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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
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
PETROLOGIA DO MAGMATISMO TARDI-BRASILIANO NO MACIÇO SÃO JOSÉ DE CAMPESTRE (RN/PB), COM ÊNFASE
NO PLÚTON ALCALINO CAXEXA
Autor: MARCOS ANTONIO LEITE DO NASCIMENTO
Orientador: Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza
Co-orientador: Prof. Dr. Antonio Carlos Galindo
Dissertação n 15 / PPGG
Natal/RN, Março de 2000
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
PETROLOGIA DO MAGMATISMO TARDI-BRASILIANO NO MACIÇO SÃO JOSÉ DE CAMPESTRE (RN/PB), COM ÊNFASE
NO PLÚTON ALCALINO CAXEXA
Autor: MARCOS ANTONIO LEITE DO NASCIMENTO
Dissertação de Mestrado apresentada em 24 de Março de 2000, para a obtenção do título de Mestre em Geodinâmica pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da UFRN.
Comissão Examinadora: Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza (PPGG/UFRN - orientador)
Prof. Dr. Jaziel Martins Sá (PPGG/UFRN) Prof. Dr. Herbet Conceição (PPPG/UFBA)
Natal/RN, Março de 2000
Oh, minha menina, és de tudo que mais belo existe Ver tua beleza é esquecer tudo que há de triste
Tua presença, Debora, é tão sublime quanto o mar e o ar E estar sempre ao teu lado é ser amado
Ter pra sempre o teu olhar Que faz meu bem-querer, sustenta meu amor
E faz com que a cada dia eu te ame mais ... Sei que a tua boca já beijou a outra que não a minha
Sei que já amou a outros quando não me conhecia Mesmo assim, Debora, teu carinho me tomou o peito
E hoje sem você não mais consigo ser do mesmo jeito Então dedico a ti esse poema, tentando em versos dizer
Que eu te amo tanto Tentando gritar ao mundo
Debora, sem você, confesso, eu não vivo Sem você minha vida é um castigo
Sem você prefiro a solidão A sete palmos do chão
(adaptado de uma bela canção)
AGRADECIMENTOS
“Nenhum homem é uma ilha. Para combater o bom combate precisamos de ajuda” (Paulo Coelho - Diário de um Mago)
Esta frase define a necessidade de todo o ser humano, que é de precisar da ajuda de
uma pessoa, mesmo aquele mais solitário. Acho muito difícil escrever esta parte da dissertação,
pois como um cara esquecido que sou, temo em omitir nomes de pessoas que foram, são e
serão muito importantes para mim. Assim, peço desculpas, a todos que não foram
mencionados nesses agradecimentos.
A força e a coragem que utilizo para hoje terminar este trabalho, devo simplesmente a
DEUS, àquele que me ajuda em todos os meus caminhos e que me orienta. Obrigado SENHOR
pela apoio durante toda a minha vida. Apesar de alguns ainda não compreenderem a
importância da Geologia na minha vida, é importante manifestar aqui todos os meus
agradecimentos à MINHA FAMÍLIA (Pai, Mãe, Irmãos, Tios, Primos etc). Obrigado pela força
dada durante todo o cotidiano e pela paciência de vocês. Mesmo preferindo ir para um local
bem melhor, diferente deste que nos encontramos, manifesto minha gratidão à Maria da
Conceição. Minha vó, valeu, a senhora é demais!!!
Gostaria de ser grato a todos os professores do Departamento de Geologia da
Universidade Federal do Rio Grande do Norte (DG/UFRN) pelo ensinamento e vivência
concedido a minha pessoa durante esses anos que estive aqui.
Ao meu orientador, Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza, agradeço a confiança coloca em
mim, não somente agora, nesta etapa de pós-graduação. Recordo a primeira vez que você
conversou comigo, me convidando a trabalhar em um projeto acadêmico e assim iniciando a
minha vida científica. Valeu, professor, pelas discussões sobre o tema petrologia, e mesmo sem
notar, por ter me ensinado a ser um pouco mais organizado. Aprendi muito contigo, tanto no
âmbito profissional como no pessoal. Ao meu co-orientador, que por muitas vezes se tornava o
próprio orientador, Prof. Dr. Antonio Carlos Galindo, gostaria de lhe agradecer por toda a
orientação repassada à minha pessoa. Devo a você a grande parte do meu aprendizado
sobre as rochas graníticas. Obrigado também pela grande paciência, principalmente durante
as leituras de meus textos. A você e Zorano (não necessariamente nesta mesma ordem), muito
obrigado por tudo, fico devendo essa.
É necessário deixar aqui meus agradecimentos à você Prof. Dr. Emanuel Ferraz Jardim
de Sá, que mesmo não acompanhando meus trabalhos na pós-graduação, me ensinou a lidar
com a geologia de uma forma mais coerente. Obrigado pelos seus ensinamentos.
Agradeço àqueles que de alguma forma possibilitaram a aquisição dos dados utilizados
neste trabalho. No que concerne aos geoquímicos fico grato ao Dr. Jean-Marc Lardeaux
(Laboratoire de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon) e aos Drs.
Venerando Eustáquio Amaro, Antonio Carlos Galindo e Raquel Franco de Souza, ambos do
DG/UFRN. Com relação aos dados geocronológicos fico agradecido a Dra. Maria Helena de F.
Macedo do DG/UFRN, a doutoranda Maria Helena B. M. Hollanda e ao Dr. Márcio M. Pimentel,
ambos da UnB, bem como ao Dr. Koji Kawashita e a Ivone Sonoki (todos do CPGeo/USP).
Agradeço a obtenção dos dados de química mineral à doutoranda Rielva S. C. do
Nascimento (NEG-LABISE/UFPE) e ao Dr. Antonio Carlos Galindo (DG/UFRN).
Estendo meus agradecimentos aos órgãos que financiaram minha pesquisa (FINEP,
CNPq e FUNPEC), como também agradeço ao CNPq pela concessão da minha bolsa de
mestrado (No proc. 130990/98-1). No que diz respeito ao apoio logístico, fico muito grato ao
Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) e ao Departamento de
Geologia (DG/UFRN), pelo auxílio em despesas de campo, transporte/combustível e
documentação fotográfica, e ainda confecção de seções delgadas, infra-estrutura
laboratorial (bússolas, estereoscópios, microscópios petrográficos, microcomputadores,
martelos, entre outros).
Aos companheiros de aperreio e sufoco, agradeço a paciência de todos em me aturar
durante todas as dificuldades que tive na elaboração deste trabalho, bem como outros do
âmbito geológico. Obrigado, à minha turma Debora do Carmo Sousa, Mário Neto Cavalcanti
de Araújo, Jesimael Avelino da Silva, Ana Catarina Fernandes Coriolano, Ivaldo Rodrigues da
Trindade, Maurício Goes Souza, Flávia Taone de Lira Melo, Cristiano de Andrade Amaral e
Ubiraci Manuel Soares. Agradeço também aos numerosos amigos que colecionei durante esses
anos geológicos, em especial a Alex Francisco Antunes (valeu amigo!!!), Maria Helena Bezerra
Maia de Hollanda, Carlos César Nascimento da Silva, Patrícia Rose de Carvalho Costa, Eugênio
Pacelli Dantas, Luciano Henrique de Oliveira Caldas, Rielva Solimairy Campelo do Nascimento,
Silvana Diene Souza Barros, dentre muito outros.
Não intimamente ligado a geologia, mesmo assim, é mais do que necessário deixar
meus agradecimentos a um estilo de vida e pensamento. Muitas inspirações surgiram por sua
causa, nos momentos difíceis e (também) fáceis você me ajudou muito. Então deixo aqui meus
sinceros agradecimentos a ti “Rock and Roll”, obrigado pela ajuda.
Deixo para agradecer no final, àquela pessoa que consegue agüentar todo o meu
estresse e apoquentação durante esses últimos sete anos. Espero que essa fonte de paciência
nunca se esgote, pois pretendo ficar junto de ti, pelos menos o resto de minha vida. Poderia
escrever (e declamar) inúmeros poemas, e fazer com que esse item de agradecimento seja
maior que os números de páginas dessa dissertação. Entretanto, como muita gente não
entende o que é o amor, prefiro não deixar em palavras tudo aquilo que sinto por ti, pelo
menos aqui, já que a dedicatória desse trabalho é simplesmente só para você. Obrigado
Debora por você fazer parte da minha vida. Serei eternamente grato a Deus por ter colocado
você no meu caminho. Simplesmente TE AMO!!!
SUMÁRIO
Resumo................................................................................................................................................. i Abstract................................................................................................................................................ iii Introdução........................................................................................................................................... v
PARTE 1 - REVISÃO DA GEOLOGIA E OBJETIVOS DESTE TRABALHO
CAPÍTULO 1. - GEOLOGIA REGIONAL........................................................................................................ 01
1.1 - Introdução..................................................................................................................... 01 1.2 - O Maciço Rio Piranhas................................................................................................ 01 1.3 - A Faixa Seridó................................................................................................................ 04 1.4 - O Maciço São José de Campestre.......................................................................... 05
CAPÍTULO 2. - MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ.................................................................. 09
2.1 - Introdução..................................................................................................................... 09 2.2 - A Suíte Básica a Intermediária................................................................................... 12
2.3 - A Suíte Porfirítica............................................................................................................ 19 2.4 - A Suíte Leucogranítica................................................................................................. 212.5 - A Suíte Alcalina............................................................................................................. 22 2.6 - A Suíte Shoshonítica...................................................................................................... 23
CAPÍTULO 3. - PROBLEMAS, OBJETIVOS, LOCALIZAÇÃO E METODOLOGIA.................................................... 25
3.1 - Problemas e Objetivos................................................................................................. 25 3.2 - Localização da área e vias de acesso..................................................................... 26 3.3 - Metodologia empregada........................................................................................... 26
PARTE 2 - O PLÚTON CAXEXA E ROCHAS PLUTÔNICAS ASSOCIADAS
CAPÍTULO 4. - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA................................................................. 29
4.1 - Introdução e Metodologia.......................................................................................... 29 4.2 - Arcabouço Litoestratigráfico...................................................................................... 30 4.2.1 - Complexo Gnáissico-Migmatítico............................................................. 30 4.2.2 - Unidade Metassedimentar.......................................................................... 31 4.2.3 - Plutonismo Brasiliano.................................................................................... 32 4.2.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)................................. 32
4.2.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo)...........................35 4.2.3.3 - Biotita microgranito...................................................................... 36 4.2.3.4 - Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)...... 36 4.2.3.5 - Granitóide aluminoso (Tipo-S).................................................... 37
CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS......................................... 41
5.1 - Introdução...................................................................................................................... 41 5.2 - Aspectos Gerais e Nomenclatura.............................................................................. 41 5.3 - Descrição Petrográfica................................................................................................ 43 5.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)................................................. 43
5.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo)........................................... 46 5.3.3 - Biotita microgranito...................................................................................... 49 5.3.4 - Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)...................... 51 5.3.5 - Granitóide aluminoso (Tipo-S)..................................................................... 53 5.4 - Sinopse da Sequência de Cristalização das Suítes Estudadas............................. 55
CAPÍTULO 6. - QUÍMICA MINERAL.............................................................................................................. 59
6.1 - Introdução...................................................................................................................... 59 6.1.1 - Piroxênios........................................................................................................ 59 6.1.2 - Anfibólios........................................................................................................ 63 6.1.3 - Biotitas............................................................................................................. 65 6.1.4 - Plagioclásios.................................................................................................. 68 6.1.5 - Granadas....................................................................................................... 71 6.1.6 - Titanitas........................................................................................................... 74 6.1.7 - Opacos........................................................................................................... 76
CAPÍTULO 7. - CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO........................................................................................... 79
7.1 - Introdução...................................................................................................................... 79 7.1.1 - Geobarometria............................................................................................. 79
7.1.2 - Geotermometria.......................................................................................... 81 7.1.3 - Fugacidade de Oxigênio (fO2)................................................................... 85
CAPÍTULO 8. - CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA......................................................................................... 89
8.1 - Introdução...................................................................................................................... 89 8.2 - Caracterização Química............................................................................................. 89 8.2.1 - Elementos Maiores e Menores.................................................................... 89
8.2.2 - Elementos Traços, Terras Raras e Diagramas Multielementares........... 96 8.2.2.1 - Elementos Traços......................................................................... 96 8.2.2.2 - Elementos Terras Raras (ETR)....................................................... 99 8.2.2.3 - Diagramas Multielementares..................................................... 103 8.3 - Saturação em Alumina e Definição de Séries Magmáticas................................. 104 8.3.1 - Saturação em Alumina................................................................................ 104 8.3.2 - Definição de Séries Magmáticas............................................................... 105
CAPÍTULO 9. - PETROGÊNESE E AMBIENTE TECTÔNICO.................................................................................. 109
9.1 - Introdução......................................................................................................................109 9.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e Biotita microgranito.................... 110
9.3 - Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)...................................... 112 9.4 - Granitóide aluminoso................................................................................................... 114 9.5 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)..................................................................114
9.5.1 - Mecanismo Petrogenético......................................................................... 114 9.5.2 - Discussão sobre a Gênese do Magma Alcalino..................................... 118 9.6 - Ambiente Tectônico..................................................................................................... 121
PARTE 3 - INTEGRAÇÃO DOS DADOS E CONCLUSÕES FINAIS
CAPÍTULO 10. - INTEGRAÇÃO DE DADOS E CONCLUSÕES FINAIS.................................................................. 125
REFERÊNCIAS........................................................................................................................................ 129ANEXO 01 - MAPA DE AFLORAMENTOS VISITADOS
ANEXO 02 - MAPA DE PONTOS DE AMOSTRAGEM
ANEXO 03 - ESBOÇO GEOLÓGICO DA ÁREA ESTUDADA
ANEXO 04 - TABELAS DAS ANÁLISES COMPLETAS DO CAPÍTULO DE QUÍMICA MINERAL
ANEXO 05 - ARTIGO SUBMETIDO EM OUTUBRO DE 1999 À GEOCHIMICA BRASILIENSIS E
ARTIGO SUBMETIDO EM MARÇO DE 2000 À REVISTA BRASILEIRA DE GEOCIÊNCIAS
LISTA DE FIGURAS
CAPÍTULO 1. - GEOLOGIA REGIONAL
Fig. 1.1 - Arcabouço tectono-estratigráfico da Província Borborema e seus limites.............. 02 Fig. 1.2 - Mapa geológico simplificado da Faixa Seridó com os
