para os metaleucogabros (c. 2,21 Ga)
intrusivos na sequência supracrustal de Santa Luzia, mais velha, datada de 2,40 Ga. Augen
gnaisses grossos de Serra Negra apresentaram idades de 1,74 Ga, indicando um
prolongamento da atividade magmática para o Estateriano.
A idade obtida por Hollanda et al. (2011) no corpo situado a sudoeste de São José do
Seridó está em consonância com as idades obtidas por Medeiros et al. (2012b) para a região
de Serra da Formiga e Florânia (RN), respectivamente, 2,17 Ga e 2,25 Ga, concordando com
as propostas de Hackspacher et al. (1986), Dantas (1992), Legrand et al. (1991), Petta (1995),
Souza et al. (2007), entre outros, que associaram estes corpos de augen gnaisses com unidades
do Complexo Caicó.
2.2.2 Grupo Seridó
Jardim de Sá & Salim (1980) e Jardim de Sá (1994) dividiram o Grupo Seridó em
três unidades: (i) Formação Jucurutu, na base, formado por (±anfibólio)-biotita paragnaisses,
litologia dominante, e intercalações de mármores, quartzitos, micaxistos, rochas
calcissilicáticas, formações ferríferas, metavulcânicas e metaconglomerados; (ii) Formação
Equador, unidade intermediária, composta principalmente por quartzitos, com intercalações
23
de metaconglomerados; (iii) Formação Seridó, no topo, composta por micaxistos diversos
(aluminosos, feldspáticos, etc.) e intercalações subordinadas de mármores, metavulcânicas,
rochas calcissilicáticas e metaconglomerados. Essas três formações são consideradas como
parte de um mesmo megaciclo de sedimentação, sem discordâncias regionais intervenientes
(Figura 2.4).
Trabalhos de datação de Van Schmus et al. (2003) pelo método U-Pb (SHRIMP) em
zircões detríticos na Formação Jucurutu mostraram uma idade mínima de 634 ± 13 Ma,
sinalizando uma provável idade ediacarana para a sedimentação desta sequência. Estes
mesmos autores encontraram para a sedimentação da Formação Seridó uma idade mínima de
628 ± 16 Ma, também indicando uma idade ediacarana para esta Formação.
Os sedimentos do Grupo Seridó seriam provenientes de fontes tão antigas como o
Arqueano e tão jovens como 650 Ma. Idades Modelos Sm-Nd (TDM) para várias amostras de
metassedimentos representam uma mistura de composições de Nd para muitas fontes, e as
idades modelo 1,2-1,6 Ga não se relacionam com nenhum grande evento geológico específico
no nordeste do Brasil (Van Schmus et al., 2003).
Van Schmus et al. (2003) concluiram que um curto ciclo tectônico extensional e
contracional entre 700 e 600 Ma pode ter originado a bacia e sua subsequente deformação.
Este ciclo tectônico poderia ter ocorrido em um ambiente extensional de back-arc, próximo a
uma margem continental ativa.
Hollanda et al. (2015) obtiveram idades semelhantes para zircões detríticos nas
Formações Jucurutu e Seridó, concordando com os dados e levantamentos anteriores,
entretanto tais autores ressaltam que não obtiveram idades ediacaranas nos zircões detríticos
da Formação Equador.
2.3 Plutonismo Ediacarano
A atividade plutônica ediacarana a cambriana constitui uma das mais importantes
feições geológicas da Província Borborema. Ela é representada por dezenas de batólitos,
stocks e diques (Figura 2.5), ocorrendo com características texturais,
petrográficas, geoquímicas e geocronológicas distintas.
24
Figura 2.4 – Relações estratigráficas na Faixa Seridó conforme a Figura 4.20 de Jardim de Sá (1994).
Segundo Nascimento et al. (2015) várias tentativas de classificação foram propostas
para este plutonismo, com base em parâmetros tectônicos e, posteriormente, dados
petrográficos.
Almeida et al. (1967) posicionaram as rochas plutônicas da Província Borborema
com respeito ao Ciclo Brasiliano em: granitóides sin-tectônicos, subdivididos nos tipos
Itaporanga (porfirítico) e Conceição (equigranulares); e granitoides tardi-tectônicos,
compreendidos nos tipos Catingueira e Itapetim.
Jardim de Sá et al. (1981) sugeriram uma classificação baseada em parâmetros
estruturais, reagrupando os granitoides relacionados ao evento Brasiliano nos subtipos Gx
(rochas básicas a intermediárias), G3 (granitos e granodioritos porfiríticos ou equigranulares)
e G4 (leucogranitos tardios).
Até então as classificações envolvendo os granitoides ediacaranos do extremo
nordeste da Província Borborema baseavam-se em dados apenas tectonoestruturais, segundo a
concepção dos autores anteriormente citados.
25
Figura 2.5 – Compartimentação geológica da porção extremo NE da Província Borborema, ressaltando os diversos batólitos, stocks e diques ediacaranos, bem como os domínios Jaguaribeano, Rio Piranhas-Seridó e São José do Campestre (Medeiros et al, 2010), com a localização da área do Pluton Granítico Serra do Acauã.
Posteriormente a isso, Sial (1987) individualizou quatro grandes grupos de
granitoides para a Província Borborema, por meio de dados geoquímicos, classificando-os nos
grupos Cálcio-alcalino Potássico, Cálcio-alcalino, Trondhjemítico e Peralcalino.
Jardim de Sá (1994) distinguiu as suítes básica a intermediária, porfirítica e
leucogranítica, às quais foram adicionadas rochas com afinidades shoshonítica (Galindo et al.,
1997a) e alcalina (Galindo 1993; Araújo et al., 1993; Hollanda 1998; Nascimento 1998;
Nascimento et al., 2000).
Foram reconhecidos no trabalho de Ferreira et al. (1998) nove grupos de granitoides
e sienitoides na Província Borborema, de acordo com critérios petrográficos e geoquímicos,
mas segundo Nascimento et al. (2008) apenas cinco desses grupos são constatados nos
Domínios Rio Piranhas-Seridó e São José do Campestre. Sendo eles: calcioalcalino de alto K
com e sem epidoto magmático, peralcalino, shoshonítico e cálcio alcalino peraluminoso.
26
Angelim et al. (2006) agruparam as rochas graníticas encontradas no Estado do Rio
Grande do Norte em cinco suítes intrusivas, denominadas de São João do Sabugi, Itaporanga,
Dona Inês, Catingueira e Umarizal.
Em trabalhos mais recentes Nascimento et al. (2008 e 2015), utilizando critérios de
campo, petrográficos e geoquímicos,agruparam os granitoides do Domínio Rio Grande do
Norte em seis diferentes suítes: shoshonítica (gabros, dioritos a quartzo monzonitos),
calcioalcalina de alto K porfirítica (predominam monzogranitos com fenocristais de K-
feldspato), calcioalcalina de alto K equigranular (monzogranitos equigranulares ou
microporfiríticos), calcioalcalina (granodioritos a tonalitos inequigranulares, médios a
grossos), alcalina (composta por alcalifeldspato granito com quartzo alcalifeldspato sienito e
sienogranitos subordinados) e alcalina charnoquítica (quartzo mangeritos a charnoquitos, de
granulação média a grossa e inequigranulares), conforme a Figura 2.6. Essas suítes são
resumidamente descritas a seguir. A Tabela 2.1 mostra uma compilação dessas várias
propostas e uma correlação entre as mesmas.
2.3.1 Suíte shoshonítica (Shos)
Segundo Nascimento et al. (2008, 2015) a suíte shoshonítica ocorre como pequenos
corpos isolados (Quixaba, São João do Sabugi, Casserengue, Riachão e Poço Verde) ou
associados às suítes calcioalcalina de alto potássio (Prado, Serra do Lima, Catolé do Rocha,
São José de Espinharas, Acari, Totoró, Cardoso, Barcelona) e calcioalcalina (Serra da
Garganta) desenvolvendo feições de mistura mecânica (mingling) e hibridização (mixing). Ela
abrange rochas variando em composição de gabro ou diorito a quartzo monzonito, com
textura fina a média (algumas vezes grossa nos tipos gabroicos), equigranular ou
inequigranular porfirítico, este último com fenocristais de plagioclásio do tipo oligoclásio a
andesina. A mineralogia máfica é composta por hornblenda, com composição de Fe-edenita a
hastingsita, e biotita. Os acessórios mais comuns são titanita, minerais opacos (magnetita e/ou
ilmenita), zircão e apatita. Nessas rochas o SiO2 varia entre 46,7 e 61,5%, enquanto Fe2O3
(4,9 – 14,9%), MgO (0,4 – 11,9%), CaO (3,0 – 9,9%) e TiO2 (0,5 – 3,1%) são altos. Em
diagramas de variação do tipo Harker, Fe2O3, MgO, CaO e TiO2 apresentam correlação
negativa com o SiO2. Tais rochas correspondem aos tipos menos diferenciados dentre as
suítes de Nascimento et al. (2015).
27
Tabela 2.1 – Correlação entre as principais classificações de rochas plutônicas brasilianas na Província Borborema.Adaptado de Nascimento et al (2015).
28
2.3.2 Suíte calcioalcalina de alto K porfirítica (CalcAlcKP)
A suíte calcioalcalina de alto potássio porfirítica é ressaltada por Nascimento et al.
(2008 e 2015) como a mais abundante volumetricamente, ocorrendo como batólitos
(Caraúbas, Tourão, Serra do Lima, Catolé do Rocha, Serra Branca, Serra João do Vale, São
Rafael, Acari, Barcelona e Monte das Gameleiras), ou associada com outras tipos rochosos,
especialmente aqueles da suíte shoshonítica. Texturalmente é representada por uma fácies
porfirítica conhecida como “dente de cavalo”, contendo grandes fenocristais de K-feldspato
(até 15 cm de comprimento), com fina borda de plagioclásio sódico. Tal fácies é dominante na
maior parte dos maciços graníticos, tais como nos batólitos de Acari (Jardim de Sá et al.,
1986), Monte das Gameleiras (Galindo 1982), São José de Espinharas (Jardim de Sá et al.,
1987), Patu-Caraúbas (Galindo 1993), Barcelona (Cavalcante 2003, 2015; Archanjo 1993) e
Pombal (Archanjo 1993). Outras variedades faciológicas, com fenocristais de K-feldspato
inferiores a 5 cm, também são consideradas.