Maciços Rio Piranhas e São José de Campestre.......................................................... 05
CAPÍTULO 2. - MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ
Fig. 2.1 - Mapa geológico do Domínio Seridó com as diferentes suítes magmáticas............ 10Fig. 2.2 - Diagrama Q-A-P normativo com os campos das séries magmáticas...................... 14 Fig. 2.3 - Diagramas de Harker para as suítes magmáticas........................................................ 15 Fig. 2.4 - Diagramas geoquímicos para as suítes magmáticas.................................................. 20 Fig. 2.5 - Classificação segundo o diagrama catiônico K-Na-Ca.............................................. 21
CAPÍTULO 3. - PROBLEMAS, OBJETIVOS, LOCALIZAÇÃO E METODOLOGIA
Fig. 3.1 - Mapa de localização da área......................................................................................... 27
CAPÍTULO 4. - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA
Fig. 4.1 - Isócronas Rb/Sr para o álcali-feldspato granito............................................................ 34 Fig. 4.2 - Isócronas Sm/Nd para o álcali-feldspato granito.......................................................... 35Fig. 4.3 - Isócronas Sm/Nd para o granitóide aluminoso.............................................................. 37
CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS
Fig. 5.1 - Diagrama Q-A-P, Q-(A+P)-M e Pl-Px-Hb para as suítes estudadas............................. 42 Fig. 5.2 - Ordem de cristalização em diferentes estágios para as suítes estudadas............... 55
CAPÍTULO 6. - QUÍMICA MINERAL
Fig. 6.1 - Diagramas de classificação dos piroxênios para a suíte básica a intermediária... 60 Fig. 6.2 - Diagramas de classificação dos piroxênios para o álcali-feldspato granito........... 62 Fig. 6.3a - Diagrama Di-Ac-Hd para o álcali-feldspato granito.................................................. 62 Fig. 6.3b - Diagrama Di-Hd com a substituição Mg, Ca e Al por Mn, Fe+2 e Fe+3.................... 62 Fig. 6.4 - Composição dos anfibólios estudados........................................................................... 64 Fig. 6.5 - Diagrama de classificação das biotitas trioctaédricas................................................ 65 Fig. 6.6 - Diagrama de classificação das biotitas (AlIV vs. Fe/(Fe+Mg)...................................... 67 Fig. 6.7 - Diagrama discriminante para as biotitas estudadas.................................................... 67 Fig. 6.8 - Representação esquemática para as composições dos plagioclásios................... 68 Fig. 6.9 - Representação das composições dos plagioclásios no álcali-feldspato granito... 70 Fig. 6.10 - Diagrama Albita-Anortita-Ortoclásio para os plagioclásios estudados.................. 70 Fig. 6.11 - Vetores de substituição para os plagioclásios no álcali-feldspato granito............ 71 Fig. 6.12 - Composição das granadas para o álcali-feldspato granito.................................... 72 Fig. 6.13 - Composição das granadas para o granitóide aluminoso........................................ 74
CAPÍTULO 7. - CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO
Fig. 7.1 - Diagrama com as isotermas para o geotermômetro de Zr........................................ 82 Fig. 7.2 - Mapa com a localização das amostras e resultados termobarométricos............... 84 Fig. 7.3 - Diagrama do Log fO2 vs. temperatura (Wones 1989)................................................... 86 Fig. 7.4 - Projeção do Log fO2-T para cristalização da hedenbergita e andradita................ 86 CAPÍTULO 8. - CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA
Fig. 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para elementos maiores............................. 97 Fig. 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para elementos traços................................ 98 Fig. 8.3 - Espectros de elementos terras raras para as suítes plutônicas estudadas............... 102Fig. 8.4 - Diagramas multielementar para as suítes plutônicas estudadas............................... 103Fig. 8.5 - Representação das rochas estudadas segundo o índice de Shand........................ 105Fig. 8.6 - Classificação segundo o diagrama catiônico K-Na-Ca.............................................. 105Fig. 8.7 - Diagramas usados na definição de séries magmáticas.............................................. 107
CAPÍTULO 9. - PETROGÊNESE E AMBIENTE TECTÔNICO
Fig. 9.1 - Diagrama confrontando elementos incompatível vs. compatível para o anfibólio-biotita granito........................................................................................ 111
Fig. 9.2 - Comparação entre as razões iniciais de Sr no anfibólio-biotita granito e biotita microgranito e as obtidas para rochas similares no Domínio Seridó............ 112
Fig. 9.3 - Diagrama confrontando elementos incompatível vs. compatível para as rochas básicas a intermediárias........................................................................ 113
Fig. 9.4 - Diagramas do tipo Harker para o álcali-feldspato granito......................................... 115Fig. 9.5 - Diagrama confrontando elementos incompatível vs. compatível
para o álcali-feldspato granito........................................................................................ 115Fig. 9.6 - Modelamento de cristalização fracionada para o álcali-feldspato granito........... 118Fig. 9.7 - Razão inicial de Sr vs. quantidade de Sr ou Rb para o álcali-feldspato granito...... 120Fig. 9.8 - Diagrama Rb/Sr vs. Sr com considerações genéticas para as suítes estudadas.... 122Fig. 9.9 - Diagrama de ambiente tectônico para as rochas estudadas.................................. 123Fig. 9.10 - Diagrama multielementar de ambiente tectônico para as suítes estudadas...... 124
LISTA DE TABELAS
CAPÍTULO 2. - MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ
Tabela 2.1 - Correlação entre as principais classificações de rochas plutônicas brasilianas na Província Borborema.......................................................................... 11
Tabela 2.2 - Fontes bibliográficas utilizadas para as diferentes suítes brasilianas.................... 12 Tabela 2.3 - Parâmetros geoquímicos das diferentes suítes magmáticas brasilianas............ 13
CAPÍTULO 4. - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA
Tabela 4.1 - Dados analíticos Rb/Sr (rocha total - RT) para o álcali-feldspato granito........... 33Tabela 4.2 - Dados analíticos Sm/Nd (RT e mineral) para o álcali-feldspato granito............. 35 Tabela 4.3 - Dados analíticos Sm/Nd (RT e mineral) para o granitóide aluminoso................. 37
CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS
Tabela 5.1 - Composição modal representativa do álcali-feldspato granito......................... 45 Tabela 5.2 - Composição modal representativa do anfibólio-biotita granito......................... 47 Tabela 5.3 - Composição modal representativa do biotita microgranito................................ 50 Tabela 5.4 - Composição modal representativa da suíte básica a intermediária................. 52 Tabela 5.5 - Composição modal representativa do granitóide aluminoso............................. 54
CAPÍTULO 6. - QUÍMICA MINERAL
Tabela 6.1 - Médias das análises químicas de ortopiroxênio da suíte básica a intermediária e clinopiroxênio do álcali-feldspato granito................... 61
Tabela 6.2 - Médias das análises químicas de anfibólio dos anfibólio-biotita granito,
biotita microgranito e suíte básica a intermediária................................................ 63 Tabela 6.3 - Médias das análises químicas de biotita dos anfibólio-biotita granito,
biotita microgranito, suíte básica a intermediária e granitóide aluminoso........ 66 Tabela 6.4 - Médias das análises químicas de plagioclásio de todas as suítes estudadas... 69 Tabela 6.5 - Médias das análises químicas de granada do álcali-feldspato granito e
granitóide aluminoso.................................................................................................... 72 Tabela 6.6 - Médias das análises químicas de titanita dos álcali-feldspato granito,
anfibólio-biotita granito e biotita microgranito........................................................ 75 Tabela 6.7 - Médias das análises químicas de opacos dos álcali-feldspato granito,
anfibólio-biotita granito, biotita microgranito e suíte básica a intermediária.... 77
CAPÍTULO 7. - CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO
Tabela 7.1 - Pressões em kbar para os anfibólio-biotita granito, biotita microgranito, suíte básica a intermediária e ortognaisses.............................................................. 80
Tabela 7.2 - Temperaturas em C para os anfibólio-biotita granito, biotita microgranito, suíte básica a intermediária e ortognaisses.............................................................. 82
Tabela 7.3 - Temperaturas em C através do Zr para os álcali-feldspato granito, anfibólio-biotita granito, biotita microgranito e suíte básica a intermediária.... 83
Tabela 7.4 - Estimativa da fO2 para os anfibólio-biotita granito e biotita microgranito......... 85 Tabela 7.5 - Estimativa da fO2 para o álcali-feldspato granito................................................... 87
CAPÍTULO 8. - CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA
Tabela 8.1 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do álcali-feldspato granito............... 90
Tabela 8.2 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do anfibólio-biotita granito............... 92
Tabela 8.3 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do biotita microgranito...................... 93
Tabela 8.4 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos da suíte básica a intermediária....... 94
Tabela 8.5 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do granitóide aluminoso................... 95
Tabela 8.6 - Comparação média de composição química das suítes estudadas................ 96 Tabela 8.7 - Dados de elementos terras raras para o álcali-feldspato granito....................... 100Tabela 8.8 - Dados de elementos terras raras para o anfibólio-biotita granito....................... 100Tabela 8.9 - Dados de elementos terras raras dos biotita microgranito e
granitóide aluminoso.................................................................................................... 101 Tabela 8.10 - Dados de elementos terras raras da suíte básica a intermediária.................... 101
CAPÍTULO 9. - PETROGENÊSE E AMBIENTE TECTÔNICO
Tabela 9.1 - Dados analíticos Sm/Nd para as rochas plutônicas estudadas........................... 111Tabela 9.2 - Dados analíticos Rb/Sr para os anfibólio-biotita granito,
biotita microgranito e álcali-feldspato granito........................................................ 112Tabela 9.3 - Composições químicas dos minerais utilizados no modelamento....................... 117Tabela 9.4 - Resultados obtidos no modelamento por cristalização fracionada................... 117Tabela 9.5 - Coeficientes de partição mineral/líquido para os elementos terras raras......... 117
LISTA DE FOTOS
CAPÍTULO 4. - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA
Foto 4.1 - Bandamento gnáissico (S2+S3) composto por bandas máficas e félsicas............... 38Foto 4.2 - Xistosidade bandada (S2) paralela ao acamamento S0............................................ 38Foto 4.3 - Boudins sigmoidais de quartzo-feldspato nos micaxistos........................................... 38Foto 4.4 - Fenocristais milimétricos de granada nas rochas alcalinas....................................... 38Foto 4.5 - Aspecto de campo das rochas alcalinas (acamamento magmático).................. 38Foto 4.6 - Rochas porfiríticas associadas aos bolsões de material básico (diorítico?)............ 38Foto 4.7 - Dique de biotita microgranito alojado nos ortognaisses............................................ 39Foto 4.8 - Soleiras de biotita microgranitos alojadas nos micaxistos.......................................... 39Foto 4.9 - Aspecto das rochas da suíte básica a intermediária................................................. 39Foto 4.10 - Granitóide aluminoso derivado da fusão parcial de micaxistos............................ 39
CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E NOMENCLATURA DAS ROCHAS PLUTÔNICAS
Foto 5.1 - Paragênese máfica encontrada nas rochas alcalinas do Plúton Caxexa............. 57Foto 5.2 - Cristal de andradita tardi-magmática com hábito intersticial/esquelético........... 57Foto 5.3 - Fenocristal de k-feldspato no Plúton Cabeçudo......................................................... 57Foto 5.4 - Lamelas de biotita parcialmente transformada para epídoto................................ 57Foto 5.5 - Processo de esfenitização dos opacos encontrados no Plúton Cabeçudo.......... 57Foto 5.6 - Cristal de anfibólio encontrado nas rochas micrograníticas..................................... 57Foto 5.7 - Cristal de alanita parcialmente alterado nas rochas micrograníticas.................... 58Foto 5.8 - Transformação parcial de ortopiroxênio em anfibólio e opacos............................. 58Foto 5.9 - Finos cristais de opacos ao longo das clivagens de biotitas e andaluzita.............. 58Foto 5.10 - Cristal tardio de granada no granitóide aluminoso.................................................. 58
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Resumo
i
RESUMO
A área estudada localiza-se na extremidade nordeste da Província Borborema, no
denominado Maciço São José de Campestre (RN e PB). Relações de campo e dados
petrográficos, geoquímicos e isotópicos permitem individualizar cinco suítes distintas de rochas
plutônicas representados por: álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), que constitui o principal
alvo desta dissertação, anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito,
gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária) e granitóide aluminoso.
O Plúton Caxexa está lateralmente associado a Zona de Cisalhamento Remígio-
Pocinhos, alojado ao longo da interface milonítica entre o substrato gnáissico e os micaxistos.
Este plúton corresponde a uma intrusão sintectônica alongada na direção N-S, com cerca de
50 km2 de superfície aflorante. Ele é formado exclusivamente por álcali-feldspato granitos,
tendo como minerais acessórios clinopiroxênio (aegirina-augita e hedenbergita), granada
(andradita), titanita e magnetita. Quimicamente, classificam-se como rochas alcalinas de alta
sílica (>70% em peso), metaluminosas a fracamente peraluminosas (coríndon normativo <1%),
com altos valores de Na2O+K2O (>10%), Sr, razões de #Fe (90-98) e índice agpaítico (0,86-1,00),
e anomalia positiva de Eu.
O Plúton Cabeçudo compõe-se de rochas com textura porfirítica, comumente
contendo enclaves magmáticos de composição básica a intermediária, mostrando feições do
tipo mingling e mixing. Petrograficamente, é constituído por fenocristais de k-feldspato e
plagioclásio como minerais essenciais, além de anfibólio, biotita, titanita e magnetita como
acessórios. Quimicamente, mostra características metaluminosas e afinidade com rochas
transicionais cálcio-alcalina e alcalina (subalcalina monzonítica). Apresentam espectros de
terras raras com anomalia negativa de Eu e conteúdos de terras raras leves e pesadas mais
elevados do que as rochas do Plúton Caxexa e do microgranito.
Os microgranitos ocorrem predominantemente na porção centro-leste, sob a forma de
diques e soleiras, com espessura decimétrica, alojados principalmente nas ortoderivadas e
com menor freqüência nos micaxistos. Seu posicionamento tardio com relação às demais
plutônicas é evidenciado através de diques encaixados em rochas dos plútons Caxexa e
Cabeçudo. Petrograficamente, são biotita granitos, contendo também titanita, anfibólio,
allanita, opacos e zircão como minerais acessórios. Quimicamente, diferem das rochas
porfiríticas, por serem peraluminosas, mais evoluídas, e terem espectros de terras raras mais
fracionados.
As rochas básicas a intermediárias ocorrem como um grande corpo elíptico de direção
NE-SW, na parte SE da área, bem como soleiras em micaxistos. Modalmente, são gabronoritos a
monzonitos, contendo os dois piroxênios e biotita como minerais máficos mais freqüentes, além
de anfibólio, titanita, ilmenita e allanita. Essas rochas mostram um comportamento químico que
não se adequa nem às séries cálcio-alcalinas típicas, nem às alcalinas, podendo representar
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Resumo
ii
possivelmente uma série monzonítica (shoshonítica). Os espectros de terras raras possuem
anomalia negativa de Eu menos pronunciada e conteúdos de terras raras maiores do que nas
outras suítes. Os granitóides aluminosos são volumetricamente restritos, sendo identificados
através da forte migmatização em micaxistos que bordejam a suíte básica a intermediária,
destacando-se alguns corpos na porção sul da área. Mineralogicamente, são identificados
granada, andaluzita, biotita e muscovita, sendo a suíte de característica geoquímica
peraluminosa.
Dados isotópicos de Rb-Sr [rocha total (RT)] e Sm-Nd (RT + mineral) permitem estimar a
idade mínima de cristalização (578 14 Ma) e a idade de fechamento final do sistema Rb-Sr
(536 4 Ma) para o Plúton Caxexa. Os granitóides aluminosos possuem idade Sm-Nd (rocha total
+ mineral) semelhante a do Plúton Caxexa, com valor de 574 67 Ma. A forte interação de
bandas de cisalhamento e diques pegmatíticos, facilitou a abertura do sistema Rb-Sr,
impossibilitando a obtenção de idades geocronológicas para o Plúton Cabeçudo e o
microgranito.