Petrograficamente predominam monzogranitos, embora granodioritos e quartzo
monzonitos também ocorram, contendo plagioclásio (principalmente oligoclásio), microclina
e quartzo são as fases minerais dominantes. Biotita, anfibólio (hornblenda hastingsítica a
ferro-edenítica), titanita, epidoto, alanita, zircão, apatita e opacos (magnetita, ilmenita) são
acessórios. Essa suíte apresenta uma variação de SiO2 entre 62,0 e 76,2%, ela é enriquecida
em álcalis (K2O+Na2O= 7,4 – 10,8%), com uma razão K2O/Na2O entre 0,8 e 2,1. Os
diagramas de variação do tipo Harker exibem correlação negativa de Al2O3, Fe2O3(t), MgO,
CaO, TiO2 e P2O5 com SiO2. Ba, Sr e Zr têm comportamento compatível. O espectro de
elementos terras raras varia de leve a fortemente fracionado, com um amplo intervalo da razão
LaN/YbN= 13,1 a 162,8 e com anomalias negativas de Eu (Eu/Eu* = 0,3 e 0,9). São
metaluminosas a levemente peraluminosas, de caráter transicional entre os termos
calcioalcalino e alcalino.
2.3.3 Suíte calcioalcalina de alto K equigranular (CalcAlcKEq)
As rochas da suíte calcioalcalina de alto K equigranular ocorrem na forma de
enxames de diques e soleiras, corpos isolados, ou no contexto dos maciços polidiapíricos (da
suíte calcioalcalina de alto K porfirítico) no Acari, São José de Espinharas e Catolé do Rocha,
por exemplo. Composicionalmente são monzogranitos, equigranulares ou microporfiríticos,
de textura média a fina. Plagioclásio (oligoclásio), microclina e quartzo são os minerais
29
essenciais. A mineralogia acessória é composta por biotita (±anfibólio), titanita, epídoto,
apatita, zircão, allanita, opacos e turmalina, com algumas fácies contendo granada. Essa suíte
exibe um conteúdo de SiO2 de 66,7 – 76,5%, com altas razões K2O/Na2O (0,8 – 4,4%).
Diagramas de variação do tipo Harker mostram uma correlação negativa para Al2O3, Fe2O3(t),
MgO, CaO, TiO2 e Na2O, similar à suíte CalcAlcKP. Ba, Sr e Zr são compatíveis. Os padrões
de elementos terras raras apresentam anomalias negativas de Eu (Eu/Eu* = 0.2 e 0.9).
Geoquimicamente são rochas peraluminosas a metaluminosas com A/CNK entre 0,9 e 1,4.
Tanto a CalcAlcKP quanto a CalcAlcKEq variam entre características de rochas magnesianas
e ferrosas.
2.3.4 Suíte calcioalcalina (CalcAlc)
Os plutons da suíte calcioalcalina referidos por Nascimento et al. (2015) ocorrem no
norte central e nordeste do Domínio Rio Piranhas-Seridó, correspondendo aos plutons Serra
da Garganta (Medeiros et al., 2010) e Serra Verde. Essa suíte é composta por granodioritos a
tonalitos inequigranulares, de granulação média a grossa, marcada por fenocristais de
plagioclásio (andesina) milimétricos a centimétricos, que somados a quartzo e microclina
compõem a assembléia essencial. A mineralogia acessória consiste-se de biotita, anfibólio,
titanita, minerais opacos, allanita, além de epídoto, apatita e zircão. O conteúdo de SiO2 varia
de 60,5 a 67,9%, com baixa razão K2O/Na2O (0,5 – 1,2%). Os diagramas de variação do tipo
Harker mostram correlação negativa para Al2O3, Fe2O3(t), MgO, CaO, TiO2 e Na2O,
semelhante às suítes CalcAlcKP e CalcAlcKEq. Os traços Zr, Nb e Y são compatíveis. As
anomalias de Eu, em algumas amostras, são negativas (Eu/Eu*= 0,3 e 1,0). Geoquimicamente
são rochas peraluminosas a metaluminosas, com razões A/CNK entre 0,9 e 1,2.
Diferentemente das suítes anteriormente, esta é claramente magnesiana e de afinidade
dominantemente calcioalcalina.
2.3.5 Suíte alcalina (Alc)
A suíte alcalina é representada por cinto plutons na porção oriental do Domínio Rio
Piranhas-Seridó, referidos por Nascimento et al. (2008 e 2015) como: Caxexa, Serra do
Algodão, Serra do Boqueirão, Olho D’água e a fácies alcalina do Pluton Japi (Araújo et al.,
1993; Hollanda 1998; Nascimento 1998; Nascimento 2000).
30
Petrograficamente é composta por álcali-feldspato granito com quartzo álcali-
feldspato sienito e sienogranitos subordinados, de textura equigranular, por vezes com
acamamento ígneo preservado. Aeregina-augita/augita sódica e hedembergita, as quais podem
se transformar em anfibólio (riebeckita), são os principais minerais máficos. Além disso,
granada rica na molécula da andradita ocorre como mineral máfico nos plutons Caxexa, Serra
do Algodão e Serra do Boqueirão. O plagioclásio geralmente é albita e os acessórios mais
comuns são titanita, apatita, zircão, allanita, magnetita e ilmenita.
2.3.6 Suíte alcalina charnoquítica (AlcCh)
A suíte alcalina charnoquítica é representada pelo Pluton Umarizal, situado a oeste
do Domínio Rio Piranhas-Seridó. As rochas dessa suíte são formadas por quartzo mangeritos
e charnoquitos de textura fina a média, ambos inequigranulares. A assembléia máfica pode
incluir olivina do tipo faialita ou Fe-hiperstênio, além de hedenbergita, hornblenda Fe-
edenítica e biotita. O plagioclásio é do tipo oligoclásio e sua mineralogia acessória é definida
por zircão, apatita, allanita, magnetita e ilmenita (Galindo 1993).
31
Figura 2.6 – Arcabouço geológico do Domínio Rio Piranhas-Seridó, NE da Província Borborema, com ênfase no magmatismo ediacarano a cambriano (adaptado de Nascimento et al., 2015), com localização da área de estudo. Legenda: a – Coberturas mesocenozoicas; b – Suíte Shoshonítica; c – Suíte Calcioalcalina de alto K Porfirítica; d – Suíte Cálcio-alcalina de alto K Equigranular; e – Suíte Calcioalcalina; f – Suíte Alcalina; g – Suíte Alcalina Charnoquítica; h– Embasamento gnáissico-migmatítico paleoproterozoico; i – Grupo Seridó; j – Zonas de Cisalhamento transcorrentes neoproterozoicas; k - Zonas de Cisalhamento contracionais-transpressivas neoproterozoicas; l - Zonas de Cisalhamento extensionais neoproterozoicas; m - cidades; n - capital do Estado.
33
Este artigo foi produzido por Mateus de Araújo Silva, autor dessa dissertação, sob a
orientação, supervisão e auxílio do Professor Dr. Antonio Carlos Galindo, e contou com o
assistência da Professora Dra. Raquel Franco de Souza, bem como do Dr. Vladimir Cruz de
Medeiros e do Msc. Rogério Cavalcante, ambos geólogos da CPRM – Serviço Geológico do
Brasil. Este trabalho foi submetido para a resvita “Geologia USP – Série Científica”.
O STOCK SERRA DA ACAUÃ: UM EXEMPLO DE GRANITO TIPO I
FRACIONADO OXIDADO NO DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ, NE DO
BRASIL.
The Serra da Acauã Stock: an example of oxidized fractionated I-type granite in the Rio
Piranhas-Seridó Domain (PSD), northeast of Brazil.
Mateus de Araújo Silva1 ([email protected]),
Antonio Carlos Galindo1,2 ([email protected]),
Raquel Franco de Souza2 ([email protected]),
Rogério Cavalcante3 ([email protected]),
Vladimir Cruz de Medeiros3 ([email protected])
1Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofísica, UFRN, Avenida Senador Salgado
Filho, 3000, Caixa Postal 1596, Bairro Lagoa Nova, CEP 59078-970, Natal, RN; 2Departamento de Geologia, UFRN, Natal, RN; 3CPRM – Serviço Geológico do Brasil.
34
RESUMO
O Stock Serra da Acauã (SSA) está inserido no contexto da atividade plutônica
ediacarana, uma das mais importantes feições geológicas na Província Borborema, NE do
Brasil, mais precisamente na porção leste do Domínio Rio Piranhas-Seridó (DPS).
Cartograficamente o SSA está dividido em duas fácies: uma equigranular fina a média e outra
inequigranular média a fracamente porfirítica com fenocristais de K-feldspato. Determinações
U-Pb em zircão apontaram uma idade ediacarana de c.a 578 Ma para a sua cristalização.
Petrograficamente as rochas do SSA são biotita monzogranitos hololeucocráticos a
leucocráticos (M=1,3%-9,9%), com biotita sendo o máfico principal (0,5% a 8,1%). Minerais
opacos, titanita, allanita, apatita e zircão são traços e as fases minerais mais precoces.
Geoquimicamente as rochas do SSA são similares, de caráter fracamente peraluminoso (1,00
≤ A/CNK ≤ 1,04), com coríndon normativo e de assinatura transicional entre rochas alcalinas
e calcioalcalinas. A variação do conteúdo de óxidos e elementos traços sugere o
fracionamento de plagioclásio, biotita, titanita, apatita e magnetita durante a cristalização do
magma do SSA. O diagrama para elementos terras-raras (ETR) mostra enriquecimento dos
ETRL em relação aos ETRP, com razões LaN/YbN entre 16,10 e 54,75, e anomalias negativas
de Eu (Eu/Eu* de 0,66 a 0,90) compatíveis com fracionamento de plagioclásio. Dados
referentes à temperatura de saturação de zircão somados aos diagramas discriminantes
geoquímicos permitem associar essas rochas a um regime similar ao de granitos tipo I
altamente fracionados do sul da China. O conjunto de dados permite correlacionar o SSA ao
contexto de granitoides calcioalcalinos de alto potássio, tardi a pós-tectônicos do DPS.
Palavras-chave: Plutonismo ediacarano; Domínio Rio Piranhas-Seridó; Stock Serra
da Acauã; Petrologia.
ABSTRACT
The Serra da Acauã Stock (SAS) is inserted in the context of Ediacaran plutonic
activity, one of the most important geological features of the Borborema Province, NE of
Brazil, more precisely in the east portion of the Rio Piranhas-Seridó Domain (PSD).
Cartographically, the SSA is divided into two facies: one fine to medium equigranular and
onother unequigranular medium to slightly porphyritic, with K-feldspar phenocrysts. U-Pb
determinations in zircon indicated an ediacaran age of c. 578 Ma for its crystallization.
Petrographically, SAS rocks are hololeucocratic to leucocratic biotite-monzogranites (M =
35
1.3% -9.9%), with biotite being the main mafic (0.5% to 8.1%). Opaque minerals, titanite,
allanite, apatite and zircon are the earliest minerals. Geochemically the SSA rocks are similar,
with a weakly peraluminous character (1.00 ≤ A / CNK ≤ 1.04), with normative corundum
and transition signature between alkaline and calc-alkaline. The variation of the amount of
oxides and trace elements suggests the fractionation of plagioclase, biotite, titanite, apatite and
magnetite during crystallization of SAS magma. The diagram for the rare earth element
(REE) groups shows the enrichment of the LREE relative to the HREE, with the LaN / YbN
ratios between 16.10 and 54.75, and negative anomalies of Eu (Eu/Eu* of 0,66 to 0,90)
compatible with plagioclase fractionation. Data related to zircon saturation added to
geochemical discriminant diagrams have the potential to associate these rocks to a regime
similar to the most fragmented I-type granites in southern China. The data set allows
correlating the SAS to the context of late to post-tectonics high-K calc-alkaline granites of
DPS.
Keywords: Ediacaran Plutonism; Rio Piranhas-Seridó Domain; Serra da Acauã
Stock; Petrology.
3.1 Introdução
Um abundante magmatismo plutônico ediacarano, juntamente com uma intensa
trama de zonas de cisalhamento (na sua grande maioria com transcorrências de cinemática
dextral) são considerados as mais importantes feições geológicas da Província Borborema
(Almeida et al., 1981), NE do Brasil. No Domínio Rio Piranhas-Seridó (DPS), extremo NE da
referida Província, este magmatismo é representado por uma série de corpos/plutões sin a pós-
orogênicos compondo batólitos, stocks e diques, contexto no qual se insere o Stock Serra da
Acauã (SSA). Embora existam notáveis contribuições nos últimos anos relacionadas a tal
magmatismo (Nascimento et al., 2015; Macêdo Filho e Souza, 2016; Campos et al., 2016;
Silva, 2016; Souza et al., 2016, Souza et al., 2017), alguns corpos carecem de estudos
petrológicos e geoquímicos mais detalhados. Diante disso, o estudo integrado do SSA
(geologia, petrografia, geocronologia e geoquímica) pode trazer informações importantes para
uma melhor compreensão/discussão acerca do magmatismo granítico ediacarano no contexto
do DPS.
36
3.2 Geologia regional
Diversos modelos de compartimentação tectônica foram elaborados para a Província
Borborema (PB) definida por Almeida et al. (1981): Jardim de Sá (1994), Van Schmus et al.
(1997), Bizzi et al. (2003) e Delgado et al. (2003). Nos trabalhos citados os autores tomaram
por base tanto a subdivisão da PB em faixas dobradas/supracrustais, como em maciços
medianos, ou em domínios estruturais.
Angelim et al. (2006) designaram o DPS, localizado na porção setentrional da PB
(Figura 3.1). Esse domínio é composto de um embasamento gnáissico-migmatítico, com
rochas riacianas (Complexo Caicó e Suíte Poço da Cruz), e por algumas ocorrências de idades
neoarqueanas (Cavalcante et al., 2018) e estaterianas (Medeiros et al., 2012; Costa et al.,
2015; Medeiros et al., 2017). Sobre elas repousa um conjunto de rochas supracrustais, de
natureza metavulcanossedimentar de idade neoproterozoica, o chamado Grupo Seridó.
Intrudindo as unidades supracitadas há dezenas de batólitos, stocks e diques associados a um
intenso plutonismo granítitco brasiliano/panafricano, a exemplo do próprio SSA.
O Complexo Caicó é composto predominantemente por sequências de rochas
metaplutônicas (ortognaisses migmatizados graníticos a dioríticos, com quimismo
calcioalcalinoalcalino de alto K, e anfibolitos) e metavulcanossedimentares (mármores,
quartzitos, kinzigitos e gnaisses calcissilicáticos), cortadas por augen gnaisses e diques
máficos a ultramáficos (anfibolito e hornblendito), incluindo metaleucogabros (Jardim de Sá
et al., 1988; Hackspacher et al., 1990; Souza et al., 1993, 2007, 2016; Hollanda et al., 2011).
Por sua vez, a suíte Poço da Cruz (Ferreira, 1998) engloba principalmente augen ortognaisses
de natureza quartzo monzonítica a granítica, de textura grossa a muito grossa, de afinidade
geoquímica com granitoides calcioalcalinos de alto K.
Dados de U-Pb em zircão obtidos por Archanjo e Hollanda (2015) revelaram idades
de cristalização de 2.227 ± 5 Ma, para as metaplutônicas/ortognaisses migmatizados, e de
2.184 ± 16 Ma e 2.189 ± 11 Ma, para os augen gnaisses do Complexo Caicó. Estes autores
ainda sugeriram idades U-Pb de 1.750 ± 12 Ma para a cristalização dos augen gnaisses
grossos da região Sul de Serra Negra (RN), indicando, por sua vez, um prolongamento da
atividade magmática para o Estateriano. Estas idades estão em conformidade com aquelas
obtidas em trabalhos anteriores (Legrand et al., 1991; Dantas, 1992; Hollanda et al., 2011;
Medeiros et al., 2012).
37
Figura 3.1 – Arcabouço geológico do Domínio Rio Piranhas-Seridó (DPS), com ênfase no magmatismo ediacarano a cambriano (Nascimento et al., 2015, modificado). a – Coberturas mesocenozoicas; b – Suíte Shoshonítica; c – Suíte Cálcio alcalina de alto K Porfirítica; d – Suíte Cálcioalcalina de alto K Equigranular; e – Suíte Cálcio-alcalina; f – Suíte Alcalina; g – Suíte Alcalina Charnoquítica; h – Embasamento gnáissicomigmatítico paleoproterozoico; i – Grupo Seridó; j – Zonas de Cisalhamento transcorrentes neoproterozoicas; k – Zonas de Cisalhamento contracionais-transpressivas neoproterozoicas; l – Zonas de Cisalhamento extensionais neoproterozoicas; m - cidades; n - capital do Estado; DTN: Domínio Tectônico Norte; DTC: Domínio Tectônico Central; DTS: Domínio Tectônico Sul.
Segundo Jardim de Sá (1994), o Grupo Seridó está dividido em três unidades
litoestratigráficas, sendo elas da base para o topo: Formação Jucurutu, Formação Equador e
Formação Seridó. O autor supracitado as considerou como parte de um mesmo megaciclo de
sedimentação, sem discordâncias regionais intervenientes.
Trabalhos de datação de Van Schmus et al. (2003) pelo método U-Pb em zircões
detríticos nas Formações Jucurutu e Seridó revelaram idades mínimas de 634 ± 13 Ma e 628 ±
16 Ma, respectivamente, sinalizando uma idade ediacarana para a sedimentação destas
sequências. Aqueles autores concluíram que um curto ciclo tectônico extensional e
contracional entre 700 e 600 Ma pode ter originado a bacia e sua subsequente deformação.
Segundo Nascimento et al. (2015) várias tentativas de classificação foram propostas
para o plutonismo brasiliano na Província Borborema com base em parâmetros tectônicos,
38
petrográficos e químicos (Almeida et al., 1967; Sial, 1987; Ferreira et al., 1998), além de
algumas mais inerentes aos granitoides dentro do DPS (Jardim de Sá et al., 1981; Jardim de
Sá, 1994; Nascimento et al., 2000, 2008; Angelim et al., 2006).
Nascimento et al. (2015) agruparam os granitoides do DPS em seis diferentes suítes:
shoshonítica (gabros, dioritos a quartzo monzonitos), calcioalcalina de alto K porfirítica
(predominam monzogranitos com fenocristais de K-feldspato), calcioalcalina de alto K
equigranular (monzogranitos equigranulares ou microporfiríticos), calcioalcalina
(granodioritos a tonalitos inequigranulares, médios a grossos), alcalina (composta por
alcalifeldspato granito com quartzo alcalifeldspato sienito e sienogranitos subordinados) e
alcalina charnoquítica (quartzo mangeritos a charnoquitos, de granulação média a grossa e
inequigranulares) (Figura 3.1).
Esses mesmos autores mostram uma resenha geocronológica onde as idades U-Pb
dos granitoides no Domínio Rio Grande do Norte variam entre 628-541Ma, sem aparente
zoneamento temporal entre as diferentes suítes apresentadas pelos referidos autores. Mais
recentemente, Hollanda et al. (2017) obtiveram idades U-Pb em biotita leucogranitos do DPS
variando entre 575 ±10Ma e 527 ±8Ma. Eles próprios afirmam que o período final da
atividade magmática félsica ocorreu aproximadamente entre 550 e 525 Ma, com as últimas
intrusões sobrepondo-se em tempo e espaço com a colocação de pegmatitos mineralizados em
Ta e Li na Província Borborema.
3.3 Materiais e métodos
Foram coletadas duas amostras para datação, uma da fácies equigranular fina a média
(RC-1176a) e outra, a RC-1177a, da fácies inequigranular média a fracamente porfirítica. Elas
foram submetidas às técnicas padrões de preparação, iniciando pela cominuição (britagem e
moagem). Posteriormente foi feita separação na bateia dos minerais mais densos; os minerais
pesados não-magnéticos foram então separados no Separador Frantz e os zircões decantados
utilizando líquidos densos; estas etapas foram realizadas na UFRN. Em seguida, o material foi
enviando ao CPGeo – USP para datação.
Os zircões selecionados foram fotografados por catodoluminescência usando um
detector CEN-TAURUS® com um intervalo dinâmico de comprimento de onda de 185-850
nm acoplado a um microscópio eletrônico de varredura FEI Quanta 250 operando a 15 kV
EHT e a uma distância de trabalho de 17 mm. Após o imageamento, as composições
isotópicas de U-Th-Pb foram determinadas utilisando a técnica de microssonda iôncia de alta
39
resolução e de alta sensibilidade (SHRIMP IIe/MC– sensitive high resolution ion micro
probe) do CPGeo/USP, obedecendo ao procedimento analítico proposto por Sato et al.
(2014).
Para a caracterização petrográfica das rochas do SSA foram descritas 10 seções
delgadas (5 de cada fácies). A nomenclatura e classificação adotadas atendem à proposta de
Streckeisen (1976). O microscópio utilizado no estudo foi o modelo BX51, da Olympus®.
Para o cálculo da composição modal foram contados 1000 pontos por seção, com o uso do
software Hardledge®, versão 1.6.5.1111, da Endeeper®. O teor de anortita dos plagioclásios
foi determinado pela aplicação do método óptico de Michel-Lévy. Os minerais opacos foram
estudados tanto ao microscópio óptico em luz refletida quanto em Microscópio Eletrônico de
Varredura – MEV. Para tal foram confeccionadas duas seções polidas, sendo uma para cada
fácies. A primeira etapa do polimento se processou com o uso de pós de carbeto de silício
(1500, 2.000 e 3.000 mesh) e água destilada, sobre uma base de vidro. A segunda etapa se deu
por meio do uso de panos de polimento combinados com pasta diamantada (3 μm, 1 μm e ¼
μm) e lubrificante a base de álcool (DP-Lubricant Blue), ambos da Struers®, respeitando-se
um tempo médio (fases) de polimento de 30 min para cada granulação utilizada. Entre cada
uma dessas fases, as amostras são lavadas com água e detergente líquido, submetidas a banho
por ultrassom, para remoção de eventuais partículas não removidas na limpeza comum; em
seguida seguem para o dessecador para retirada de umidade e inibição da oxidação do
material.