Dados termobarométricos utilizando o geotermômetro anfibólio-plagioclásio e
geobarômetro do Al em anfibólio indicam condições mínimas de 560 C e 7 kbar para o Plúton
Cabeçudo, 730 C e 6 kbar para o microgranito e 743 C e 5 kbar para a suíte básica a
intermediária. O geotermômetro de Zr mostra temperaturas mais elevadas, de 855 C, 812 C e
957 C, respectivamente, para aquelas suítes, enquanto o Plúton Caxexa apresenta
temperaturas da ordem de 757 C. Os plútons Caxexa, Cabeçudo e microgranito cristalizaram-
se sob condições de alta fugacidade de oxigênio (presença de magnetita). Por outro lado, a
ocorrência de ilmenita na suíte básica a intermediária indica condições menos oxidantes para
a sua evolução.
Relações de campo demonstram o caráter intrusivo dos granitóides em uma crosta continental
já relativamente estabilizada. Isto é comprovado por dados petrográficos e geoquímicos, que
sugerem um contexto tectônico tardi- ou pós-colisional. Interpreta-se, daí, a geração e
posicionamento das suítes granitóides durante os eventos tardios da orogênese brasiliana.
Finalmente, o confronte de Nd (600 Ma), TDM e razões isotópicas iniciais de estrôncio (ISr) não
permitem definir a(s) fonte(s) adequada(s) dentre as unidades crustais do substrato gnáissico
atualmente aflorante no MSJC. Ensaios preliminares levando em conta a relação Rb/Sr vs. Sr
deixam em aberto a possibilidade do manto metassomatisado (enriquecido em TRL, Ba, Sr, Zr)
ter sido uma das fontes principais, contaminada em diferentes proporções (menor na básica a
intermediária) por material da crosta continental. Desta forma, um manto enriquecido não
seria uma particularidade da litosfera neoproterozóica, mas uma característica marcante da
porção nordeste da Província Borborema desde o Arqueano e o Paleoproterozóico.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Resumo
iii
ABSTRACT
The area studied is located on the north-easternmost portion of the Borborema Province,
on the so-called São José de Campestre Massif, States of RN and PB, Northeast Brazil. Field
relations and petrographic, geochemical and isotope data permitted the separation of five
suites of plutonic rocks: alkali-feldspar granite (Caxexa Pluton), which constitutes the main
subject of this dissertation, amphibole-biotite granite (Cabeçudo Pluton), biotite microgranite,
gabbronorite to monzonite (Basic to Intermediate Suite) and aluminous granitoid.
The Caxexa Pluton is laterally associated to the Remígio – Pocinhos Shear Zone, with its
emplacement along the mylonitic contact between the gneissic basement and the micashists.
This pluton corresponds to a syntectonic intrusion elongated in the N-S direction, with about 50
km2 of outcropping surface. It is composed exclusively of alkali-feldspar granites, having
clinopyroxene (aegirine-augite and hedenbergite), andradite-rich garnet, sphene and
magnetite. It is classified geochemically as high silica rocks (>70 % wt), metaluminous to slightly
peraluminous (normative corindon < 1%), with high total alkalis (>10% wt), Sr, iron number
(#Fe=90-98) and agpaitic index (0.86-1.00), and positive europium anomaly.
The Cabeçudo Pluton is composed of porphyritic rocks, commonly containing basic to
intermediate magmatic enclaves often with mingling and mixing textures. Petrographically, it
presents k-feldspar and plagioclase phenocrysts as the essential minerals, besides the
accessories amphibole, biotite, sphene and magnetite. It is metaluminous and shows
characteristics transitional between the calc-alkaline and alkaline series (or monzonitic
subalkaline). Its REE content is greater than those ones of the Caxexa Pluton and biotite
microgranite, and all spectra have negative europium anomalies.
The biotite microgranites occur mainly on the central and eastern portion of the
mapped area, as dykes and sheets with decimetric thickness, hosted principally in orthogneisses
and micashists. Their field relationships as regards the Caxexa and Cabeçudo plutons suggested
that they are late-tectonic intrusions. They are typically biotite granites, having also sphene,
amphibole, allanite, opaques and zircon in the accessory assemblage. Geochemically they
can be distinguished from the porphyritic types because the biotite microgranites are more
evolved, peraluminous, and have more fractionated REE spectra.
The Basic to Intermediate rocks form a volumetrically expressive elliptical, kilometric scale
body on the Southeast, as well as sheets in micashists. They are classified as gabbronorites to
monzonites, with the two pyroxenes and biotite, besides subordinated amounts of amphibole,
sphene, ilmenite and allanite. These rocks do not show a well-defined geochemical trend,
however they may possibly represent a monzonitic (shoshonitic) series. Their REE spectra have
negative europium anomalies and REE contents greater than the other suites. The aluminous
granitoids are volumetrically restricted, and have been observed in close association with
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Resumo
iv
migmatised micashists bordering the gabbronorite pluton. They are composed of almandine-
rich garnet, andalusite, biotite and muscovite, and are akin to the peraluminous suites.
Rb-Sr (whole rock) and Sm-Nd (whole-rock and mineral) isotopes furnished a minimum
estimate of the crystallization (578±14 Ma) and the final resetting age of the Rb-Sr system (536±4
Ma) in the Caxexa Pluton. The aluminous granitoid has a Sm-Nd garnet age similar to that one of
the Caxexa Pluton, that is 574±67 Ma. The strong interaction of shear bands and pegmatite
dykes favoured the opening of the Rb-Sr system for the Caxexa Pluton and biotite microgranite.
The amphibole-plagioclase geothermometer and the Al-in amphibole geobarometer
indicate minimum conditions of 560°C and 7 kbar for the Cabeçudo Pluton, 730°C and 6 kbar
for the microgranite and 743°C and 5 kbar for the basic to intermediate suite. The Zr saturation
geothermometer reveals temperatures of respectively 855°C, 812°C and 957°C for those suites,
whereas the Caxexa Pluton shows temperatures of around 757°C. The Caxexa, Cabeçudo and
microgranites suites crystallized under high fO2 (presence of magnetite). On the other hand, the
occurrence of ilmenite suggests less oxidant conditions in the basic to intermediate suite.
Field relations demonstrate the intrusive character of the granitoids into a tectonically
relatively stable continental crust. This is corroborated by petrographic and geochemical data,
which suggest a late- or post-collisional tectonic context. It follows that the generation and
emplacement of those granitoid suites is related to the latest events of the Brasiliano orogeny.
Finally, the relationships between eNd (600 Ma), TDM (Nd) and initial Sr isotope ratio (ISr) do not
permit to define the precise sources of the granitoids. Nevertheless, trace element modelling
and isotopic comparisons suggest the participation of the metasomatised mantle in the
generation of these suites, probably modified by different degrees of crustal contamination. In
this way, a metasomatised mantle would not be a particular characteristic of the
Neoproterozoic lithosphere, but a remarkable feature of this portion of the Borborema Province
since Archaean and Paleoproterozoic times.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Introdução
v
INTRODUÇÃO
A porção NE da Província Borborema tem apresentado uma expressiva evolução do
seu conhecimento geológico nos últimos 15 anos. Um grande avanço se verifica na
compreensão do magmatismo brasiliano e sua relação com as zonas de cisalhamento de
escala litosférica.
Dentre as várias unidades tectônicas desta província, aquela situada a norte do
Lineamento Patos tem sido objeto de pesquisas mais intensivas, particularmente na região de
ocorrência da clássica Faixa Seridó. Nessa área, os granitóides brasilianos são
volumetricamente muito abundantes. Eles truncam tramas plano-lineares prévias de litologias
do embasamento gnáissico-migmatítico e de metassedimentos do Grupo Seridó. Portanto, o
entendimento desse plutonismo é de fundamental importância para uma melhor definição de
um modelo tectônico para a Faixa Seridó, bem como o papel exercido pelos maciços Rio
Piranhas e São José de Campestre ao final da orogênese brasiliana.
Nos últimos anos, têm sido reportada a presença de granitóides alcalinos no Maciço
São José de Campestre (Araújo et al. 1993; Hollanda et al. 1995; Nascimento et al. 1997), sendo
reconhecidos os plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Japi e Caxexa, o último
constituindo o alvo do presente trabalho. Desta forma, o estudo visa contribuir para o avanço
no conhecimento do plutonismo alcalino da porção oriental da Faixa Seridó, sendo
particularmente direcionado a granitóides com paragêneses exóticas do tipo albita +
clinopiroxênio + granada.
Na dissertação em lide, procedeu-se a uma subdivisão em três partes. Na primeira, faz-
se uma revisão do conhecimento geológico regional, enfatizando o plutonismo brasiliano. São
apontados alguns problemas pendentes e situado o Plúton Caxexa no contexto regional, além
de citações das metodologias aqui utilizadas. A segunda parte descreve o plúton alcalino
Caxexa e demais rochas plutônicas, além de suas encaixantes, com capítulos específicos
relativos a dados de campo, petrográficos, texturais, geocronológicos, geoquímicos e
geotermobarométricos. A última parte integra as informações precedentes e propõe um
modelo de evolução tectônica e petrológica do magmatismo alcalino.
Os resultados parciais dos dados aqui obtidos, na forma de artigos completos, foram
submetidos em outubro de 1999 ao periódico Geochimica Brasiliensis e em março de 2000 à
Revista Brasileira de Geociências. Uma cópia dos mesmos encontram-se no anexo 5, além de
uma versão sintética do primeiro, sendo referida a Nascimento et al. (1999b).
Parte 1
Revisão da Geologia e
Objetivos deste Trabalho
Capítulo 1Geologia Regional
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 1 - Geologia Regional
1
CAPÍTULO 1
GEOLOGIA REGIONAL
1.1 - Introdução.
O nordeste do Brasil compõe a denominada Província Borborema, termo usado por
Almeida et al. (1977) para englobar o conjunto de unidades geológicas estabilizadas ao final
da orogênese brasiliana. Seus limites são marcados a norte e leste por bacias costeiras, a oeste
pela Bacia do Parnaíba e a sul pelo Cráton São Francisco (fig. 1.1). A luz dos conhecimentos
atuais (Jardim de Sá 1994), essa província compreende vastas áreas de rochas gnáissico-
migmatíticas de idades Arqueana e Paleoproterozóica, correspondendo ao substrato
geológico regional. Elas compõem blocos que separam extensas faixas de rochas supracrustais
(metassedimentos e metavulcânicas), cujas idades variam de Paleo a Mesoproterozóicas
(Zona Transversal, entre os lineamentos Pernambuco e Patos, Ceará Central e Faixa Seridó) a
Neoproterozóicas (NW do Ceará e faixas Sergipana e Riacho do Pontal, as duas últimas no
limite sul da província). Duas características marcantes da Província Borborema são o
expressivo magmatismo brasiliano e o notável sistema de zonas de cisalhamento, constituindo
o último episódio de deformação dúctil regional afetando a região (Jardim de Sá 1994).
A área de trabalho situa-se no extremo NE da Província Borborema, mais precisamente
na região denominada por Jardim de Sá (1994) de Faixa Seridó. Entretanto, aqui é aplicada a
denominação “Domínio Seridó” para a região compreendida entre o Lineamento Patos (a sul),
a Zona de Cisalhamento Portalegre (a oeste), e os sedimentos meso-cenozóicos das bacias
Potiguar e Pernambuco-Paraíba (a norte e leste, respectivamente), em virtude da definição de
o termo Faixa Seridó confundir com a nomenclatura oferecida ao conjunto de
metassedimentos do Grupo Seridó (a conhecida Faixa Seridó).
1.2 - O Maciço Rio Piranhas.
Este maciço foi inicialmente denominado por Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves
(1984) para representar um conjunto de rochas gnáissico-migmatíticas, correspondendo ao
embasamento da Faixa Seridó, cuja borda leste seria a Zona de Cisalhamento Picuí-João
Câmara (fig. 1.2). Os outros limites são a Zona de Cisalhamento Portalegre (a oeste), o
Lineamento Patos (a sul) e sedimentos mesozóicos da Bacia Potiguar (a norte).
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 1 - Geologia Regional
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Figura 1.1 - Arcabouço tectono-estratigráfico da Província Borborema e seus limites (Jardim de Sá 1994).
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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Seu embasamento corresponde a rochas de alto grau, representadas por duas
associações principais. A mais antiga compreende uma seqüência metavulcanossedimentar
formada por anfibolitos e paragnaisses diversos. A mais jovem, volumetricamente dominante, é
formada por suítes de rochas metaplutônicas de composição tonalítica a granítica de
afinidade cálcio-alcalina e subalcalina (Souza et al. 1993; Jardim de Sá 1994).
Tendo em vista essas variações litológicas, Hackspacher & Sá (1984), Hackspacher et al.
(1990) e Dantas et al. (1991) defendem a separação desse embasamento em dois
componentes distintos, um denominado de Grupo São Vicente, correspondendo às rochas
metavulcanossedimentares provavelmente mais antigas; e o outro, o Grupo Caicó, referido por
Legrand et al. (1991b) como Suíte Magmática de Caicó, possuindo composição mais ácida,
intrusivo no anterior. Outros autores (Jardim de Sá 1984; Macedo et al. 1991; Souza et al. 1993)
utilizam o termo Complexo Caicó para todo o conjunto de unidades que constituem o
embasamento gnáissico-migmatítico, em virtude de não haver diferenças de idades
significativas entre as unidades mencionadas. Os primeiros dados geocronológicos de
ortognaisses do Complexo Caicó referem-se a isócronas Rb-Sr obtidas por Brito Neves et al.
(1975) e Pessoa (1976), onde calculou-se uma idade de cerca de 2,7 Ga. Posteriormente,
análises de zircão pelos métodos U-Pb (Hackspacher et al. 1990; Dantas et al. 1991; Legrand et
al. 1991b), Pb-Pb por evaporação (Macedo et al. 1991; Souza et al. 1993) e Rb-Sr em rocha
total de amostras cogenéticas (Souza et al. 1993) apontaram para idades entre 2,23 e 2,15 Ga.