As análises das seções polidas no Microscópio Eletrônico de Varredura – MEV
foram feitas com um modelo TM3000, da Hitachi®, acoplado com o sistema de microanálise
EDS (Energy Dispersive X-Ray Spectrometer), modelo Quantax70 da Bruker®, operando a
uma tensão de aceleração de 15k e respeitando um tempo médio de análise por ponto de 60s.
Esta etapa se desenvolveu nas dependências do Laboratório de Caracterização Estrutural de
Materiais da UFRN, permitindo, assim, uma análise semiquantitativa do conteúdo de minerais
opacos, bem como a obtenção de mapas elementais e de imagens de elétrons retroespalhados
(backscattered electrons).
Os dados geoquímicos são provenientes de um conjunto total de 10 amostras, onde 6
são da fácies inequigranular média a fracamente porfirítica (IMFP), dominante no stock, e
quatro da fácies equigranular fina a média (EFM), subordinada. A preparação das mesmas e a
obtenção dos dados analíticos de elementos maiores, traço e terras raras ficaram a cargo da
SGS Geosol® – Laboratórios Ltda. As análises dos elementos maiores e menores foram
obtidas em rocha total por fluorescência de raios X (FRX) em pastilhas fundidas com
40
tetraborato de lítio, enquanto que elementos traços e terras raras foram determinados por
espectrometria de massa com plasma indutivamente acoplado (ICP-MS), após fusão com
metaborato de lítio. A perda ao fogo foi calculada pela diferença de peso após aquecer 0,2 g
de amostra a 1000ºC. O erro analítico é menor que 2% para os óxidos e que 5% para os
elementos traços.
3.4 Resultados
3.4.1 Contexto geológico do Stock Serra da Acauã (SSA)
O SSA abrange uma área aflorante em torno de 7km2, situado na divisa entre os
municípios de Currais Novos e Acari, ambos no estado do Rio Grande do Norte.
Geologicamente, situa-se na porção leste do DPS. O stock compreende alguns serrotes os
quais oscilam entre 350-590 m de altitude, separados por vales gerados pela ação de falhas
transcorrentes sinistrais ESE-WNW, destacando-se, entre eles, a Serra da Acauã, mais a norte.
Cartograficamente ele é representado por duas fácies graníticas de coloração cinza
clara a levemente rosadas, leucocráticas, com biotita sendo o principal máfico. Essas fácies
são texturalmente distintas: uma é inequigranular média a fracamente porfirítica (IMFP),
dominante em cerca de 80% do stock, e outra é equigranular fina a média (EFM),
subordinada, ± 20% (Figuras 3.2, 3.3A e 3.3B).
O SSA ocorre intrusivo em granada-biotita xistos (±cordierita)
lepidonematoporfiroblásticos da Formação Seridó, a qual apresenta uma direção de foliação
principal (Sp3) NNE-SSW de mergulho forte a subvertical, sobretudo nas proximidades às
zonas de cisalhamento transcorrentes Gargalheiras e Currais Novos, ambas de cinemática
dextral. A colocação do SSA nesta unidade se dá sob caráter tardicinemático, entre as zonas
de cisalhamento supracitadas.
As estruturas de fluxo magmático do stock se evidenciam pela orientação
preferencial (NNE-SSW) dos fenocristais de K-feldspatos (2-4 cm ao longo do seu eixo de
alongamento) e, ocasionalmente, pela orientação de enclaves centimétricos dioríticos/quartzo-
dioríticos do tipo MME (mafic microgranular enclaves), distribuídos indistintamente nas duas
fácies, os quais mostram texturas tipos mingling e mixing com os biotita monzogranitos
(Figura 3.3C).
O SSA é dominado por um regime deformacional de caráter rúptil. Além das falhas
transcorrentes sinistrais mencionadas, são observados pares conjugados e feixes de fraturas N-
41
S e E-W, bem como diques de pegmatitos e aplitos, também E-W, e ainda veios de quartzo
(Figura 3.3D).
Figura 3.2 – Mapa geológico do Stock Serra da Acauã e sua encaixante (Formação Seridó).
42
Figura 3.3 – Feições de campo das fácies do SSA. (A) biotita monzogranito inequigranular médio a fracamente porfirítico. Destaque para fenocristais idiomórficos de K-feldspato. (B) biotita monzogranito equigranular fino a médio. (C) Feições de mistura de magma (mingling e mixing) envolvendo os enclaves do tipo MME e os monzogranitos. (D) Diques de pegmatitos (vertical) cortando dique de aplito, servindo de marcador da cinemática transcorrente sinistral. A tampa da caneta indica o norte.
3.4.2 Geocronologia
De um modo geral, os zircões analisados caracterizam-se por serem cristais
euédricos, de hábito prismático, com comprimentos sempre inferiores a 400 μm, fortemente
zonados e com poucas fraturas e ausência de núcleos herdados e bordas de recristalização.
Tais parâmetros texturais determinam sua paragênese ígnea. Razões Th/U variando de 0,34 a
2,22 atestam essa natureza magmática obedecendo à proposta de Lopez-Sanchez et al. (2016).
Os resultados das análises de 8 zircões do fácies EFM e de 11 zircões do fácies IMFP são
apresentados na Tabela 3.1. Tais análises forneceram as idades concórdia de 579 ±3Ma
(MSWD de 1,7) para a fácies EFM e 577 ±3Ma para a fácies IMFP (Medeiros et al., 2017),
definindo uma idade média de c.a 578 Ma, interpretada como idade de cristalização do granito
(Figuras 3.4A e 3.4B).
43
Figura 3.4 – Diagramas concórdia e as respectivas idades U-Pb (SHRIMP) em zircão para as fácies EFM (A) e IMFP (B).
3.4.3 Petrografia
Petrograficamente as duas fácies do SSA são semelhantes. Ambas correspondem a
biotita monzogranitos hololeucocráticos a leucocráticos (M=1,3 – 9,9%) (Figura 3.5).
Quartzo, microclina e plagioclásio constituem a paragênese félsica e dominante. Biotita é o
máfico principal (entre 0,5% a 8,1%). Minerais opacos, titanita, allanita, apatita e zircão são
traços (sempre ≤ 1,5%) e aparecem como as fases minerais mais precoces. Clorita, mica
branca e carbonato são fases tardias, produtos de alteração hidrotermal de estágio subsolidus
de biotita e feldspatos. Os dados das composições modais são apresentados na Tabela 3.2.
O plagioclásio ocorre principalmente como cristais hipidiomórficos a xenomórficos,
apresentando hábito granular tabular e granulometria variando de 0,2 a 5 mm ao longo do seu
eixo de maior alongamento, com maclas polissintéticas do tipo albita ou periclina.
Composicionalmente são oligoclásios com An25-29% (método óptico de Michel-Lévy). É
observada zonação normal em boa parte dos cristais, a qual se caracteriza pelas porções
centrais descalcificadas e corroídas (saussuritização), acompanhadas da cristalização de mica
branca e, mais raramente, carbonato. Comumente apresentam inclusões de quartzo e apatita.
Ocorre ainda como pequenos cristais, idio-hipidiomórficos, inclusos no K-feldspato,
apresentando finas e irregulares bordas albíticas. É comum nos contatos com o K-feldspato
desenvolverem textura mirmequítica, em geral bulbosas, com o quartzo vermicular e/ou
goticular.
44
Figura 3.5 – Diagramas de classificação modal Q-A-P e Q-(A+P)-M (Streckeisen 1976) para as rochas do SSA. 3b = monzogranito; 8* = quartzo monzonito.
O quartzo se apresenta xenomórfico, granular e com granulação variando de 0,5 a 3,0
mm. Seus cristais desenvolvem contatos intergranulares, de natureza curva, irregular e, em
menor número, reta, com plagioclásio e K-feldspato, configurando por vezes textura em
mosaico (Figura 3.6A). Apresentam no geral extinção ondulante, a qual, em níveis de strain
mais elevados, evolui para textura de subgrãos. Inclusões de plagioclásio, K-feldspato e
biotita são comuns.
O K-feldspato corresponde à microclina (Figura 3.6B). É representada por
fenocristais hipidiomórficos e xenomórficos, responsáveis por atribuir textura fracamente
porfirítica às rochas da fácies inequigranular. A sua granulometria varia de 1,5 a 6 mm. O
padrão tartan das maclas polissintéticas albita-periclina está por vezes combinado com a
macla do tipo carlsbad (Figura 3.6C). Plagioclásio, biotita, zircão e apatita são as inclusões
comuns. É possível observar extinções ondulantes e pertitas tipos fios e filetes. Em alguns
cristais observa-se aspecto de corrosão atribuído às alterações tardimagmáticas para mica
branca.
A biotita, fase máfica principal, tem hábito lamelar-ripoide, mediante forma
hipidiomórfica e granulometria que varia de 0,2 a 2,0 mm de comprimento. Seu dicroísmo
migra de amarelo claro para marrom avermelhado em x e z ópticos, respectivamente.
Cloritização é uma alteração comum, acompanhada da formação de mica branca e de minerais
opacos diminutos ao longo dos seus planos de clivagem (Figura 3.6D). São observadas
inclusões de apatita e zircão, com formação de halopleocroísmo para o zircão. A titanita é
representada por pequenos cristais (≤0,5 mm) idiomórficos a xenomórficos, de hábito
losangular e coloração cinza amarronzada fracamente pleocroica, e, em alguns casos, com
maclas lamelares. Ela ainda ocorre como finas e irregulares coroas associada a processo de
esfenitização de minerais opacos. Cristais idiomórficos de zircão (menores que 0,1 mm)
45
ocorrem essencialmente como inclusões nas demais fases, em especial na biotita, onde chega
a desenvolver halos pleocroicos. Os cristais de allanita são idiomórficos, têm coloração
alaranjada, e podem atingir tamanhos médios da ordem de 0,2 mm. A apatita ocorre como
cristais hipidiomórficos a idiomórficos (≤0,1 mm), desde seções longitudinais prismáticas até
seções tabulares hexagonais. Os minerais opacos são hipidiomórficos, com seções quadráticas
e, por vezes, losangulares, formando pequenos agregados, em alguns casos associados à
titanita. O tamanho dos cristais varia de 0,1 até 1,0 mm, podem apresentar inclusões de
apatita, zircão e allanita.
Figura3.6 – Fotomicrografias das rochas do SSA. (A) cristais xenomórficos fraturados de quartzo (Qz) formando textura em ponto tríplice [NX]. (B) Fenocristal de microclina (Mc) da fácies inequigranular. A nitidez das geminações albita versus periclina em padrão xadrez (tartan) é sugestiva de uma alta triclinicidade. Observa-se inclusões de plagioclásio (Pl) saussuritizado [NX]. (C) mirmequitas (Mir) bulbosas, desenvolvidas no contato do plagioclásio com a microclina [NX]. (D) Cloritização parcial (porções em verde claro) da biotita (Bt, marrom). Minerais opacos (Opq) ocupam os planos de clivagem da Bt [N//]. Cl= clorita.
46 Tabela 3.1 – Dados U-Pb em zircões (SHRIMP) dos biotita monzogranitos do Stock Serra da Acauã. 1
Razões Idades (Ma)
206Pb (%)
U (ppm)
Th (ppm) Th /U
206Pb* (ppm)
207Pb/235U ±1σ 206Pb/238U ±1σ 207Pb/206U ±1σ 207Pb/235U 206Pb/238U ±1σ 207Pb/206Pb ±1σ Conc. (%)
biotita monzogranítico (EFM) n=8
RC1176A-1.1 0,25 707,621 368,565 0,538 57,940 0,7755 1,8 0,0951 1,4 0,0592 1,1 583 585 8 574 25 100 RC1176A-3.1 0,02 1879,377 916,391 0,504 154,941 0,7809 1,4 0,0959 1,4 0,0590 0,4 586 591 8 568 10 99 RC1176A-4.1 0,45 98,325 210,803 2,215 7,930 0,7864 3,9 0,0934 1,8 0,0610 3,5 589 576 10 641 75 102 RC1176A-5.1 0,77 1128,180 528,004 0,484 89,947 0,7596 2,3 0,0921 1,4 0,0598 1,8 574 568 8 598 40 101
RC1176A-7.1** 1,12 223,948 423,012 1,952 17,165 0,7402 4,0 0,0882 1,5 0,0609 3,7 562 545 8 635 81 103 RC1176A-8.1 0,19 209,327 350,648 1,731 17,222 0,7777 2,7 0,0956 1,5 0,0590 2,3 584 588 8 568 49 99
RC1176A-10.1 0,10 546,709 180,962 0,342 44,220 0,7622 1,7 0,0941 1,4 0,0588 1,0 575 579 8 559 22 99 RC1176A-12.1** 1,28 271,252 192,213 0,732 20,342 0,7020 4,3 0,0861 1,5 0,0591 4,0 540 533 7 571 88 101
biotita monzogranítico (IMFP) n=11
RC-1177A-1.1 0,329 691,400 334,114 0,499 56,382 0,7778 2,0 0,0946 1,6 0,0596 1,2 584 583 9 590 26 100
RC-1177A-2.1 0,104 532,891 296,539 0,575 43,790 0,7800 1,9 0,0955 1,6 0,0592 1,1 585 588 9 575 23 100
RC-1177A-3.1 0,115 1698,969 627,523 0,382 139,160 0,7781 1,7 0,0952 1,6 0,0593 0,6 584 586 9 577 12 100
RC-1177A-4.1 0,257 1370,451 873,757 0,659 111,390 0,7679 1,8 0,0944 1,6 0,0590 0,8 578 581 9 568 19 100
RC-1177A-5.1** 0,757 714,238 476,877 0,690 55,139 0,7372 2,8 0,0891 1,6 0,0600 2,3 561 551 9 603 49 102
RC-1177A-7.1 0,208 1149,278 568,487 0,511 93,142 0,7777 1,8 0,0941 1,6 0,0599 0,8 584 580 9 601 17 101
RC-1177A-8.1 0,299 390,804 196,476 0,519 31,157 0,7555 2,2 0,0925 1,6 0,0592 1,5 571 570 9 576 33 100
RC-1177A-9.1 0,069 938,735 526,059 0,579 75,989 0,7663 1,8 0,0942 1,6 0,0590 0,7 578 580 9 568 16 100
RC-1177A-10.1** 0,583 799,902 674,975 0,872 58,526 0,6922 2,4 0,0846 1,6 0,0593 1,8 534 524 8 578 39 102
RC-1177A-11.1 0,254 462,187 206,518 0,462 36,251 0,7526 2,1 0,0911 1,6 0,0599 1,4 570 562 9 602 29 101
RC-1177A-12.1 0,333 526,774 364,990 0,716 41,204 0,7370 2,2 0,0907 1,6 0,0589 1,5 561 560 9 564 33 100 **Amostras não consideradas no cálculo da idade 2
3
4
47
Mica branca, clorita e carbonato são fases tardias e secundárias. A mica branca é
hipidiomórfica a xenomórfica, de hábito lamelar, cuja granulação varia de 0,1 a 1,0 mm, e
está associada à desestabilização de biotita e feldspatos. A clorita é pseudomórfica, com
forma hipidiomórfica e hábito ripoide, ambos herdados da biotita, com tamanho médio de 0,5
mm. O carbonato está associado unicamente à desestabilização do plagioclásio.
3.4.3.1 Minerais opacos em seção polida
As análises ópticas sob luz refletida permitiram reconhecer 4 fases minerais opacas:
magnetita (predominante nas duas fácies), ilmenita (observada apenas na fácies EFM), sulfeto
(notado no IMFP) e hematita, comum aos dois fácies.
A magnetita tem uma granulometria que varia de ±0,1 até 0,6 mm, apresentando
forma hipidiomórfica, hábito quadrático e, por vezes, losangular. Tem coloração cinza-rosada,
sem dicroísmo, e reflectância baixa a média típica (±20%). Sofre processo incipiente de
martitização (hematita) nas bordas e ao longo de seus planos cristalográficos e de fraturas
(Figuras 3.7A, 3.7B). Inclusões de zircão, apatita e allanita são comuns (Figura 3.7C).
Tabela 3.2 – Composição modal dos biotita monzogranítos do SSA (foram contados 1000 pontos por amostra)
Fácies Equigranular fina a média Inequigranular média a fracamente porfirítica Amostra Mineral
MA-05A
RC-167A
RC-168A
RC-176A
RC-180B
MA-05B
RC-174
RC-177A
RC-180A
RC-182
quartzo 32,38 33,75 39,67 33,10 31,00 25,71 14,57 18,50 29,75 29,73 K-feldspato 29,37 26,88 20,89 26,60 32,50 34,57 33,43 28,30 29,37 31,89 plagioclásio 34,38 35,00 38,11 36,00 30,33 34,00 42,14 44,60 31,75 32,24
biotita 0,50 1,62 0,11 1,70 4,83 2,71 8,14 7,30 6,75 2,86 clorita 1,38 0,88 0,33 0,40 --- 0,29 0,29 --- 0,38 0,33 mica
branca 1,50 1,25 0,67 1,50 --- 1,14 0,43 0,70 0,25 1,12
min. opacos 0,50 0,62 0,22 0,40 0,33 0,86 1,00 0,40 1,38 1,28
apatita TR TR TR TR TR TR TR TR TR TR zircão TR TR TR TR TR TR TR 0,20 TR TR
allanita --- TR TR TR TR --- TR TR TR TR titanita --- TR --- 0,10 1,00 0,71 TR TR 0,38 0,55
carbonato TR --- --- 0,20 --- TR --- --- --- --- Q 33,68 35,29 40,20 34,59 33,04 27,27 16,16 20,24 32,74 31,67 A 30,55 28,11 21,17 27,80 34,64 36,67 37,09 30,96 32,32 33,98 P 35,76 36,60 38,62 37,62 32,32 36,06 46,75 48,80 34,94 34,35 Q 32,38 33,75 39,67 33,10 31,00 25,71 14,57 18,50 29,75 29,73
A+P 63,75 61,88 59,00 62,60 62,83 68,57 75,57 72,90 61,12 64,13 M 3,88 4,37 1,33 4,30 6,16 5,71 9,86 8,60 9,14 6,14
TR: traços.
A ilmenita é granular, ocorre na fácies equigranular fina a média como uma fase
opaca subordinada em relação à magnetita. Seus cristais são hipidiomórficos, de coloração
48
cinza clara e desenvolvem contatos retos intergranulares com a magnetita (Figura 3.7D).
Quase todos eles apresentam hematita em finas lamelas de exsolução na forma de filetes,
orientadas e de dimensões submicrométricas a micrométricas (máximo de 5 μm). Inclusões de
apatita e zircão são observadas. A hematita é observada também distribuída nos cristais de
ilmenita, como produto de transformação tardia, associada a um mineral não identificado de
coloração cinza mais escura.
Um único grão de sulfeto foi observado incluso na titanita. Sua discreta expressão
modal além do tamanho reduzido (30 μm) não permite maiores detalhes sob o aspecto óptico
(Figura 3.8C).
Figura 3.7 – Características dos minerais opacos e outras fases associadas do SSA. (A) Fotomicrografia (esquerda) exibindo cristais hipidiomórficos a xenomórficos de magnetita (Mag) da fácies biotita monzogranítica equigranular fina a média. [N//]. Em (B), desenho esquemático de (A) realçando as martitas (Mart) desenvolvidas ao longo da estrutura cristalográfica da magnetita (traços pretos e áreas cinzas). (C) Relação entre cristais de magnetita e titanita (Ti). Notar inclusões de zircão (Zr) e apatita (Ap) no óxido, como também de sulfeto (Sft) na titanita, na fácies Inequigranular Média a Fracamente Porfirítica. (D) Imagem de eletrons retroespalhados (backscattered) de MEV com ilmenita (Ilm), cinza mais escuro, e magnetita (cinza mais claro) intercrescidos na fácies equigranular fina a média.
49
O sistema de microanálise semiquantitativo EDS (Energy Dispersive X-Ray
Spectrometer) acoplado ao MEV, não só ratificou os dados ópticos, como também revelou
variações nos teores médios de manganês na ilmenita, maiores na região onde se encontram as
lamelas de exsolução (9-12% peso) e menores nas porções onde se encontra hematita
associada a TiO2 (≤2% peso). Comprimentos de onda das linhas características de raios X Kα
para silício, fósforo, cálcio e enxofre, e Lα para o zircônio corroboram a observação das
pequenas inclusões de zircão e apatita na magnetita e de sulfeto na titanita.
3.4.4 Geoquímica
Os resultados das análises geoquímicas das rochas do SSA, bem como o cálculo dos
minerais normativos (CIPW) estão apresentados em tabelas na seguinte ordem: elementos
maiores, menores e traços (Tabela 3.3), minerais normativos (Tabela 3.4) e elementos terras
raras (Tabela 3.5).
3.4.4.1 Elementos maiores, menores e traços
As rochas do SSA são ácidas, com SiO2 variando de 70,50% a 76,40%, com as
amostras mais diferenciadas pertencentes à fácies EFM. São enriquecidas em álcalis (Na2O +
K2O = 8,14 – 8,82%) com razões K2O/Na2O entre 1,17 e 1,31. Apresentam teores moderados
de Al2O3 (12,50 – 14,80%) e discretos de Fe2O3(t) (1,38 – 2,54%), MgO (≥0,63%), CaO
(≥1,66%) e P2O5 (≥0,18%).