Granitóides intrusivos designados G2 e G3 por Jardim de Sá et al. (1981), com respectivas
idades Paleoproterozóica e Neoproterozóica, ocorrem distribuídos em todo o maciço. Os tipos
G2 correspondem a rochas metaplutônicas de composição granítica, subordinadamente
tonalítica a granodiorítica, derivadas de protólitos ígneos com textura porfirítica (atualmente
augen gnaisses) ou fanerítica grossa a média. Subordinadamente, ocorrem soleiras de granitos
e leucogranitos contendo biotita, granada e muscovita, além de metapegmatitos intrusivos
nos gnaisses do embasamento e na Formação Jucurutu (Jardim de Sá 1994). Dados
geoquímicos fornecidos por Martin et al. (1990), Medeiros et al. (1991) e Jardim de Sá (1994)
identificam suítes cálcio-alcalinas potássicas, subalcalinas e em menor quantidade cálcio-
alcalina com fontes mantélicas que sofreram diferentes graus de contaminação crustal. Dados
isotópicos através do método Rb-Sr (Macedo et al. 1984; Jardim de Sá et al. 1987) sugerem
idade de 1,95 0,05 Ga para essas rochas. Legrand et al. (1991b) mostram valores semelhantes,
da ordem de 1,94 0,12 Ga, utilizando U-Pb em zircões. Jardim de Sá (1994), argumenta que em
virtude dessas rochas possuírem um comportamento sintectônico ao evento tangencial D2, o
intervalo entre 2,0 a 1,9 Ga estaria relacionado a esse evento, o qual afetou o substrato
gnáissico e o Grupo Seridó. Legrand et al. (1991b) consideram a idade de 1,94 Ga como uma
estimativa mínima e relacionada à perda de Pb durante o ciclo Brasiliano. Desta forma, haveria
uma aproximação nas idades entre os augen gnaisses (G2) e os ortognaisses Caicó (G1), fato
esse que tornaria pouco provável a ocorrência de um ciclo de sedimentação (o Grupo Seridó)
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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entre as épocas de geração dois tipos de ortognaisses (Legrand et al. 1991b). Em relação aos
granitóides G3, os mesmos serão descritos com maiores detalhes no capítulo 2.
1.3 - A Faixa Seridó.
Os limites da Faixa Seridó (referida como FSe) são representados a norte pela Bacia
Potiguar, a leste pela Zona de Cisalhamento Picuí-João Câmara, a sul pelo Lineamento Patos e
a oeste pelo Maciço Rio Piranhas (fig. 1.2). Essa faixa compreende uma seqüência supracrustal
dominada por rochas metassedimentares, repousando discordantemente sobre um
embasamento gnáissico-migmatítico (Complexo Caicó), sendo ambas as unidades afetadas
por grandes estruturas e intenso magmatismo neoproterozóico.
A FSe corresponde a uma mega-seqüência deposicional. Seu posicionamento
cronoestratigráfico ainda representa motivo de controvérsias. Segundo Jardim de Sá & Salim
(1980), o grupo apresenta-se subdividido em paragnaisses basais, com intercalações de
mármores, calciossilicáticas, micaxistos, metavulcânicas e formações ferríferas (Formação
Jucurutu), metaconglomerados e quartzitos (Formação Equador) em posição intermediária e
no topo micaxistos feldspáticos e aluminosos, apresentando feições sedimentares com
características turbidíticas, possuindo subordinadamente intercalações de metavulcânicas,
mármores e calciossilicáticas (Formação Seridó). Jardim de Sá (1994) defende um modelo de
evolução no qual as três formações fariam parte de um único ciclo de sedimentação de idade
Paleoproterozóica. Todavia, Archanjo & Salim (1986) e Caby et al. (1991) propõem a presença
de uma discordância entre o Grupo Jucurutu (formações Jucurutu na base e Equador no topo)
e o Grupo Seridó, este último com uma fácies conglomerática basal denominada Formação
Parelhas. Esse modelo advoga uma idade mais jovem (Neoproterozóica) para a Formação
Seridó, permanecendo as formações Equador e Jucurutu com idade Paleoproterozóica.
A obtenção de idades absolutas para o Grupo Seridó tem sido feita indiretamente a
partir dos corpos granitóides pré-brasilianos (tipo G2), datados em um intervalo de 2,0 a 1,9 Ga
pelos métodos Rb-Sr (rocha total), U-Pb e Pb-Pb em zircões (Macedo et al. 1984; Jardim de Sá
et al. 1987; Legrand et al. 1991b), que são intrusivos no embasamento gnáissico-migmatítico, na
Formação Jucurutu e, de modo restrito, na Formação Seridó. Entretanto, discussões sobre as
idades desse grupo vêm sendo ampliadas em virtude de novas datações. Van Schmus et al.
(1995), analisando uma amostra da Formação Jucurutu pelo método U-Pb em zircões, obteve
valores de 1,75 Ga, por eles interpretada como a idade máxima da sedimentação e possível
estimativa do vulcanismo associado. Van Schmus et al. (1996) reportam idades Sm-Nd de 1,2
Ga (idade máxima ?) para xistos da Formação Seridó e 1,6 Ga para gnaisses Jucurutu.
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PPGG/CCET/UFRN Capítulo 1 - Geologia Regional
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Figura 1.2 - Mapa geológico simplificado da Faixa Seridó com os Maciços Rio Piranhas e São José de
Campestre (modificado de Jardim de Sá et al. 1995 e Dantas 1997). O retângulo a sul do MSJC delimita a
área desta dissertação.
1.4 - O Maciço São José de Campestre.
São creditados a Barbosa & Braga (1974) os primeiros trabalhos neste maciço, ao
divulgarem um mapa geológico na escala 1:250.000 com a caracterização geológica e
petrográfica de migmatitos e gnaisses indiferenciados. Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves
(1984) denominaram o conjunto de rochas que ocorrem a leste do “sistema de dobramento
Seridó” de Maciço Caldas Brandão/São José de Campestre, sendo adotada aqui a segunda
denominação, referida por MSJC. O MSJC limita-se a sul e oeste pelas zonas de cisalhamento
Remígio-Pocinhos (ZCRP) e Picuí-João Câmara (ZCPJ), respectivamente, e a norte e leste por
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sedimentos meso-cenozóicos das bacias Potiguar e costeira (fig. 1.2). De acordo com relações
de campo (Jardim de Sá et al. 1993) e tratamento digital de imagens de satélite (Amaro 1998)
têm-se verificado que as zonas de cisalhamento no MSJC se comportam distintamente
daquelas observadas na porção central da FSe. Neste maciço, observa-se uma tectônica
transtrativa/transcorrente, onde as estruturas de baixo ângulo são progressivamente
verticalizadas aproximando-se de zonas de cisalhamento, diferentemente do que ocorre no
Maciço Rio Piranhas. Entre duas zonas de cisalhamento de direção NE e cinemática dextrógira,
encontra-se um conjunto de zonas com direção NW originando um mosaico de pequenos
blocos retangulares. Essas zonas NW apresentando cinemática sinistrógira podem representar
falhas antitéticas em um sistema conjugado com aquelas transcorrências E-W e NE, que
ocorrem na Província Borborema (Dantas 1997).
Recentemente, Dantas (1997) e Dantas et al. (1997, 1998), através de mapeamento
geológico e estudo isotópicos de Nd apresentaram um contexto mais complexo. Inicialmente,
foi reconhecido um núcleo arqueano na porção central do MSJC, formado por ortognaisses,
diversos tipos de migmatitos, granulitos e uma seqüência de rochas básicas. Dados U-Pb (em
zircão) forneceram idade de 3,4 Ga nos ortognaisses, 3,2 Ga nos migmatitos e em granulitos, e
2,7 Ga em sienitos, sendo que as idades modelo TDM variam de 3,77 a 3,2 Ga. Circundando esse
núcleo, encontram-se rochas metaplutônicas paleoproterozóicas, variavelmente
migmatizadas, com composição oscilando de dioritos a granodioritos, além de augen gnaisses
e leucogranitos. Dados geocronológicos U-Pb em zircão de granodioritos indicaram idades de
cristalização no intervalo de 2,2 a 2,15 Ga. As idades TDM variam de 2,4 a 2,3 Ga para os
terrenos a sul do bloco arqueano e 2,6 a 2,5 Ga para aqueles a oeste. Estas rochas são
correlacionadas aos componentes metaplutônicos do Complexo Caicó, discutidos
anteriormente (vide Maciço Rio Piranhas).
Por fim, as unidades mais jovens estão representadas basicamente por micaxistos
correlacionados à Formação Seridó (Trindade et al. 1993; Jardim de Sá 1994), que afloram
como fatias isoladas no extremo nordeste (Ielmo Marinho) e a sul do MSJC (NW de Remígio). A
leste de Pedra Preta (RN) e sudeste de Barra de Santa Rosa (PB), análises U-Pb em zircões nas
rochas identificadas como metatufos intercalados nos xistos Seridó forneceram idades de
741 15 Ma, sendo esses zircões interpretados como de origem ígnea (Van Schmus et al. 1995).
Assim sendo, a Formação Seridó possuiria uma idade Neoproterozóica. Jardim de Sá (1996)
discorda da interpretação deste valor de 741 15 Ma, e sugere que os metatufos seriam, na
realidade, soleiras de granitóides brasilianos e pelo menos parte dos zircões analisados nos
micaxistos (aqueles com formas euedrais, claros e límpidos) poderiam representar cristais
metamórficos. Todavia, considerada válida tal hipótese, o magmatismo brasiliano (650-550 Ma)
seria bem mais jovem do que o metamorfismo de alta temperatura, contrariando as idéias
vigentes. Os granitóides brasilianos também fazem parte dessa unidade mais jovem e ocorrem
como diversos plútons de diferentes afinidades magmáticas. Em geral, eles possuem idades
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 1 - Geologia Regional
7
modelo em torno de 2,2 Ga, indicando a participação de uma fonte paleoproterozóica na sua
gênese. Dentre os granitóides que ocorrem no MSJC, tem-se verificado a identificação de
vários plútons com afinidade alcalina (Araújo et al. 1995; Hollanda et al. 1995; Galindo et al.
1997b; Nascimento et al. 1997), representando o “cortejo alcalino” do MSJC. Representam
corpos sintectônicos descritos como álcali-feldspato granitos, além de sienogranitos, quartzo
sienitos e quartzo álcali-feldspato sienitos. Possuem a associação clinopiroxênio ± andradita ±
titanita e correspondem aos granitóides Serra do Algodão e Serra do Boqueirão (Araújo 1995;
R.S.C. Nascimento 1998), Caxexa (M.A.L. Nascimento 1998) e Japi (Hollanda et al. 1995;
Hollanda 1998).
Capítulo 2Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 2 - Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó
9
CAPÍTULO 2
MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ
2.1 - Introdução.
A atividade plutônica brasiliana constitui uma das mais importantes feições do Domínio
Seridó, sendo representada em toda sua extensão por diversos batólitos, stocks e diques (fig.
2.1). O grande volume e a diversidade deste plutonismo, associado a relativa carência de
dados de campo, petrográficos, geoquímicos e geocronológicos, têm dificultado a
elaboração de uma classificação mais precisa para as várias suítes brasilianas nesta região.
Uma das primeiras tentativas de classificação foi proposta por Almeida et al. (1967) ao
posicionarem as rochas plutônicas da Província Borborema com respeito ao Ciclo Brasiliano: i)
granitóides sin-tectônicos, subdivididos nos tipos Itaporanga (porfiríticos) e Conceição
(equigranulares); e ii) granitóides tardi-tectônicos, compreendendo os tipos Catingueira e
Itapetim. Posteriormente, Brito Neves & Pessoa (1974) e Santos & Melo (1978), também
trabalhando na Província Borborema, mais precisamente no Domínio da Zona Transversal,
acrescentaram uma gama de dados petrográficos ao estudo de Almeida et al. (1967), todavia
mantendo a mesma interpretação em relação ao posicionamento tectônico. Jardim de Sá et
al. (1981), agora restringindo-se ao Domínio Seridó, sugeriram uma classificação baseada em
parâmetros estruturais, ocasião em que os granitóides relacionados ao evento Brasiliano foram
reagrupados nos subtipos Gx (rochas básicas a intermediárias), G3 (granitos e granodioritos
porfiríticos ou equigranulares) e G4 (leucogranitos tardios). Sial (1987) individualizou quatro
grande grupos de granitóides para a Província Borborema, através 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 et al. 1995; M.A.L. Nascimento et
al. 1997). Recentemente, Ferreira et al. (1998) reconheceram nove grupos de granitóides e
sienitóides na Província Borborema, de acordo com critérios petrográficos e geoquímicos,
sendo constatado no Domínio Seridó cinco tipos distintos, denominados de cálcio-alcalino alto-
K com e sem epídoto magmático, peralcalino, shoshonítico e cálcio alcalino peraluminoso.
Do exposto, percebe-se, que há invariavelmente a aplicação de terminologias
petrográficas e texturais, juntamente à nomenclaturas geoquímicas (tabela 2.1), o que
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Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 2 - Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó
12
dificulta a distinção clara entre as várias suítes. A proposta deste capítulo é sintetizar os dados
disponíveis (tabelas 2.2 e 2.3), visando demonstrar as características petrográficas, geoquímicas
e geocronológicas de cada suíte. Optou-se por seguir as denominações mais comuns da
literatura (Jardim de Sá 1994, Galindo et al. 1997a e b, entre outros), onde termos de
conotação petrográfica e geoquímica são utilizados.
Tabela 2.2 - Fontes bibliográficas utilizadas na individualização das diferentes suítes brasilianas, totalizando 217 análises químicas (quantidades entre parênteses).
Suítes Corposestudados
Fontes
Básica a intermediária (47) Totoró, Acari, Poço Verde, São João do Sabugi.
Jardim de Sá (1994); Z.S.Souza (dados não publicados).
Porfirítica (87) Acari, Monte das Gameleiras, Patu-Caraúbas.
Jardim de Sá et al. (1986); Galindo (1982, 1993); Jardim de Sá (1994).
Leucogranítica (17) Dona Inês, Picuí, Acari e Monte das Gameleiras.
McMurry et al. (1987a, b); Silva (1993); Galindo (1982); Jardim de Sá (1994).
Alcalina (MSJC - 45) (Umarizal - 11)
Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Japi, Caxexa, Umarizal.
R.S.C. Nascimento (1998); Hollanda (1998); M.A.L. Nascimento et al. (1997); Galindo (1993).
Shoshonítica (10) Quixaba. Galindo (1993); Galindo et al.(1997a)
Nos ítens seguintes procede-se a descrição petrográfica e geoquímica das diferentes
suítes de rochas plutônicas brasilianas. Para evitar repetições, os elementos terras raras são
simbolizados por ETR, sendo os leves ETRL, e os pesados ETRP. O número de magnésio,
correspondendo a proporção em mol de MgO/FeO, é referido como #Mg.
2.2 - A Suíte Básica a Intermediária.
Ocorre como pequenos plútons isolados ou associados a corpos de granitos porfiríticos.
Compreende rochas de composição variando, desde termos gabro/dioríticos até quartzo
monzoníticos, de acordo com o diagrama Q-A-P normativo (fig. 2.2). Possuem textura fina a
média (ou grossa nos tipos gabróides), equigranular ou inequigranular, estes com fenocristais
de plagioclásio. Diferentes fácies (gabros e anfibólio dioritos) eventualmente ocorrem juntos em
um mesmo afloramento, podendo tratar-se de diferentes graus de fracionamento de um único
magma, ou de líquidos imiscíveis oriundos de um mesmo magma progenitor (Jardim de Sá
1994).
Os corpos de Totoró, Poço Verde e São João do Sabugi apresentam como minerais
máficos augita ou diopsídio e hiperstênio, mostrando algumas vezes transformações para
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000) 13
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 2 - Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 2 - Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó
14
anfibólio. Os termos quartzo dioríticos possuem hornblenda como máfico dominante, cuja
composição varia de Fe-edenita a hastingsita (A.C. Galindo, comunicação verbal), além de
biotita. Subordinadamente, ocorrem microclina e quartzo formando a matriz destas rochas.
Outros acessórios comuns são titanita, opacos, zircão e apatita.