Tabela 3.3 – Análises químicas dos biotita monzogranitos do Stock Serra da Acauã. Inequigranular média a fracamente porfirítica (IMFP) Equigranular fina a média (EFM)
Elementos RC-169 RC-180A RC-174 RC-
177A RC-168B
RC-182 RC-166 RC-
176A RC-168A
RC-167A
SiO2 (%) 70,50 71,50 71,70 71,80 72,10 72,90 73,20 75,50 76,00 76,40 TiO2 0,29 0,31 0,28 0,35 0,31 0,22 0,21 0,17 0,07 0,11 Al2O3 14,50 14,80 14,60 14,50 14,40 14,20 13,40 12,50 13,00 13,00
Fe2O3(t) 2,14 2,45 2,02 2,54 2,29 1,91 1,95 1,80 1,42 1,38 MnO 0,02 0,05 0,03 0,04 0,03 0,04 0,05 0,04 0,02 0,02 MgO 0,56 0,62 0,55 0,63 0,57 0,47 0,44 0,40 0,22 0,25 CaO 1,66 1,47 1,54 1,43 1,44 1,33 1,06 0,93 0,70 0,65 Na2O 3,88 4,06 3,93 3,91 4,02 3,87 3,81 3,52 3,92 3,76 K2O 4,60 4,76 4,81 4,58 4,76 4,76 4,44 4,62 4,58 4,77 P2O5 0,13 0,18 0,11 0,15 0,12 0,09 0,11 0,07 0,03 0,04 PF 0,72 0,36 0,44 0,51 0,62 0,53 0,58 0,49 0,47 0,47
Total 99,00 100,56 100,01 100,44 100,66 100,32 99,25 100,04 100,43 100,85 Ba (ppm) 1254,00 969,00 1131,00 945,00 1137,00 892,00 495,00 307,00 131,00 140,00
Ga 19,80 21,10 20,60 19,10 20,00 19,00 20,20 18,60 20,70 19,20
50
Hf 5,37 5,78 4,82 5,22 5,23 3,84 4,71 3,67 3,05 3,13 Nb 23,09 29,48 20,73 27,22 29,76 20,90 31,31 25,92 14,96 23,66 Rb 122,80 143,50 119,70 143,70 127,80 153,70 194,30 183,70 153,10 154,60 Sr 391,80 320,60 353,70 314,50 352,20 280,00 189,90 121,90 67,60 66,70 Th 16,10 18,20 14,10 20,10 16,60 15,50 21,30 20,40 27,70 24,90 U 2,51 3,62 2,93 3,92 3,19 4,23 4,39 9,13 6,87 5,42 Ta 1,74 2,19 1,47 2,27 2,14 1,91 2,57 2,18 1,12 1,79 V 13,00 13,00 13,00 16,00 13,00 10,00 9,00 9,00 5,00 5,00 Y 5,80 6,63 5,00 7,09 5,88 9,22 5,79 2,73 1,96 2,98 Zr 206,70 207,90 168,00 192,60 182,20 129,90 135,70 109,10 70,00 72,70
Na2O+K2O 8,48 8,82 8,74 8,49 8,78 8,63 8,25 8,14 8,50 8,53 K2O/Na2O 1,19 1,17 1,22 1,17 1,18 1,23 1,17 1,31 1,17 1,27
A/CNK 1,03 1,04 1,02 1,00 1,00 1,01 1,01 1,04 1,02 1,02 A/NK 1,21 1,14 1,14 1,16 1,22 1,27 1,25 1,27 1,25 1,23
Tabela 3.4 – Composição dos minerais normativos (CIPW) para os biotita monzogranitos do Stock Serra da Acauã.
Fácies Inequigranular média a fracamente porfirítica Equigranular fina a média
Minerais RC-1169
RC-1180A
RC-1174
RC-1177A
RC-1168B
RC-1182
RC-1166
RC-1176A
RC-1168A
RC-1167A
Quartzo 26,29 25,44 26,24 27,48 26,36 28,42 31,27 34,52 33,30 33,93 Ortocláso 28,86 29,36 29,74 28,35 29,34 29,34 27,71 28,48 28,02 29,07
Albita 34,01 35,03 33,96 33,88 34,60 33,32 33,26 30,33 33,56 32,04 Anortita 7,28 5,98 6,72 5,93 6,14 5,79 4,47 4,04 3,14 2,84 Coríndon 0,30 0,47 0,26 0,59 0,21 0,33 0,44 0,11 0,26 0,37
Hiperstênio 2,21 2,51 2,11 2,54 2,27 1,96 1,98 1,79 1,27 1,26 Magnetita 0,48 0,54 0,45 0,57 0,51 0,42 0,44 0,40 0,32 0,30 Ilmenita 0,32 0,33 0,30 0,37 0,33 0,23 0,22 0,18 0,07 0,12 Apatita 0,25 0,33 0,21 0,29 0,23 0,17 0,21 0,13 0,06 0,08 Total 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100
Em diagramas binários de variação (tipo Harker), Al2O3, CaO, Fe2O3(t), MgO, TiO2,
P2O5 e, em menor grau, Na2O expressam correlação negativa com a diferenciação, ao passo
que K2O mostra um padrão horizontalizado (Figura 3.8). Os elementos traços Ba, Nb, Sr, V,
Zr e Hf são compatíveis, ao passo que Rb e U são incompatíveis (Figura 3.9).
3.4.4.2 Saturação em alumina e séries magmáticas
O índice de saturação em alumina, conhecido por índice de Shand classifica as
rochas do SSA em fracamente peraluminosas (1,00 ≤ A/CNK ≤ 1,04). Tais amostras
posicionam-se dentro do intervalo de sobreposição entre granitos tipo I e tipo S (A/CNK: 1 –
1,1), conforme Chappell e White (1992) e Chappell (1999), ilustrado na Figura 3.10A. Tal
resultado está de acordo com os dados normativos CIPW, com as amostras apresentando
valores de coríndon normativo de 0,11 a 0,59%.
51
Tabela 3.5 – Análise química dos elementos terras raras para os biotita monzogranitos do Stock Serra da Acauã.
Inequigranular média a fracamente porfirítica Equigranular fina a média
Elementos RC-1169 RC-1180A RC-1177A RC-1168B RC-1182 RC-1166 RC-1176A RC-1167A La (ppm) 55,70 59,30 52,30 60,00 39,30 40,30 33,70 22,70
Ce 87,90 96,10 100,00 92,90 61,30 60,40 53,50 32,90 Pr 8,69 9,23 8,54 9,26 6,18 5,77 4,80 3,03 Nd 27,50 28,60 26,50 29,40 19,30 17,30 13,20 8,80 Sm 3,60 3,80 3,60 4,10 3,00 2,50 1,60 1,20 Eu 0,92 0,84 0,88 0,93 0,72 0,47 0,33 0,24 Gd 2,43 2,43 2,48 2,53 2,16 1,73 0,99 0,90 Tb 0,27 0,30 0,31 0,28 0,29 0,20 0,11 0,10 Dy 1,10 1,39 1,44 1,15 1,52 1,05 0,55 0,51 Ho 0,18 0,23 0,23 0,19 0,31 0,18 0,09 0,10 Er 0,58 0,54 0,69 0,51 0,93 0,58 0,27 0,28 Tm 0,08 0,10 0,11 0,08 0,16 0,10 0,05 0,05 Yb 0,50 0,60 0,60 0,50 1,00 0,50 0,30 0,30 Lu 0,08 0,08 0,09 0,07 0,15 0,09 0,05 0,06
ΣETR 189,53 203,54 197,77 201,90 136,32 131,17 109,49 71,12 (La/Yb)N 54,75 28,80 46,84 48,80 46,17 40,08 43,77 16,10 (La/Sm)N 10,07 11,81 13,15 9,14 9,66 9,31 9,07 8,18 (Gd/Yb)N 3,93 3,28 3,34 4,09 1,75 2,80 2,67 2,43 Eu/Eu* 0,90 0,79 0,85 0,82 0,83 0,66 0,75 0,68
Eu/Eu* = EuN/[(SmN+GdN)/2]
52
Figura 3.8 – Diagramas do tipo Harker para elementos maiores, com o trend de granitos tipo-I para o P2O5 proposto por Chappell e White (1992).
53
Figura 3.9 – Diagramas do tipo Harker para alguns elementos traços.
No diagrama discriminante de séries magmáticas que correlaciona SiO2 com K2O,
segundo a proposta de Rickwood (1989), as amostras do SSA posicionam-se no campo
calcioalcalino de alto K, conforme pode ser observado na Figura 3.10B. Já no diagrama de
Rogers e Greenberg (1981), o qual relaciona SiO2 com log(K2O/MgO), elas se posicionam
entre os campos de série alcalina e calcioalcalina, configurando uma assinatura transicional
entre ambos (Figura 3.10C). Na proposta de Lameyre (1987) as rochas do SSA definem uma
linhagem monzonítica, similar àquelas das séries calcioalcalinas de alto K de Nascimento et
al. (2008, 2015) (Figura 3.10D). Nos diagramas de Frost et al. (2001) as ordenadas
FeO(t)/(FeO(t)+MgO) e Na2O+K2O-CaO se correlacionam com SiO2. Em ambos, as amostras
apresentam assinatura de granitos magnesianos e definem uma tendência que flutua entre os
campos calcioalcalino e alcalicálcico (Figuras 3.10E e F). Estes diagramas mostram ainda que
o SSA tem uma assinatura geoquímica similar aos granitos da suíte calcioalcalina de alto-K
equigranular de Nascimento et al. (2015).
54
Figura 3.10 – Diagramas de saturação em alumina e discriminantes de séries magmáticas para as rochas do SSA. (A) Maniar e Piccoli (1989). ASI = aluminium saturation índex (Zen, 1986); (B) Rickwood (1989); (C) Rogers & Greenberg (1981); (D) Lameyre (1987); (E) e (F) Frost et al. (2001). As áreas em cinza de (B), (D) e (E) e tracejada em (C) refletem o conjunto de amostras da suíte equigranular calcioalcalina de alto potássio equigranular de Nascimento et al. (2015).
Whalen et al. (1987) propuseram diagramas geoquímicos, correlacionando o
somatório dos elementos traços Zr, Nb, Ce e Y com razões de elementos maiores, para
discriminar granitos tipo A daqueles dos tipos S, I e M fracionados e não fracionados. Neste
contexto o conjunto global de amostras do SSA posiciona-se na transição dos granitos não
fracionados para granitos fracionados (Figura 3.11), e com assinatura bem distinta daquela de
granitos tipo-A.
55
Figura 3.11 – Diagramas de discriminação geoquímica, segundo Whalen et al. (1987). As linhas tracejadas em (A) e (B) correspondem a campos de granitos fracionados (Whalen et al.,1987); a área cinza em (A) corresponde a granitos tipo-I altamente fracionados do sul da China (Zhou et al., 2016). FG = granitos fracionados; OGT = granitos tipo M, I e S não fracionados.
3.4.4.3 Elementos terras raras (ETR) e diagrama multielementos
Os resultados das análises dos ETR das amostras do SSA foram normalizados em
relação ao condrito de McDonough e Sun (1995). O seu somatório apresentou valores que
variam de 71,12 – 203,54 ppm, com média geral de 155,10 ppm. Os resultados revelaram uma
média de 185,81 ppm, à fácies IMFP, e um valor médio menor de 103,93 ppm, para a EFM,
indicando uma tendência de empobrecimento do conteúdo de ETR total, a partir do aumento
do conteúdo de SiO2.
A análise do diagrama padrão para elementos terras raras apontou um
enriquecimento global de ETR, cerca de 1 a 300 vezes em relação aos valores do condrito. No
geral os ETR são moderados a fortemente fracionados (LaN/YbN = 16,10 – 54,75). Os terras
raras leves (ETRL) são inclinados com padrão levemente convexo (LaN/SmN = 8,18-13,15),
ao passo que os pesados (ETRP) se apresentam sub-horizontais e suavemente côncavos
(GdN/YbN = 1,75-4,09). Os valores de 0,66 a 0,90 para a razão Eu/Eu* (Tabela 3.6) apontam
fracas anomalias negativas de Eu (Figura 3.12A), que aumentam da fácies IMFP
(inequigranular média a fracamente porfirítica) para a EFM (equigranular fina a média).
O diagrama multielementar normalizado para o condrito de Thompson (1982) mostra
um enriquecimento dos ETR, bem como de K, P e Ti, além dos demais traços Ba, Rb, Th, Nb,
Ta, Sr, Zr, Hf e Y em relação aos normalizadores. Ele indica também uma inclinação global
56
negativa entre Rb e Yb, com os espectros paralelos a subparalelos entre si, além de anomalias
negativas de Nb, Sr, P, Ti (Figura 3.12B).
Figura 3.12 – Diagramas para elementos traços incluindo os elementos terras raras para as rochas do SSA. (A) Espectro de elementos terras raras normalizados pelo condrito de Mcdonough & Sun (1995). (B) Diagrama multielementar normalizado segundo Thompson (1982).
3.4.4.4 Contexto tectônico
Segundo Pearce et al. (1984), granitos podem ser classificados de acordo com o
contexto tectônico no qual estão inseridos.Tais autores desenvolveram diagramas
discriminantes de ambientes tectônicos para granitos do Fanerozoico, com base na química de
elementos traços, agrupando essas rochas em quatro grupos principais: granitos de cadeia
oceânica, arco vulcânico, intraplaca e colisionais. Não obstante, os próprios autores
sinalizaram para uma aplicação apropriada envolvendo granitos do Proterozoico, como é o
caso do SSA. As amostras do SSA no diagrama multielementar proposto pelos referidos
autores, mostra um padrão similar àquele de granitos pós-colisionais (Figura 3.13A). Da
mesma forma, no diagrama Y+Nb versus Rb, segundo a proposta de Pearce (1996), as rochas
do SSA exibem uma afinidade com os granitoides pós-colisionais (Figura 3.13B).
Na proposta de Harris et al. (1986) o diagrama ternário Rb/30 – Hf – Ta(*3), foi
originalmente usado para caracterizar rochas intrusivas ácidas a intermediárias de zonas de
colisão continente-continente de idade fanerozoica. Neste sentido os autores reconheceram
quatro grandes grupos de rochas, cada um associado a um estágio particular de evolução
tectônica. Nesse diagrama as amostras do SSA se relacionam ao campo das intrusões
calcioalcalinas tardi a pós-colisionais, (Figura 3.13C). De forma similar, em diagramas
propostos por Maniar & Piccoli (1989) as rochas do SSA mostram uma assinatura similar a
dos granitos pós-orogênicos (Figura 3.13D).
57
Figura 3.13 – Contexto tectônico das rochas do SSA. (A) Diagrama multielementar para granitóides pós-colisionais, segundo Pearce et al. (1984); (B) Pearce (1996); (C) Harris et al. (1986); (D) Maniar e Piccoli (1989).
3.4.4.5 Condições de cristalização
As condições de cristalização foram inferidas com base em três parâmetros físicos:
pressão de cristalização, temperaturas de liquidus e solidus, e fugacidade de oxigênio (fO2).
Para as estimativas de pressão de cristalização, foram levados em consideração dados
normativos CIPW de Qz-Ab-Or, considerando um sistema haplogranítico. Tal condição é
fundamentada na característica petrográfica que consiste na presença de dois feldspatos
coexistindo em equilíbrio com quartzo, característico de granito subsolvus.
Diante disso, o geobarômetro proposto por Yang (2017), baseia-se na aplicação de
duas equações polinomiais: P1 = −0,2426*(Qz)3 + 26,392*(Qz)2 −980,74*(Qz) + 12563 e P2 =
58
0,2426*(Ab + Or)3 −46,397*(Ab + Or)2 + 2981,3*(Ab + Or) −64224, com um R2=0,9943.
Aplicando essas equações para as rochas do SSA foram encontradas pressões de cristalização
entre 2 a 4 Kbar. Por outro lado, a utilização do geobarômetro de Tuttle e Bowen (1958), no
diagrama ternário Qz-Ab-Or, revelou pressões de cristalização maiores, no geral entre 3 e 5
kbar (Figura 3.14A), mais compatíveis com sistema de subsolvus graníticos.
Geotermômetros que levam em consideração a saturação de zircão (Watson e
Harrison, 1983) e de apatita (Watson & Harrison, 1984), durante o resfriamento magmático,
foram empregados para inferir temperaturas mais próximas do liquidus para as rochas do
SSA, partindo do princípio de que tais fases foram consideradas precoces na sequência de
cristalização. Todas as amostras do SSA estão entre o intervalo calibrado por Siégel et al.
(2018), com uma razão catiônica M=(Na+K+2Ca)/(Al*Si) entre 0,9 e 1.9. De todo, os dados
envolvendo temperaturas de saturação de zircão e apatita do SSA apontam valores entre 750 e
950ºC (Figuras 3.14B e 3.14C).
Para inferir as temperaturas próximas do solidus, foram utilizados dados normativos
CIPW de rocha total, os quais foram plotados no diagrama Qz-Ab-Or, segundo a proposta de
Luth et al., (1964). Os valores de temperatura aqui obtidos variam de 680 a 700ºC (Figura
3.14D).
As condições de fugacidade de O2 (fO2) referentes à evolução magmática dos biotita
monzogranitos do SSA foi inferida com base na mineralogia de suas rochas. A substituição
parcial de ilmenita por titanita, em equilíbrio com cristais de magnetita e quartzo, somado ao
processo de martitização, sugere uma fO2 relativamente alta para o magma progenitor
(Wones, 1989).
59
Figura 3.14 – Diagramas de pressão e temperatura para as rochas do SSA. (A) Diagrama normativo para pressão, segundo Tuttle & Bowen (1958); Geotermômetros de saturação de zircão e apatita, respectivamente: (B) Watson & Harrison (1983) e (C) Watson & Harrison (1984); (D) Diagrama normativo para temperatura, conforme Luth et al. (1964).
3.5 Discussões e conclusões
Um caráter deformacional dúctil ocasionado pelas zonas de cisalhamento
Gargalheiras e Currais Novos se restringe às rochas da encaixante (Formação Seridó), não
afetando o SSA. O referido stock apresenta um domínio estrutural exclusivamente rúptil
dominado por falhas E-W, fraturas e diques, o que permite caracterizar o alojamento do SSA
como tarditectônico, no contexto da orogênese Brasiliana na Província Borborema. A
orientação preferencial dos fenocristais de K-feldspatos (fácies IMFP) estaria associada a um
fabric de fluxo magmático.
As determinações U – Pb em zircão apontaram uma idade ediacarana de 578 ±4 Ma
para a cristalização do SSA, muito próxima daquelas encontradas para vários outros
granitoides do DPS como os granitoides Acari (577 ±5Ma), Serra da Rajada (557 ±13Ma),
Flores (553 ±4Ma) e Serra do Caramurú (553 ±10 Ma) (Archanjo et al., 2013, Costa et al.,
2015, Souza et al., 2016).
Do ponto de vista petrográfico, as duas fácies do SSA mostram composição modal
semelhante e, deste modo, são classificados como biotita monzogranitos hololeucocráticos a
leucocráticos. Minerais opacos, titanita, allanita, apatita e zircão são as fases máficas
acessórias e as mais precoces na sequência de cristalização. Da mesma forma eles têm
comportamento geoquímico similares, o que nos leva a considerá-los como comagmáticos.
Os diagramas de variação do tipo Harker mostraram correlações negativas para
Al2O3, CaO, Fe203(t), MgO, TiO2, P2O5, Zr, Sr, V e Ba, sugerindo fracionamento de
plagioclásio, acompanhado das fases máficas primárias, em especial biotita, titanita, apatita,
60
zircão e minerais opacos durante o processo de evolução do magma. O
comportamento incompatível do Rb pode estar ligado à cristalização tardia do K-feldspato.
Os diagramas geoquímicos discriminantes de séries/associações magmáticas
mostraram para as rochas do SSA um quimismo transicional entre rochas das séries alcalinas
e calcioalcalinas, sendo aqui denominadas como calcioalcalinas de alto potássio (também
relatadas na literatura como subalcalinas, transalcalina ou monzoníticas).
As rochas do SSA são bastante evoluídas (>70,50% de SiO2), apresentam baixo CaO
e Fe2O3(t) (Tabela 3.4), são enriquecidas em álcalis com razões K2O/Na2O >1,0, de caráter
fracamente peraluminoso e de linearidade negativa para P2O5 (Figura 3.8), compatíveis com
granitos do tipo-I. Tais características assemelham-se a de granitos tipo-I fracionados de
Whalen et al. (1987), Chappell e White (1992), Chappell (1999), DiCheng et al. (2009), Li et
al. (2007) Zhang et al. (2015), Zhou et al. (2016). Ainda neste contexto de tipologias de
granitos, o SSA mostra afinidade com magnetita granitos (granitos oxidados) dos autores
japoneses Ishihara (1977, 1981) e Takahashi et al. (1980).