Figura 2.2 - Diagrama Q-A-P normativo (Le Maitre 1976) e campos de séries magmáticas (Lameyre &
Bowden 1982) para o magmatismo brasiliano no Domínio Seridó.
Legenda: 2. álcali-feldspato granito; 3a. sienogranito; 3b. monzogranito; 4. granodiorito; 6*. quartzo álcali-
feldspato sienito; 7*. quartzo sienito; 8*. quartzo monzonito; 9*. quartzo monzodiorito/quartzo monzogabro;
10*. quartzo diorito/quartzo gabro; 8. monzonito; 9. monzodiorito/monzogabro; 10. diorito/gabro. tr.
trondhjemítico; th. tholeítico; calc. cálcio-alcalino; mz. monzonítico; al. granitóides aluminosos em
províncias alcalinas; alc. alcalino; mob. granitos crustais.
São rochas com certa variação de SiO2 (48-60%), Mg# entre 64 e 11, e razão K2O/Na2O
de 0,3 a 1,5 (tabela 2.3). Diagramas de Harker (fig. 2.3) mostram correlação negativa de TiO2,
Fe2O3t, MgO e CaO, enquanto K2O correlaciona-se positivamente com SiO2. Por seu turno,
Al2O3 possue trajetória particular, inicialmente aumentando até cerca de 55% SiO2, passando a
decrescer a partir deste valor. Os elementos traços Ba, Zr e Rb são claramente incompatíveis,
enquanto que os demais estão dispersos nos diagramas. Comparada às outras suítes, a básica
a intermediária é mais rica em Fe2O3t, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 (fig. 2.3). Os ETR são fraco a
moderadamente fracionados (LaN/YbN=11-70), com anomalia de Eu ligeiramente positiva ou
negativa (Eu/Eu*=0,6-1,2) (tabela 2.3). Apresentam afinidade geoquímica com séries
shoshonítica (Leterrier et al. 1990; Jardim de Sá 1994), e de acordo com diagramas
discriminantes geoquímicos representam rochas transicionais cálcio-alcalinas a alcalinas
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19
subalcalinas?) (fig. 2.4a, b). No diagrama K-Na-Ca (fig. 2.5) essas rochas plotam paralelamente
ao trend cálcio-alcalino, sendo as mais pobres em K e mais ricas em Ca dentre todas as suítes
estudadas. Tratam-se de rochas essencialmente metaluminosas, com razões A/CNK<1.
As evidências de contaminação e mistura de magmas da suítes básica a intermediária
com a porfirítica dificultam a obtenção de datações geocronológicas confiáveis pelo método
Rb-Sr (Macedo et al. 1993). Deste modo, comumente se obtêm pseudoisócronas com idades
anomalamente elevadas entre 900 e 700 Ma e razões iniciais (ISr) baixas da ordem de 0,706
(Jardim de Sá et al. 1987). Por outro lado, o método U/Pb em zircões fornece idade com maior
confiabilidade. Leterrier et al. (1994) obtiveram idade de 579 7 Ma (1 ) para dioritos de Acari,
enquanto Dantas (1997) reporta idade de 599 16 Ma (1 ) para o norito Poço Verde. Datações
em monazitas através de microssonda eletrônica para esse mesmo norito forneceram o valor
de 555±10 Ma (2 ), sendo interpretado como o pico de um evento térmico em fácies granulito
que atuou sobre o corpo (Z.S. Souza, em preparação).
2.3 - A Suíte Porfirítica.
É a mais abundante volumetricamente, ocorrendo sob a forma de batólitos isolados ou
associados a outros tipos de rochas, em especial àquelas da suíte básica a intermediária.
Texturalmente, é representada por uma fácies grossa conhecida como “dente de cavalo”,
contendo grandes fenocristais de K-feldspato (até 15 cm de comprimento), com fina borda de
plagioclásio sódico. Tais fácies são dominantes na maior parte dos maciços graníticos, tais
como nos batólitos 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), Catolé do Rocha-
Alexandria, Barcelona, Totoró, Pombal (Archanjo 1993). Outras variedades faciológicas
possuem granulação média, com fenocristais de K-feldspato inferiores a 2 cm, presentes nos
plútons Picuí (Silva 1993), Patu-Caraúbas (Galindo 1993) e Acari (Jardim de Sá et al. 1986).
Petrograficamente, predominam monzogranitos, podendo variar para granodioritos e quartzo
monzonitos (fig. 2.2). Dentre os minerais máficos, citam-se biotita e anfibólio (hornblenda
hastingsítica a ferro-edenítica), além dos acessórios titanita, epidoto, alanita, zircão, apatita e
opacos (magnetita, ilmenita).
A suíte porfirítica é enriquecida em álcalis (K2O+Na2O 7%), com razão K2O/Na2O
oscilando de 0,9 a 2,0 (tabela 2.3). Em diagramas de Harker (fig. 2.3), Al2O3, CaO, MgO, Fe2O3t,
TiO2 e P2O5 possuem correlação negativa com SiO2. Os elementos traços Ba, Sr, Zr e Ni têm
comportamento compatível, enquanto Rb é ligeiramente incompatível. Concernente aos ETR,
os espectros variam de pouco a fortemente fracionados, tendo razões LaN/YbN=20-80 e
anomalia negativa de Eu (Eu/Eu*=0,3-0,8) (tabela 2.3). Compreendem rochas com afinidade
subalcalina/monzonítica (Jardim de Sá 1994), conforme evidenciado em diagramas
discriminantes, em especial R1-R2 e TAS (fig. 2.4c, d). Essas rochas seguem o trend da suíte
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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cálcio-alcalina como demonstrado no diagrama K-Na-Ca (fig. 2.5), sendo mais enriquecida em
K que a suíte anterior. Representam rochas meta a peraluminosas, com razões A/CNK entre
0,83-1,10.
Figura 2.4 - Diagramas discriminantes geoquímicos para as suítes magmáticas brasilianas. (a)
Log10(K2O/MgO) vs. SiO2 (Rogers & Greenberg 1981); (b) índice de alcalinidade (Wright 1969); (c) R1-R2
(De La Roche et al. 1980); e (d) álcalis total vs. sílica - TAS (Lameyre 1987), com os trends monzonítico (mz),
alcalino (alc), granodiorítico (gd) e trondhjemítico (tr). Em traçejado a divisória dos campos subalcalino e
alcalino (Miyashiro 1978). Segue a legenda da figura 2.3.
A maior quantidade de dados geocronológicos do magmatismo brasiliano refere-se a
suíte em lide. Sete amostras da fácies porfirítica grossa do Maciço de Acari definem uma
isócrona Rb-Sr (rocha total) com 547 21 Ma (1 ), ISr=0,7076 0,0004 e MSWD=0,8 (Jardim de Sá
1994). Esse valor corrobora o obtido por Legrand et al. (1991a), que dataram o maciço através
do método U-Pb em zircão, obtendo uma idade de 555 5 Ma (1 ). Galindo (1993) e Galindo et
al. (1993) reportam um grande volume de dados isotópicos Rb-Sr para rochas porfiríticas do
extremo NW do Maciço Rio Piranhas, concluindo que a atuação do evento Brasiliano naquela
região deu-se no intervalo entre 630 Ma e 570 Ma. No plúton Monte das Gameleiras, uma
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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isócrona Rb-Sr (rocha total) com 5 amostras (Galindo 1982), forneceu a idade de 547 6 Ma (1 )
e ISr=0,7094 0,0001 (2 ).
Figura 2.5 - Classificação das suítes
magmáticas brasilianas de acordo com o
diagrama catiônico K-Na-Ca (Barker & Arth
1976). Segue a mesma legenda da fig. 2.3.
2.4 - A Suíte Leucogranítica.
As rochas que compõem esta suíte são encontradas em diversos locais na forma de
enxames de diques, soleiras e corpos isolados, exemplificados em Serra Pelada (NW de Ielmo
Marinho), Dona Inês e Picuí, ou no contexto dos maciços polidiapíricos Acari, São José de
Espinharas e Brejo do Cruz (Jardim de Sá 1994).
Composicionalmente são essencialmente monzogranitos (fig. 2.2), equigranulares ou
microporfiríticos, de textura média a fina, com determinadas fácies portando granada (plútons
de Picuí, Silva 1993; e Dona Inês, Borges 1996). Plagioclásio (oligoclásio), microclina e quartzo
são os minerais essenciais. A mineralogia acessória é composta por biotita ( anfibólio), titanita,
epídoto, apatita, zircão, alanita, opacos e turmalina.
Essas rochas mostram estreita variação de SiO2 (68-76%), com altas razões K2O/Na2O
(1,1-2,3%). Em diagramas de Harker (fig. 2.3), apresentam correlação negativa para Al2O3,
Fe2O3t, CaO, MgO, TiO2 e Na2O, ao passo que o K2O apresenta-se disperso. Os elementos
traços compatíveis são Ba, Sr, e Zr, enquanto Rb é incompatível. Características marcantes dos
ETR são a forte anomalia negativa de Eu (Eu/Eu*=0,4-0,7), ETRP comparativamente baixos e os
mais elevados valores de LaN/YbN (15-135) (tabela 2.3). Geoquimicamente, esta suíte
assemelha-se às porfiríticas, entretanto, com características mais evoluídas (figs. 2.4 e 2.5).
Compreendem rochas meta a peraluminosas, com razões A/CNK variando 0,95-1,12.
As relações de campo indicam uma idade mais tardia ou, pelo menos,
contemporânea, com relação às suítes básica a intermediária e porfirítica. Tentando obter
dados geocronológicos através do método Rb-Sr (rocha total) no plúton de Dona Inês,
McMurry et al. (1987b) individualizaram no mesmo duas fácies distintas, uma com idade de
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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475 102 Ma e outra de 544 16 Ma. Borges (1996) acrescentou três amostras às 15 dos autores
supracitados, obtendo uma idade de 557 13 Ma, ISr=0,7108 0,0008 e MSWD=2,9. Esta idade foi
considerada como de referência para a cristalização magmática do plúton (Borges 1996).
2.5 - A Suíte Alcalina.
As rochas que compõem esta suíte são representadas no MSJC pelos plútons Serra do
Algodão, Serra do Boqueirão, Caxexa e a fácies alcalina do plúton Japi (Araújo et al. 1993;
Hollanda et al. 1995; M.A.L. Nascimento et al. 1997). No extremo NW do Maciço Rio Piranhas,
ocorre o Granitóide Umarizal (Galindo 1993), representando outro corpo granítico de caráter
alcalino, todavia com características petrográficas distintas dos anteriores, sendo possível desta
forma individualizar dois conjuntos de rochas alcalinas para o Domínio Seridó.
Os corpos alcalinos do MSJC são formados por álcali-feldspato granitos, com quartzo
álcali-feldspato sienitos subordinados e sienogranitos (Galindo et al. 1997b) (fig. 2.2). Já no
Granitóide Umarizal, são identificados monzogranitos e quartzo monzonitos (fig. 2.2). As rochas
alcalinas do MSJC possuem textura fina, equigranular, e contêm aegirina-augita/augita sódica
e hedenbergita, as quais podem se transformar em anfibólio (riebeckita ?). Nos plútons Serra do
Algodão, Serra do Boqueirão e Caxexa, ocorre granada rica em moléculas de andradita como
mineral máfico. O plagioclásio em geral é bastante sódico (An0-5), sendo mais rico em cálcio
(An>5) quando associado a granada (Nascimento et al. 1998). Os acessórios mais comuns são
titanita, apatita, zircão, alanita e óxidos (magnetita e ilmenita). Em Umarizal, as rochas são de
textura média, inequigranulares, o plagioclásio é do tipo oligoclásio, e a mineralogia acessória
é formada por faialita (Fa98-Fo2) ou ferro-hiperstênio, além de hedenbergita, hornblenda ferro-
edenítica, subordinadamente biotita, e eventualmente zircão, apatita, alanita, magnetita e
ilmenita (Galindo 1993).
Os plútons alcalinos do MSJC mostram variação na quantidade de sílica (67-77%), com
forte enriquecimento em álcalis (Na2O+K2O=8-11%), e acentuado empobrecimento em CaO
(<1,5%) e MgO (<0,5%). São rochas meta a peraluminosas (A/CNK entre 0,86 a 1,09), ricas em Ba
e Sr e pobres em Zr, com menores razões LaN/YbN e YbN em relação às alcalinas de Umarizal.
Em diagramas de Harker (fig. 2.3), as alcalinas mostram correlação negativa de Al2O3, F2O3t,
CaO e TiO2, observando-se diferenças sutis entre os corpos do MSJC e os de Umarizal, estes
últimos menos aluminosos e mais ricos em Fe2O3t, CaO e TiO2. Os elementos traços, Ba e Sr são
fortemente compatíveis nas alcalinas do MSJC, e fracamente compatíveis nas alcalinas de
Umarizal. Nestas, observam-se concentrações extremamente elevadas de Zr, além de maior
fracionamento de ETRL (LaN/YbN=12 a 62). Anomalias positivas de Eu são típicas da fácies
alcalina no MSJC (Eu/Eu*=1,5-3,0), enquanto que em Umarizal as anomalias são negativas a
positivas (Eu/Eu*=0,5-1,2) (tabela 2.3). A afinidade alcalina é sugerida em diagramas
geoquímicos discriminantes (fig. 2.4), sendo que o diagrama K-Na-Ca (fig. 2.5) permite separar
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 2 - Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó
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as alcalinas de Umarizal e aquelas do MSJC, estas situando-se mais próximas à arestra K-Na, a
exemplo de suítes alcalinas descritas em outras partes do mundo (Martin et al. 1994), enquanto
que as primeiras são ligeiramente mais cálcicas (fig. 2.5).
A idade desse magmatismo ainda é pouco conhecida, sendo melhor representada
pelo granitóide de Umarizal através de datação Rb-Sr em rocha total, que forneceu 545 7 Ma
(1 ), ISr=0,7121 0,0002 e MSWD=0,67 (Galindo et al. 1993). Em virtude desse granitóide não estar
deformado, admite-se um alojamento pós-tectônico, sendo essa idade a de cristalização e
colocação do corpo. Para o plúton Serra do Algodão, o plote de três amostras em uma
isócrona Rb-Sr (rocha total), forneceu 529 54 Ma (1 ), ISr=0,7072 0,0003 e MSWD=0,60, podendo
representar sua idade de cristalização (R.S.C. Nascimento 1998).
2.6 - A Suíte Shoshonítica.
É representada por um corpo alongado na direção NE-SW, de aproximadamente 100
km2, aflorante no extremo NW do Maciço Rio Piranhas, denominado por Galindo (1993) de
Granitóide Quixaba. Caracteriza-se pela presença de duas fácies principais: uma de natureza
monzonítica (fácies Quixaba) (fig. 2.2) compreendendo cerca de 90% do corpo, e outra
monzodiorítica a quartzo monzodiorítica, esta última contendo rochas da suíte básica a
intermediária.
A fácies Quixaba possui textura grossa, com fenocristais euédricos de K-feldspato de até
4 cm, usualmente zonados. São rochas leucocráticas a mesocráticas, com plagioclásio
zonado, formando agregados de pequenos cristais de composição An18-14, além de cristais
maiores, isolados, com An38-16. O K-feldspato é a microclina pertítica, com o quartzo
xenomórfico e exibindo extinção ondulante. Anfibólio (hornblenda ferro-edenítica) e biotita são
os minerais máficos predominantes, sendo titanita, alanita, zircão, apatita, epídoto e ilmenita os
demais acessórios.
As rochas da suíte shoshonítica mostram uma restrita variação de SiO2 (58-60%) e
enriquecimento em álcalis (Na2O+K2O=8-11%), Fe2O3t (4-10%) e CaO (>3%). São rochas
metaluminosas, com razões A/CNK entre 0,82-0,94. Alguns elementos traços também são
abundantes, tais como Ba, Sr e Zr (valores acima de 1500, 300 e 600 ppm, respectivamente). Em
diagramas de Harker (fig. 2.3), nota-se correlação negativa para Fe2O3t, CaO, MgO, TiO2 e
P2O5, e correlação positiva para Na2O, K2O e Al2O3. Os elementos traços possuem
comportamento compatível para Sr, Y e Nb, enquanto que Rb, Zr e Ba são incompatíveis.
Observa-se um enriquecimento em TRL em relação aos TRP (LaN/YbN=12 a 28), e as anomalias
de Eu são discretas, oscilando entre positivas e negativas (Eu/Eu*=0,7-1,2) (tabela 2.3).
Semelhante às rochas básicas a intermediárias, a fácies Quixaba possui aspectos de rochas
shoshoníticas, plotando em campo transicionais entre cálcio-alcalino e alcalino (subalcalino?)
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 2 - Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó
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(fig. 2.4a e b). No diagrama K-Na-Ca, plotam paralelamente ao trend das séries cálcio-
alcalinas, sendo pouco mais evoluídas do que as rochas básicas a intermediárias.
Capítulo 3Problemas, Objetivos, Localização e Metodologia
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 3 - Problemas, Objetivos, Localização e Metodologia
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CAPÍTULO 3
PROBLEMAS, OBJETIVOS, LOCALIZAÇÃO E METODOLOGIA
3.1 - Problemas e Objetivos.
A pesquisa bibliográfica apresentada nos capítulos anteriores demonstra a persistência
de alguns problemas referentes ao plutonismo alcalino que ocorre no Maciço São José de
Campestre. Dentre os pontos pendentes, destacam-se os seguintes:
. ausência de um estudo mais aprofundado das relações dessas plutônicas alcalinas
com as demais rochas magmáticas encontradas no MSJC;
. escassez de análises mais detalhadas da mineralogia dessas rochas, principalmente
no que concerne aquelas com minerais exóticos do tipo hedenbergita, aegirina-augita e
andradita;
. pouco entendimento dos processos petrogenéticos e das fontes envolvidas na
geração do magmatismo;
. necessidade de um melhor entendimento da deformação brasiliana no MSJC,
principalmente no que diz respeito ao modo de alojamento dos corpos alcalinos, embora seja
atualmente reconhecida a grande importância de estruturas transtracionais e transcorrentes;
. poucos dados isotópicos e geocronológicos.
Desta forma, a presente dissertação sintetiza os resultados obtidos em um mapeamento
geológico na escala de 1:25.000 (anexos 1, 2 e 3), abrangendo uma área com
aproximadamente 230 km2. O trabalho enfatiza o estudo petrológico do Plúton Caxexa e
rochas plutônicas associadas, com a finalidade de caracterizar a sua gênese e processos
evolutivos. São utilizadas informações obtidas a partir de dados litogeoquímicos, química
mineral, geocronológicos (Rb-Sr e Sm-Nd) e isotópicos (Sr e Nd) cuja integração permite uma
discussão sobre um modelo evolutivo para o plúton alcalino Caxexa.
Os trabalhos executados foram financiados pelos projetos “Granitogênese Brasiliana na
Faixa Seridó” e “Novas metas para um tema em continuidade: arquitetura e evolução crustal
da Faixa Seridó, e suas relações com domínios adjacentes”, ambos com o apoio do CNPq,
bem como do projeto “Aperfeiçoamento de tecnologia e formação de recursos humanos no
contexto de uma investigação sobre a estrutura crustal no Nordeste do Brasil
(CAPES/COFECUB)”. O Departamento de Geologia do Centro de Ciências Exatas e da Terra da
Universidade Federal do Rio Grande do Norte (DG/CCET/UFRN) contribuiu com a confecção
de seções delgadas, infra-estrutura laboratorial (bússolas, estereoscópios, microscópios
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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petrográficos, martelos, entre outros) e preparação de amostras para análises geoquímicas e
isotópicas (anexo 2). A orientação desta dissertação ficou a cargo do prof. Dr. Zorano Sérgio
de Souza e co-orientação do prof. Dr. Antonio Carlos Galindo, além da colaboração dos
professores Drs. Maria Helena de Freitas Macedo do DG/CCET/UFRN e Márcio Martins Pimentel
do Instituto de Geociências da UnB, da doutoranda Maria Helena Bezerra Maia de Hollanda
(IG/UnB) e do Dr. Koji Kawashita (CPGeo/USP).
3.2 - Localização da área e vias de acesso.
A área pesquisada situa-se na porção leste do Estado da Paraíba, abrangendo parte
dos municípios de Cacimba de Dentro, Barra de Santa Rosa e Casserengue (fig. 3.1). Está
geograficamente limitada pelas coordenadas 6 39’39”, 6 43’50” e 6 50’15”de latitude sul e
35 48’30”, 35 50’22” e 35 55’45” de longitude oeste. O acesso a mesma pode ser feito partindo
de Natal (RN) através da BR-101 até a entrada para Monte Alegre (RN), pelas RNs-002, 160, 003
e 093 chegando a Passa e Fica (RN). Já no estado da Paraíba toma-se a PB-105 até a cidade
de Casserengue. No interior da superfície estudada são utilizadas estradas carroçáveis e
caminhos que interligam lugarejos, fazendas e sítios.
3.3 - Metodologia empregada.
Para a confecção desta dissertação foram realizadas atividades envolvendo trabalhos
laboratoriais, alternados com trabalhos de campo. Inicialmente foi realizada uma pesquisa
bibliográfica com objetivo de obter um conhecimento prévio dos trabalhos já executados na
região. Efetuou-se ainda a interpretação de fotografias aéreas convencionais em escala
1:70.000 e imagens de satélite (escala 1:250.000) com o intuito de aprimorar e detalhar um
mapa litológico/estrutural prévio (M.A.L. Nascimento 1998). Procedeu-se, então, a coleta de
rochas encontradas na área, com ênfase nas plutônicas brasilianas e suas encaixantes
(gnaisses tonalíticos e micaxistos granadíferos), com vistas à preparação de seções delgadas
(anexo 1).
Um estudo petrográfico detalhado dos corpos plutônicos possibilitou o reconhecimento
de diferentes litologias, como também serviu para selecionar amostras para análises químicas
(rocha total e mineral) e isotópicas. Análises químicas de rocha total foram realizadas por
fluorescência de raio-X no Laboratoire de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude
Bernard I (Lyon, França), no Laboratório de Fluorescência de Raios-X do DG/UFRN (Natal), e no
Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques - CRPG/CNRS (Vandœuvre, França) e
por fonte gasosa de plasma (ICP) (CRPG/CNRS). Análises de química mineral foram realizadas
por microssonda eletrônica no Instituto de Geociências da UnB (Brasil) e na Universidade Blaise
Pascal (Clermont-Ferrand, França). Para a obtenção de dados isotópicos e geocronológicos,
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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as amostras foram inicialmente preparadas no Laboratório Intermediário de Geocronologia da
UFRN, com posterior dosagem no Laboratório de Geocronologia da UnB e no Centro de
Pesquisas Geocronológicas da USP. Detalhes das metodologias analíticas se encontram nos
respectivos capítulos.
Figura 3.1 - Mapa de localização da área mapeada, ilustrando as principais vias de acesso.
Parte 2
O Plúton Caxexa e Rochas
Plutônicas Associadas
Capítulo 4Mapeamento Geológico eLitoestratigrafia
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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CAPÍTULO 4
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA
4.1 - Introdução e Metodologia.
As unidades litológicas mapeadas foram individualizadas por meio de critérios de
intrusão/inclusão (presença de apófises e xenólitos) e características estruturais (foliações e
lineações), originadas em diferentes épocas. O mapeamento envolveu o reconhecimento
preliminar dos litotipos estudados, tanto para o Plúton Caxexa e demais rochas plutônicas,
como também suas encaixantes (anexo 3), sendo então estabelecida uma seqüência
cronológica, caracterizada por três unidades litoestratigráficas principais, representadas da
base para o topo por: complexo gnáissico-migmatítico (compondo o substrato regional), por
vezes intensamente migmatizado; unidade metassedimentar (essencialmente micaxistos
granadíferos); e rochas plutônicas, nestas incluindo álcali feldspato granito (Plúton Caxexa),
anfibólio biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito, gabronorito a monzonito (suíte
básica a intermediária) e granitóide aluminoso (tipo-S).
Dados geocronológicos foram obtidos através dos métodos Rb/Sr (rocha total) e Sm/Nd
(rocha total + mineral) para o Plúton Caxexa (rochas alcalinas) e o granitóide aluminoso. A
seleção das amostras analisadas levou em conta fatores como: aspecto homogêneo,
ausência de alteração superficial, distância de pegmatitos e veios, e variações petrográficas
encontradas em cada litologia. A preparação mecânica das amostras, incluindo britagem,
moagem e separação dos minerais (clinopiroxênio, biotita e granada), foi realizada nos
laboratórios do DG/UFRN (setores de moagem, separador Frantz e microscopia). A preparação
química das alíquotas Rb/Sr e Sm/Nd foi executada, em parte, no Laboratório Intermediário de
Geocronologia da UFRN, bem como no Laboratório de Geocronologia da Universidade de
Brasília (UnB), com posterior dosagem realizada neste último laboratório e no Centro de
Pesquisas Geocronológicas do IG/USP (CPGeo). As leituras das alíquotas de Sr natural (SrN),
como ainda de todas as alíquotas de Sm e Nd, foram realizadas na UnB, no espectômetro de
massa MAT-262. Já as amostras que necessitaram de diluição isotópica (DI), nas quais utilizou-se
spike combinado Rb/Sr (Sales 1997), tiveram suas leituras efetuadas no espectômetro de massa
VG-354 do CPGeo. As técnicas utilizadas neste último laboratório são descritas em Kawashita et
al. (1974), enquanto que as do laboratório da UnB são referidas a Gioia & Pimentel (1997).
Foram utilizados os programas Pisog (Vlach 1989) e Isoplot (Ludwig 1990) para a confecção de
diagramas isocrônicos Rb/Sr e Sm/Nd. Os cálculos das idades para os métodos Rb/Sr e Sm/Nd
foram feitos de acordo com o proposto por Williamson (1968) e DePaolo (1988), com as
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constantes de desintegração 1,42 x 10-11 anos-1 e 6,54 x 10-12 anos -1 (Steiger & Jäger 1977). Os
dados isotópicos de Sr e Nd encontram-se no capítulo de aspectos petrogenéticos (cap. 9).
4.2 - Arcabouço Litoestratigráfico.
A litoestratigrafia da área pesquisada está sintetizada na legenda do anexo 3. O
substrato regional é representado por um complexo gnáissico-migmatítico caracterizado por
conter estruturas antigas (deformação D1), além de correlações com dados da literatura. Ele é
formado por rochas intensamente gnaissificadas, em geral migmatizadas, de composição
granodiorítica a tonalítica. Micaxistos com lentes de calciossilicáticas capeiam aquele
substrato. As deformações D2 e D3 estão presentes em ambas as unidades. O corpo alcalino
Caxexa, principal alvo desta dissertação, encontra-se ao longo da interface milonítica (D3)
entre os micaxistos e o substrato gnáissico, exibindo feições do evento D3. Enxame de diques
de microgranitos estão alojados nas ortoderivadas do substrato gnáissico, e, em menor
quantidade, nos micaxistos. Na porção centro-sul da área, identifica-se um corpo granítico de
textura grossa, porfirítica, variavelmente deformado, com xenólitos de ortognaisses, o Plúton
Cabeçudo. Rochas básicas a intermediárias ocorrem como um grande corpo elíptico, na
porção centro-leste da área, representas por gabronoritos a monzonitos. Bordejando essas
rochas, notam-se efeitos térmicos nos contatos dos micaxistos, cuja fusão parcial origina
granitóides aluminosos (tipo-S). Finalmente, veios de quartzo e pegmatitos tardios em relação a
D3 estão alojados nas unidades anteriores.
4.2.1 - Complexo Gnáissico-Migmatítico.
Corresponde a unidade mais antiga da área, representada por rochas metaplutônicas
granodioríticas a tonalíticas, variavelmente gnaissificadas e migmatizadas. Injeções
pegmatíticas e/ou efeitos de zonas miloníticas contribuem para o aspecto bandado desses
gnaisses (foto 4.1). Padrões estruturais (deformações D1 e D2) contribuem para a sua definição
como a unidade mais antiga. Ocorrem nas porções norte, NE, leste e SE da área mapeada.
Em regiões de menor strain é possível reconhecer um bandamento gnáissico milimétrico
a centimétrico (S1) de alto grau, marcado por alternâncias de bandas máficas
(biotita+anfibólio) e félsicas (quartzo+plagioclásio), em geral retrabalhado pela foliação S2. A
superposição dessas duas fases de deformação gera uma trama plano-linear composta (S1+S2).
Essa estruturação, denominada D2, é reconhecida nos ortognaisses através da re-orientação
de anfibólio+biotita e quartzo+plagioclásio recristalizados. A foliação S1+S2, em geral, possui
direção NNE-SSW com caimento moderado para NNW (30-65 ). Associado a essa foliação,
desenvolve-se uma forte lineação de estiramento e/ou mineral (LX2), dada pela orientação de
quartzo recristalizado (ribbons) ou biotita ( anfibólio). Essa lineação apresenta baixo mergulho
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(22-30 ) com caimento para WNW. A paragênese orientada segundo a foliação S2 é formada
por plagioclásio+anfibólio+titanita indicando a atuação da fácies anfibolito, o que é
corroborado pelo teor de anortita do plagioclásio (An23-27).
Nas proximidades do contato com os micaxistos e o granito porfirítico (região de alto
strain), as estruturas anteriores (S1+S2) encontram-se paralelizadas a uma estrutura gerada no
decorrer de uma tectônica extensional brasiliana (S3), demonstrada por intensas faixas
miloníticas. São encontrados diques de pegmatitos e granitos brasilianos (em especial, os
microgranitos) estirados na direção da foliação S3/C3, por vezes boudinados, devido a intensa
deformação. Feições de migmatização também são freqüentes, relacionadas à deformação
D3. Critérios cinemáticos desenvolvidos em alta temperatura são identificados nas rochas
miloníticas, revelando movimentação extensional, com topo para SSW, caracterizado por
assimetria dos augen de feldspatos nos ortognaisses. A paragênese anfibólio + plagioclásio
(An24-26), recristalizada na fase D3, indica que esta atingiu no mínimo a fácies anfibolito. A
presença de mobilizados quartzo-feldspáticos (foto 4.1) pode indicar também (mesmo que
localmente), um aumento na temperatura, ultrapassando a curva da anatexia. Isso deve-se,
provavelmente, à percolação de fluidos segundo os planos de cisalhamento D3. Um evento
retrometamórfico é sugerido pela presença de clorita + epídoto granular + mica branca nos
ortognaisses, caracterizado podendo relacionar-se ao aporte de fluidos relativamente mais
frios, ocorrido após o pico metamórfico de M3.