Os espectros dos ETR mostram enriquecimento dos ETR leves em relação aos ETR
pesados, com razões LaN/YbN entre 16,10 e 54,75, e fracas anomalias negativas de Eu
(Eu/Eu* entre 0,66 e 0,90) compatíveis com fracionamento limitado de plagioclásio. O
paralelismo nos padrões apresentados sugere uma mesma fonte e subseqüente diferenciação
similar para ambas as fácies do SSA. A inclinação global negativa do espectro e a
concavidade convexa no intervalo dos elementos terras raras pesados podem ser explicadas
pela presença de allanita e o fracionamento de apatita. Além disso, as anomalias negativas de
Nb, Sr, P, Ti observadas no diagrama multielementos também podem indicar fracionamento
de apatita (Sr e P), titanita (Nb e Ti), além de serem análogas a granitos tipo-I fracionados do
nordeste da China (Wu et al., 2003).
Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos indicam que o SSA é orogênico
de caráter tardi a pós-tectônico em relação à orogênese Brasiliana, aliando-se às
características de campo observadas e de sua idade.
As temperaturas de saturação de zircão, para os monzogranitos do SSA, são, em
média, menores de que aquelas apresentadas para saturação de apatita, estando contidas no
intervalo de 753 a 803ºC. Tal intervalo corresponde a um regime similar ao de granitos tipo I
altamente fracionados do sul da China (Li et al., 2007 e Zhu et al, 2015) (Figura 3.15).
61
Figura 3.15 – Diagrama A/CNK versus temperaturas de zircão saturado para o SSA, segundo Zhu et al. (2009 e 2015).
Os resultados obtidos para as pressões mínimas de cristalização dessas rochas, por
meio do diagrama de Tuttle & Bowen (1958), entre 3 e 5 kbar, permitiram estimar uma
profundidade de alojamento (h) de 11,6 a 19,3km para o SSA, onde h=P/(pg) e considerando-
se uma densidade média (p) de 2,65 g/cm3, conforme dados de outros corpos de
características petrográficas e texturais similares presentes no DPS (Souza, 2016; Maia, 2004,
por exemplo). Tais valores além de serem mais compatíveis com sistemas de subsolvus
graníticos, do que aqueles menores (em média) obtidos pela aplicação da metodologia de
Yang (2017), estão em consonância com as pressões obtidas por Cavalcante et al. (2014),
Costa et al. (2015), Souza et al. (2017) em granitoides ediacaranos do extremo NE da
Província Borborema.
Relativo às condições de fugacidade de oxigênio do magma do SSA, constata-se que
a presença da paragênese titanita + magnetita + quartzo em equilíbrio, além de processos de
martitização associado aos cristais de magnetita, são indicativos de condições de fO2
relativamente alta durante a evolução/cristalização do magma do SSA.
O conjunto de dados apresentados ao longo deste trabalho nos permite admitir que as
fácies monzograníticas do SSA são conseqüências de retrabalhamento crustal de rochas
metaplutônicas calcioalcalina potássicas do Complexo Caicó, conferindo ao magma do SSA
uma fonte eminentemente crustal.
O processo sugerido para a evolução magmática durante esse retrabalhamento é a
cristalização fracionada, em virtude da presença principalmente de cristais zonados de
plagioclásio, K-feldspato e allanita. Por outro lado, sua interação com enclaves do tipo MME
(oriundos da fusão parcial do manto superior) produzindo misturas tipo mixing e mingling em
62
menor proporção (feições localizadas observadas em campo) sugere uma evolução mista para
o magma do SSA: cristalização fracionada (dominante) e mistura de magmas (restrita).
AGRADECIMENTOS
Os autores agradecem a CPRM – Serviço Geológico do Brasil e ao PPGG –
Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofísica pelo apoio e concessão de dados.
Mateus de Araújo Silva agradece à CAPES – Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de
Nível Superior pela bolsa de estudo concedida.
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70
O SSA tem uma área aflorante de 7 km2, sendo constituído por duas fácies texturais:
uma equigranular fina a média e uma outra inequigranular média a fracamente porfirítica,
sendo esta segunda a de representação areal (cerca de 80% da área total do stock), além de ser
intrudida por diques pegmatíticos e aplíticos. Enclaves dioríticos do tipo MME, observados
indistintamente nas duas fácies, são correlatos a suíte Shoshonítica de Nascimento et al.
(2008, 2015).
As rochas da encaixante do SSA são micaxistos granadíferos, podendo conter
cordierita, correlatos à Formação Seridó de Ebert (1969). Um caráter deformacional dúctil
ocasionado pelas zonas de cisalhamento Gargalheiras e Currais Novos se restringe a essas
rochas, não afetando o SSA.
O referido stock apresenta um domínio estrutural exclusivamente rúptil dominado
por falhas E-W, fraturas e diques, o que permite caracterizar o alojamento do SSA como
tarditectônico, no contexto da orogênese Brasiliana na Província Borborema. A orientação
preferencial dos fenocristais de K-feldspatos (fácies IMFP) estaria associada a um fabric de
fluxo magmático.
As determinações U – Pb em zircão apontaram uma idade ediacarana de 578 ±4 Ma
para a cristalização do SSA, muito próxima daquelas encontradas para vários outros
granitoides do DPS como os granitoides Acari (577 ±5Ma), Serra da Rajada (557 ±13Ma),
Flores (553 ±4Ma) e Serra do Caramurú (553 ±10 Ma) (Archanjo et al., 2013, Costa et al.,
2015, Souza et al., 2016).
Do ponto de vista petrográfico, as duas fácies do SSA mostram composição modal
semelhante e, deste modo, são classificados como biotita monzogranitos hololeucocráticos a
leucocráticos. Minerais opacos, titanita, allanita, apatita e zircão são as fases máficas
acessórias e as mais precoces na sequência de cristalização. Da mesma forma eles têm
comportamento geoquímico similares, o que nos leva a considerá-los como comagmáticos.
Os diagramas de variação do tipo Harker mostraram correlações negativas para
Al2O3, CaO, Fe203(t), MgO, TiO2, P2O5, Zr, Sr, V e Ba, sugerindo fracionamento de
plagioclásio, acompanhado das fases máficas primárias, em especial biotita, titanita, apatita,
zircão e minerais opacos durante o processo de evolução do magma. O
comportamento incompatível do Rb pode estar ligado à cristalização tardia do K-feldspato.
Os diagramas geoquímicos discriminantes de séries/associações magmáticas
mostraram para as rochas do SSA um quimismo transicional entre rochas das séries alcalinas
e calcioalcalinas, sendo aqui denominadas como calcioalcalinas de alto potássio; também
71
relatadas na literatura como subalcalinas, transalcalina ou monzoníticas (Iddings, 1892;
Harker, 1896; Orsini, 1976; Barrière, 1977; Miyashiro 1978; Middlemost, 1997).
As rochas do SSA são bastante evoluídas (>70,50% de SiO2), apresentam baixo CaO
e Fe2O3(t) (Tabela 3.4), são enriquecidas em álcalis com razões K2O/Na2O >1,0, de caráter
fracamente peraluminoso e de linearidade negativa para P2O5 (Figura 3.8), compatíveis com
granitos do tipo-I. Tais características assemelham-se a de granitos tipo-I fracionados de
Whalen et al. (1987), Chappell e White (1992), Chappell (1999), DiCheng et al. (2009), Li et
al. (2007) Zhang et al. (2015), Zhou et al. (2016). Ainda neste contexto de tipologias de
granitos, o SSA mostra afinidade com magnetita granitos (granitos oxidados) dos autores
japoneses Ishihara (1977, 1981) e Takahashi et al. (1980).
Os espectros dos ETR mostram enriquecimento dos ETR leves em relação aos ETR
pesados, com razões LaN/YbN entre 16,10 e 54,75, e fracas anomalias negativas de Eu
(Eu/Eu* entre 0,66 e 0,90) compatíveis com fracionamento limitado de plagioclásio. O
paralelismo nos padrões apresentados sugere uma mesma fonte e subseqüente diferenciação
similar para ambas as fácies do SSA. A inclinação global negativa do espectro e a
concavidade convexa no intervalo dos elementos terras raras pesados podem ser explicadas
pela presença de allanita e o fracionamento de apatita. Além disso, as anomalias negativas de
Nb, Sr, P, Ti observadas no diagrama multielementos também podem indicar fracionamento
de apatita (Sr e P), titanita (Nb e Ti), além de serem análogas a granitos tipo-I fracionados do
nordeste da China (Wu et al., 2003).
Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos indicam que o SSA é orogênico
de caráter tardi a pós-tectônico em relação à orogênese Brasiliana, aliando-se às
características de campo observadas e de sua idade.
As temperaturas de saturação de zircão, para os monzogranitos do SSA, são, em
média, menores de que aquelas apresentadas para saturação de apatita, estando contidas no
intervalo de 753 a 803ºC. Tal intervalo corresponde a um regime similar ao de granitos tipo I
altamente fracionados do sul da China (Li et al., 2007 e Zhu et al, 2015) (Figura 3.15).
72
Figura 3.15 – Diagrama A/CNK versus temperaturas de zircão saturado para o SSA, segundo Zhu et al. (2009 e 2015).
Os resultados obtidos para as pressões mínimas de cristalização dessas rochas, por
meio do diagrama de Tuttle & Bowen (1958), entre 3 e 5 kbar, permitiram estimar uma
profundidade de alojamento (h) de 11,6 a 19,3km para o SSA, onde h=P/(pg) e considerando-
se uma densidade média (p) de 2,65 g/cm3, conforme dados de outros corpos de
características petrográficas e texturais similares presentes no DPS (Souza, 2016; Maia, 2004,
por exemplo). Tais valores além de serem mais compatíveis com sistemas de subsolvus
graníticos, do que aqueles menores (em média) obtidos pela aplicação da metodologia de
Yang (2017), estão em consonância com as pressões obtidas por Cavalcante et al. (2014),
Costa et al. (2015), Souza et al. (2017) em granitoides ediacaranos do extremo NE da
Província Borborema.
Relativo às condições de fugacidade de oxigênio do magma do SSA, constata-se que
a presença da paragênese titanita + magnetita + quartzo em equilíbrio, além de processos de
martitização associado aos cristais de magnetita, são indicativos de condições de fO2
relativamente alta durante a evolução/cristalização do magma do SSA.
O conjunto de dados apresentados ao longo deste trabalho nos permite admitir que as
fácies monzograníticas do SSA são conseqüências de retrabalhamento crustal de rochas
metaplutônicas calcioalcalina potássicas do Complexo Caicó, conferindo ao magma do SSA
uma fonte eminentemente crustal.
O processo sugerido para a evolução magmática durante esse retrabalhamento é a
cristalização fracionada, em virtude da presença principalmente de cristais zonados de
plagioclásio, K-feldspato e allanita. Por outro lado, sua interação com enclaves do tipo MME
(oriundos da fusão parcial do manto superior) produzindo misturas tipo mixing e mingling em
73
menor proporção (feições localizadas observadas em campo) sugere uma evolução mista para
o magma do SSA: cristalização fracionada (dominante) e mistura de magmas (restrita).
74
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