4.2.2 - Unidade Metassedimentar.
É representada por micaxistos, com raras lentes de calciossilicáticas. Constitui uma faixa
de metassedimentos posicionada sobre os ortognaisses do complexo gnáissico-migmatítico.
Alguns autores sugerem que essa faixa representaria uma fatia alóctone de micaxistos da Faixa
Seridó, tendo sido transportada e colocada sobre os ortognaisses (Trindade et al. 1993; Jardim
de Sá et al. 1993).
Os micaxistos possuem proporções variadas de biotita, quartzo e plagioclásio.
Encontram-se, localmente, concentrações de porfiroblastos de granada e estaurolita, além de
cordierita e andaluzita. Exibem uma xistosidade bandada (S2) paralela a uma estrutura mais
antiga (acamamento S0) (foto 4.2), principalmente na porção oeste da área (região de baixo
strain). Nesta região, a foliação S2 é de baixo ângulo (subhorizontal), paralelizada a S3,
assumindo mergulhos fortes quando aproxima-se do contato milonítico (45-60 ), também
envolvendo o Plúton Caxexa e os ortognaisses. Diversos critérios cinemáticos sugerem
cinemática extensional para essa faixa de micaxistos, exemplificadas por foliação S-C, boudins
sigmoidais (foto 4.3) e mobilizados quartzo-feldspáticos, onde a lineação LX3 encontra-se
subhorizontalizada (0-17 ), com caimento para SSW. O contato com as ortoderivadas é
marcado por zonas miloníticas (anexo 3).
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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Na porção leste da área, também se observam micaxistos, entretanto eles estão
fortemente migmatizados, gerando granitóides anatéxicos de difícil separação, em mapa, dos
seus protólitos metapelíticos (anexo 3).
4.2.3 - Plutonismo Brasiliano.
A área é palco de um intenso e variado magmatismo, separado por critérios de campo
e composicionais em cinco tipos distintos: álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa),
anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito, gabronorito a monzonito
(suíte básica a intermediária) e granitóide aluminoso (tipo-S). Essas rochas plutônicas truncam
foliações pretéritas (S1+S2), além do próprio contato milonítico entre os micaxistos e os gnaisses
(em especial, o Plúton Caxexa), todavia exibindo os efeitos dessa deformação, o que
corrobora o seu alojamento sintectônico ao evento D3.
4.2.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).
Ocorre como um corpo de geometria ímpar, tabular, alongado segundo orientação N-
S, com pequena inflexão para NE na porção norte do plúton (anexo 3). São rochas
hololeucocráticas, homogêneas, destacando-se fácies com fenocristais de granada (foto 4.4)
e clinopiroxênio visíveis a olho nu. Possui aproximadamente 50 km2 de área aflorante,
correspondendo à elevação topográfica da Serra da Caxexa (ou de Santa Luzia). Xenólitos
angulosos, de dimensões decimétricas a métricas, de micaxistos (especialmente nas partes SW
e sul do plúton) e ortognaisses (na parte NE), bem como soleiras e diques de álcali-feldspato
granito em micaxistos, a SE, e em ortognaisses, a leste, são freqüentes, comprovando o seu
caráter intrusivo. Na extremidade sul do corpo, o contato é realizado com os micaxistos, porém
no setor norte este contato se dá com ortognaisses do Complexo Gnáissico-Migmatítico.
Embora não muito proeminentes, efeitos de contato são marcados na diminuição de
granulação de micaxistos do contato oeste/SW e variação na atitude de estruturas planares
pré-Brasiliana (S2) de micaxistos, que se amoldam à geometria do corpo.
O plúton em tela apresenta tramas magmáticas plano-lineares definidas por orientação
de feldspato alcalino, quartzo e clinopiroxênio, as quais são concordantes com tramas
similares, referidas como D3 (S3, L3), do substrato gnáissico-migmatítico e do pacote
metapelítico. Por vezes é possível reconhecer um acamamento magmático nessas rochas
(foto 4.5). Em linhas gerais, as tramas plano-lineares têm direção aproximada N-S, vergando
para NNE-SSW no domínio NE do maciço (anexo 3). A trama planar S mostra vergências para
leste, com mergulhos moderados a subverticais para oeste, as últimas na zona de
cisalhamento sinistrógira do contato oeste. A trama linear (L ) possui direção N-S, exceto na
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porção NE do corpo, e mergulhos subhorizontais. Fraturas e veios tardios de pegmatito e
quartzo são encontrados por todo o corpo granítico.
O regime extensional, acoplado à transcorrência sinistrógira, provavelmente
controlaram o alojamento deste plúton. A criação de espaço para a sua colocação pode ser
explicada através da geometria extensional a NW da Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos
(ZCRP), que originou cavidades em forma de cunha na interface entre os micaxistos e o
substrato gnáissico (M.A.L. Nascimento 1998; Jardim de Sá et al. 1999). O posicionamento do
plúton entre o substrato gnáissico e os micaxistos, bem como a imposição da trama D3
Neoproterozóica no maciço granítico, são argumentos sugestivos de intrusão sintectônica.
Veios de quartzo com mergulhos moderados, representando atividades hidrotermais tardias,
sugerem que a fase final de resfriamento do plúton envolveu episódios tangenciais,
extensionais, com topo para sul e NW, respectivamente nas porções sul e norte do plúton.
Resultados geocronológicos foram obtidos para o Plúton Caxexa com os métodos Rb/Sr
e Sm/Nd. Para o primeiro, foram analisadas seis amostras de rocha total representativas do
corpo alcalino (tabela 4.1). As variações nas razões Rb/Sr entre 0,09 e 0,53, proporcionaram
uma boa dispersão dos pontos, favorecendo a obtenção de um alinhamento (fig. 4.1a),
definindo uma idade de 460 3 Ma e razão inicial (ISr) de 0,70792 0,00004, porém com elevado
MSWD (=147,5). A exclusão da amostra MA-12 proporcionou um melhor ajuste dos pontos
(MSWD = 0,48), com idade de 536 4 Ma e ISr de 0,70746 0,00004 (fig. 4.1b). O fato de a
amostra MA-12 ter sido coletada próxima a veios de pegmatitos sugere que o seu desequilíbrio
isotópico pode ter sido provocado por fluidos magmáticos tardios.
Em princípio, o valor de 536 4 Ma é interpretado como a idade mínima para a intrusão
do Plúton Caxexa. Esta idade, em conjunto com a do Plúton Serra do Algodão (529 54 Ma;
R.S.C. Nascimento 1998), posiciona o magmatismo alcalino situado no MSJC com tendo
ocorrido no final do ciclo Brasiliano. Assim, é possível considerar que as rochas de natureza
alcalina do MSJC representam o limite geocronológico inferior para o magmatismo neste
maciço, ou alternativamente, reflitam o fechamento do sistema Rb/Sr após a cristalização das
mesmas.
Tabela 4.1 - Dados analíticos Rb/Sr em rocha total para o álcali-feldspato granito ( Plúton Caxexa).
Amostras Rb (ppm) Sr (ppm) Rb/Sr 87Sr/86Sr erro 87Rb/86Sr erro
MA-01* 146,5 1002,0 0,146 0,713255 0,000071 0,75940 0,00280 MA-12 76,0 143,0 0,531 0,717250 0,000050 1,53910 0,00020 MA-12A* 120,5 969,9 0,124 0,710024 0,000036 0,33920 0,00110 MA-21* 135,9 918,7 0,148 0,710141 0,000071 0,35020 0,00150 MA-23A 149,0 345,0 0,432 0,717014 0,000050 1,25070 0,00020 MA-166* 126,0 1407,3 0,090 0,709440 0,000064 0,25120 0,00080
* Análise por diluição isotópica ( spike combinado Rb/Sr).
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Figura 4.1 - Isócronas Rb/Sr para as
rochas alcalinas do Plúton Caxexa,
com todas as 6 amostras em (a) e
sem a amostra MA-12 em (b).
Dados isotópicos Sm/Nd da amostra MA-01, incluindo rocha total, clinopiroxênio e
granada estão na tabela 4.2. Inicialmente, construiu-se uma isócrona Sm/Nd plotando apenas
a rocha total e o clinopiroxênio, obtendo-se a idade de 574 44 Ma. Uma maior dispersão da
razão 147Sm/144Nd (0,119-0,586) é observada na isócrona feita com rocha total e granada (que
é texturalmente posterior ao clinopiroxênio), mas a idade calculada não difere da anterior
(577 26 Ma). Juntando os pontos correspondentes a rocha total, clinopiroxênio e granada,
obtém-se a idade de 578 14 Ma e MSWD=0,37 (fig. 4.2).
A idade do conjunto rocha total + cpx + granada (fig. 4.2) de 578 14 Ma pode ser
interpretada como a estimativa mais adequada para o final da cristalização, ainda a altas
temperaturas (650-700 C), do Plúton Caxexa. Isto é corroborado pela textura poiquilítica da
granada e os mosaicos poligonais de feldspatos. Assim, a idade obtida pelo método Rb/Sr
representa, na verdade, a idade de fechamento isotópico deste sistema nas rochas alcalinas.
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Tabela 4.2 - Dados analíticos Sm/Nd, em rocha total e mineral, para o álcali-feldspato granito (Plúton
Caxexa). Gran = granada; Cpx = clinopiroxênio.
Amostras Sm(ppm)
Nd(ppm) 147Sm/144Nd erro 143Nd/144Nd erro
TDM
(Ga)Nd
(578 Ma)
MA-01 RT 1,19 6,05 0,119600 0,0150 0,511271 0,0030 2,90 -21,03 MA-01 Gran 84,60 152,22 0,335970 0,0150 0,512090 0,0030 - - MA-01 Cpx 39,60 97,20 0,247500 0,0150 0,511753 0,0030 - -
Figura 4.2 - Diagrama isocrônico
Sm/Nd com rocha total e mineral
(clinopiroxênio + granada) para o
Plúton Caxexa.
4.2.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).
Na porção centro-sul da área, observam-se rochas com textura grossa, porfirítica, com
fenocristais de K-feldspato e plagioclásio, representando o Plúton Cabeçudo. Rochas
porfiríticas similares são encontradas no extremo sul da área, às vezes como pequenos diques.
Esse plúton apresenta menos de 10 km2 de rochas aflorantes, estando alojado próximo ao
contato milonítico entre os micaxistos e os ortognaisses (anexo 3). Compreende rochas
fortemente deformadas, com direção da foliação predominantemente NNE-SSW,
mergulhando forte para WSE (60-70 ). A lineação de estiramento tem baixo rake (15-20 ), com
caimento para NNE. Todavia, próximo ao contato milonítico com os micaxistos, apresenta-se
com forte caimento (60-65 ) para NW, e o mergulho da foliação muda para o quadrante NW.
Podem ter xenólitos de ortognaisses bastante deformados, com foliação prévia (S1+S2),
bem como diques e soleiras de biotita microgranitos. Enclaves máficos de composição diorítica
ocorrem como corpos alongados elípticos ou circulares (foto 4.6). O contato dos enclaves com
o granito porfirítico é difuso, podendo em alguns locais incorporar mecanicamente fenocristais
de K-feldspato, estabelecendo textura do tipo mingling. Essa feição sugere contrastes de
viscosidade e de temperatura entres esses dois tipos de magmas (básico e porfirítico). Suas
rochas apresentam variação na trama do tipo PFC (pre-full cristalization) para SPD (subsolidus
plastic deformation) (Hutton 1988), demonstrada através da orientação preferencial de
minerais tabulares (K-feldspato) até estiramento e/ou sombras de pressão em quartzo e K-
feldspato.
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4.2.3.3 - Biotita microgranito.
Ocorre como diques e soleiras, de espessura decimétrica, alojados principalmente nas
ortoderivadas (foto 4.7) e com menor freqüênci a nos metassedimentos (foto 4.8), seguindo o
plano axial de dobras F3. Encontram-se distribuídos na porção central da área (anexo 3) e
subordinadamente na parte leste. Seu posicionamento tardio com relação às demais
plutônicas é evidenciado pela sua ocorrência como diques nos plútons Caxexa e Cabeçudo.
Em alguns afloramentos, todavia, reporta-se o caráter intrusivo de álcali-feldspato granito em
microgranito porfirítico (MA-249), sugerindo a existência de uma geração volumetricamente
subordinada de microgranito prévia com respeito ao Plúton Caxexa. Outra alternativa
igualmente possível é que este tipo microporfirítico representa uma fácies precoce do próprio
Plúton Caxexa.
Os microgranitos possuem uma forte orientação definida por estiramento de K-feldspato
e quartzo, refletida numa lineação subhorizontal direcionada E-W. Esses diques e soleiras estão
sempre orientados segundo a direção NNE, e tal como no Plúton Caxexa, os microgranitos
também são cortados por veios de pegmatito e quartzo. Essas rochas exibem tramas do tipo
SPD (Hutton 1988), denotada por estiramento de quartzo e K-feldspato. Entretanto, é possível
identificar texturas magmáticas (tipo PFC), evidenciada pela natureza globular de fenocristais
de quartzo.
4.2.3.4 - Gabronorito a monzonito (Suíte básica a intermediária).
As rochas dessa suíte ocorrem como um grande corpo elíptico na porção leste da área
(anexo 3), com eixo maior de 9 km, enquanto que o eixo menor possui aproximadamente 3 km,
perfazendo 27 km2 de área. Uma das feições marcantes é a sua ampla variação
composicional, incluindo termos que vão de gabronoritos a monzonitos. Entretanto, o
predomínio maior são das rochas mais diferenciadas (monzonitos). Estas apresentam textura
equigranular média a grossa (foto 4.9), contendo cristais de K-feldspato dispersos em uma
matriz rica em piroxênios (orto e clino), biotita e raro anfibólio. Os termos menos evoluídos são
de textura fina, ocorrendo como enclaves elípticos nas fácies mais diferenciadas. Xenólitos
arredondados de micaxistos são freqüent es nas bordas do plúton em lide.
Em geral, são rochas isotrópicas, porém é possível notar na porção central do corpo um
acamamento magmático, cuja foliação tem direção NE-SW e caimento moderado (45 ) para
NW (anexo 3). Apesar da ampla distribuição espacial, as rochas aqui estudadas não estão
associadas aos anfibólio-biotita granitos nem aos álcali-feldspato granitos, dificultando a
correlação entre elas. Pelo menos o seu caráter intrusivo em micaxistos é comprovado pela
presença de megaxenólitos ou soleiras de gabronoritos (anexo 3).
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4.2.3.5 - Granitóide Aluminoso (Tipo-S).
Bordejando a suíte básica a intermediária, encontram-se micaxistos fortemente
migmatizados, delineados por diversos corpos seguindo o contorno do plúton básico a
intermediário (anexo 3). A fusão parcial in situ dos micaxistos origina granitóides aluminosos,
contendo granada, andaluzita, biotita e muscovita. Esses granitóides anatéxicos podem
preservar restitos de micaxisto (foto 4.10), por vezes com bandas de calciossilicáticas intactas.
Em geral, são rochas leucocráticas a mesocráticas. Em vários locais, é possível distinguir uma
fácies rica em granada e andaluzita e pobre em quartzo + feldspatos, e outra com menos
granada.
Uma isócrona mineral foi obtida usando-se granada e biotita da amostra MA-212
(tabela 4.3). O resultado indica uma idade de 574 67 Ma e MSWD de 2,69 (fig. 4.3). Esse valor
pode ser considerado como a idade do evento metamórfico que afetou os micaxistos, ou
alternativamente, o momento da intrusão da suíte básica a intermediária. A idade aqui obtida
é semelhante às de rochas metapelíticas de alto grau e granitos anatéxicos na região, com
idades calculadas de 578 25 Ma e 574 2 Ma (U/Th/Pb em monazitas e Sm/Nd em granada,
respectivamente; Z.S. Souza inédito), o que caracteriza uma ampla extensão geográfica do
evento metamórfico de alta temperatura e provável magmatismo cronocorrelato.
Tabela 4.3 - Dados analíticos Sm/Nd em rocha total e mineral da amostra MA-212 no granitóide
aluminoso. RT = rocha total, Gran = granada e Biot = biotita.
Amostras Sm(ppm)
Nd(ppm) 147Sm/144Nd erro 143Nd/144Nd erro
TDM
(Ga)Nd
(574 Ma)
MA-212 RT 5,73 27,24 0,116952 0,0150 0,512308 0,0030 1,23 -0,76 MA-212 Gran 6,47 19,70 0,198400 0,0150 0,512634 0,0030 - - MA-212 Biot 15,13 83,24 0,109878 0,0150 0,512317 0,0030 - -
Figura 4.3 - Diagrama isocrônico
Sm/Nd com rocha total e mineral
(biotita + granada) para a amostra
MA-212 (granitóide aluminoso).
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Capítulo 5Aspectos Petrográficos e Texturais das Rochas Plutônicas
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CAPÍTULO 5
ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS
5.1 - Introdução.
Este capítulo enfoca as características petrográficas das rochas plutônicas, tanto com
relação aos seus aspectos macroscópicos, considerando texturas e estruturas, como também
aspectos microscópicos, feições mineralógicas e microtexturais. Para a caracterização de
propriedades óticas, identificação mineral e de microtexturas, foram utilizados os textos básicos
de Phillips (1980), Deer et al. (1966, 1982, 1996), Roubault (1982) e Hibbard (1995).
Na classificação petrográfica, foi empregada a terminologia proposta por Streckeisen
(1976), com o plote dos valores modais de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio no
diagrama Q-A-P. Para uma melhor identificação das possíveis fácies e/ou subfácies, usou-se o
diagrama Q-(A+P)-M do mesmo autor. Esses valores modais (tabela 5.1 a 5.5) foram obtidos a
partir da contagem de pontos (em média 1000 pontos por seção), com o auxílio do contador
de pontos tipo Swift modelo F. Para uma melhor identificação das litologias, os minerais
máficos, quando presentes em quantidade superior a 5%, aparecem na ordem crescente de
abundância, precedendo o nome da rocha. De acordo com os diferentes padrões texturais
encontrados nas fases minerais, adotou-se uma seqüência numérica (1, 2, 3 etc.) para
diferenciar esses minerais. As simbologias NX e N//, encontradas nas fotomicrografias,
representam nicóis cruzados e paralelos, respectivamente.
5.2- Aspectos Gerais e Nomenclatura.
O estudo petrográfico das rochas plutônicas foi efetuado a partir de um total de 53
seções delgadas, sendo 16 para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), 8 para o anfibólio-
biotita granito (Plúton Cabeçudo), 14 para o biotita microgranito, 9 para as rochas básicas a
intermediárias e 6 para o granitóide aluminoso. Para a nomenclatura das rochas plutônicas,
utilizaram-se as terminologias propostas por Streckeisen (1976) e Le Maitre (1989).
De acordo com o diagrama da figura 5.1, as rochas do Plúton Caxexa são
representadas exclusivamente por álcali-feldspato granitos, em virtude do caráter albítico (An0-
2) do plagioclásio. Observa-se que a mineralogia máfica nunca ultrapassa os 10% modais,
classificando essas rochas como hololeucocráticas. Essa composição é praticamente idêntica
a de rochas alcalinas associadas à Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP), descritas
por R.S.C. Nascimento (1998) e Nascimento et al. (1999b).
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Figura 5.1 - a) Diagrama Q-A-P e Q-A+P-M (Streckeisen 1976) com os campos das séries magmáticas, de
acordo com Lameyre & Bowden (1982) para as rochas plutônicas aqui estudadas. b) Diagrama
classificatório Pl-Px-Hb (Le Maitre 1989), para os termos menos diferenciados das rochas básicas a
intermediárias.
Legenda: 2. álcali-feldspato granito; 3b. monzogranito; 4. granodiorito; 5. tonalito; 8. monzonito; 9.
monzodiorito/monzogabro; 10. diorito/gabro. tr. trondhjemítico; th. tholeítico; calc. cálcio-alcalino; mz.
monzonítico; al. granitóides aluminosos em províncias alcalinas; alc. alcalino; mob. mobilizados crustais.
As rochas do Plúton Cabeçudo plotam no campo de monzogranitos, com algumas
amostras plotando como granodioritos (fig. 5.1a). A mineralogia máfica é bastante variada,
oscilando entre 13,2 a 54,3%, desta forma, caracterizando essas rochas como leucocráticas a
mesocráticas. Os diques e soleiras de microgranitos representam anfibólio-biotita
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monzogranitos, com algumas amostras plotando no campo de granodioritos, semelhante o
que ocorre para as rochas porfiríticas. Há uma pequena variação na quantidade de minerais
máficos (2,9-13,4%), o que permite classificá-las como rochas hololeucocráticas a
leucocráticas.
As rochas da suíte básica a intermediária quando plotadas no diagrama Q-A-P
apresentam uma variação composicional gradativa, oscilando desde termos gabróides até
monzogabros e monzonitos (fig. 5.1a). As que plotaram no campo dos dioritos/gabros foram
submetidas ao diagrama 5.1b, com a finalidade de classificá-las mais apropriadamente. Neste
caso, elas são gabronoritos, principalmente devido a sua baixa quantidade de anfibólio, em
média nunca ultrapassando os 3% modal. As rochas básicas a intermediárias apresentam
como minerais máficos principalmente piroxênios e biotita, chegando a atingir 35% nas rochas
mais diferenciadas e 43% nas menos evoluídas. Desta forma, em termos de índice de cor elas
são melanocráticas a leucocráticas.
As rochas aluminosas (tipo-S), que são pobres em feldspato alcalino, classificam-se
como tonalitos, no diagrama Q-A-P (fig. 5.1a). A grande quantidade de minerais máficos, em
especial biotita e granada, confere a essas rochas um caráter mesocrático, com apenas uma
amostra plotando no campo dos tipos leucocráticos (fig. 5.1a).
Sintetizando, os dados petrográficos permitem distinguir claramente a suíte básica a
intermediária, os álcali-feldspato granitos e os granitóides aluminosos, em termo de seus
conteúdos relativos em quartzo e feldspatos (fig. 5.1a). As rochas do Plúton Cabeçudo e os
biotita microgranitos são modalmente indistintas no diagrama Q-A-P (fig. 5.1a). Estes dois
últimos grupos podem, todavia, ser distinguidos pelo total de minerais máficos (maior no Plúton
Cabeçudo) e conteúdo de anfibólio (raros ou ausentes nos biotita microgranitos).
5.3- Descrição Petrográfica.
5.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).
Macroscopicamente, não há variações faciológicas proeminentes neste plúton.
Predominam rochas hololeucocráticas, de composição álcali granítica (fig. 5.1a), textura
equigranular, coloração cinza esbranquiçada a rósea, e granulação fina a média. De
ocorrência localizada, registram-se bandas esverdeadas, de espessura milimétrica a
centimétrica, enriquecidas em clinopiroxênio, formando por vezes um acamamento
magmático, bem como nódulos milimétricos de granada vermelho-amarelada.
Volumetricamente subordinadas e sem localização preferencial ao longo do maciço,
destacam-se as seguintes fácies: i) tipos com textura média, inequigranular, microporfiríticos,
com fenocristais milimétricos de feldspato alcalino, ocorrendo como soleiras ou diques
(truncam em baixo ângulo tramas de litologias prévias) de espessura decimétrica a métrica nos
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leucogranitos alcalinos descritos acima, ou em micaxistos e ortognaisses do substrato; ii) tipos
de textura inequigranular, com fenocristais globulares de quartzo cinza-azulado em uma matriz
fina, homogênea; iii) duas gerações de diques de pegmatito médio a grosso, de composição
álcali granítica (com turmalina), a mais antiga anterior aos microgranitos, e outra posterior,
sendo que todas as fácies apresentam as mesmas tramas lineares magmáticas.
A composição modal (tabela 5.1) e as texturas das rochas que compõem o maciço em
questão são bastante homogêneas, em acordo com seus aspectos macroscópicos. A
mineralogia essencial é representada por feldspatos (microclina e albita) e quartzo, os quais
perfazem entre 90,2% e 99,0% do conjunto de minerais, enquanto as fases máficas variam entre
1,0% e 9,8%. O mineral máfico dominante é o clinopiroxênio, que pode atingir 7%, ocorrendo
ainda os acessórios titanita, granada (atinge 4% em algumas amostras), opacos, allanita, zircão
e apatita. Algumas amostras de borda do corpo mostram maior proporção de minerais
secundários (sericita, carbonato) provenientes de alteração de feldspatos e clinopiroxênio.
A textura observada é normalmente equigranular a ligeiramente inequigranular, com
freqüentes mosaicos poligonais de feldspato al calino e albita. Via de regra, os grãos de
feldspatos e quartzo possuem formas alongadas ou definem laminações que produzem uma
trama planar em praticamente todas as amostras. Nas rochas contendo granada, observa-se,
adicionalmente, a textura esquelética deste mineral.
A microclina ocorre como cristais subédricos a anédricos, em parte micropertíticos (tipo
filetes), localmente com geminação segundo a lei albita-periclínio, associada a restos de
geminação Carlsbad, podendo evidenciar transformação ou reequilíbrio subsolidus de
feldspato potássico monoclínico de mais alta temperatura (ortoclásio), para feldspato triclínico
de mais baixa temperatura (microclina). Possui dimensões de até 2,5 mm, além de
microfraturas preenchidas por carbonatos e inclusões de plagioclásio, titanita e clinopiroxênio.
No tocante ao plagioclásio, é possível reconhecer dois tipos texturais, conforme segue.
O PL1 corresponde àqueles inclusos nos cristais maiores de microclina; apresenta formas
subédricas, geminação polissintética e dimensões de até 0,4 mm, e estimativa do teor em
anortita (método Michel-Lévy) inferior a 4%. O PL2 (albítico An0-2, dados de microssonda),
encontra-se na matriz da rocha, exibindo morfologia subédrica a anédrica, também com
geminação polissintética, tamanho variando de 0,2 a 0,7 mm, contendo inclusões de zircão,
titanita e apatita.
O quartzo ocorre como cristais anédricos, com dimensões entre 0,2 e 0,5 mm,
apresentando extinção ondulante e localmente desenvolvendo textura em mosaico poligonal.
Possui inclusões de zircão, titanita, apatita, opacos e plagioclásio, denotando sua
recristalização tardia.
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O clinopiroxênio tem coloração verde acastanhada a verde escura, forte absorção,
ângulo de extinção (Zc) de 10-12° e elongaçã o negativa. Ocorre como grãos subédricos a
anédricos, em associação com cristais quadráticos de minerais opacos. Pode ter inclusões de
zircão. Análises com microssonda eletrônica (cap. 6) permitem distinguir dois tipos de
piroxênios: i) aegirina-augita - presente nas fácies cujas associações minerais não possuem
granada; ii) hedenbergita – observada nas rochas portadoras de granada (foto 5.1). Nas
proximidades de zonas de cisalhamento e bordas do plúton, verifica-se a maior abundância
de transformação do clinopiroxênio para carbonatos.
A granada é encontrada sob duas formas texturais. A primeira está associada com
hedenbergita, com a qual exibe contatos interdigitados ou interlobados, tem cor amarela
clara, hábito euédrico, e tamanho inferior a 0,6 mm. Nestes casos, sugere-se que a granada se
formou por reações envolvendo o clinopiroxênio (foto 5.1). O segundo tipo tem cor amarela
escura, hábito intersticial, esquelético ou em atol (foto 5.2), com freqüentes inclusões de
plagioclásio e quartzo, atingindo dimensões milimétricas, destacando-se do conjunto de outros
minerais. Composicionalmente, os dois tipos texturais são similares, verificando-se teores de 82-
88% mol de andradita, 3-6% de grossulária, 3-6% de espessartita e 1-6% de almandina (mais
detalhes no cap. 6).
A titanita é euédrica a subédrica, de tamanho inferior a 0,5 mm, tendo forma
losangular, cor castanha escura, podendo mostrar geminação simples; aparece como
inclusões em quartzo, Pl2 e microclina. Os minerais opacos são predominantemente magnetita,
encontrada como grãos subédricos de hábito quadrático e tamanho inferior a 0,4 mm. Um
outro tipo com borda de titanita deve representar ilmenita. Zircão e apatita definem cristais
euédricos, menores que 0,2 mm, encontrados como inclusões em quartzo, feldspatos e
clinopiroxênio.
A allanita é muito rara, sendo encontrada como cristais amarelo acastanhados,
zonados, euédricos a subédricos, comumente inclusos em quartzo, alcançando até 0,4 mm.
Carbonato e sericita são produtos de transformação de clinopiroxênio e plagioclásio, onde
preenchem fraturas ou se acomodam em planos cristalográficos e terminações destes
minerais.
5.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).
São rochas leuco a mesocráticas, de composição granodiorítica a granítica (fig. 5.1a),
textura média a grossa, com cristais de feldspato potássico medindo até 4 cm de eixo maior.
Em regiões de forte deformação, quartzo e feldspatos encontram-se estirados, definindo faixas
lenticulares. Os fenocristais estão dispersos em uma matriz de granulação fina a média e
coloração cinza escura, composta por níveis de quartzo+feldspato e anfibólio+biotita.
Macroscopicamente, é possível notar bordas recristalizadas de quartzo+feldspato ao redor dos
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fenocristais de feldspato potássico. Bandas milimétricas, ricas em anfibólio+biotita e
quartzo+feldspato (com barras de quartzo), contornam os fenocristais de feldspato potássico,
gerando a textura augen. Biotita e anfibólio são os máficos principais, com titanita, opacos,
zircão e apatita como mineralogia acessória (tabela 5.2). Cristais de mica branca, clorita e
epídoto granular representam produtos de substituição de plagioclásio, biotita e anfibólio.
Tabela 5.2 - Composição modal representativa do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).
Plúton Cabeçudogranodiorito monzogranito
Minerais MA-272B MA-177A MA-160A MA-272A MA-175 MA-161A MA-271 MA-177B X
Qz 13,4 20,9 17,0 19,3 19,6 22,9 26,3 29,5 21,1 4,8 Pl 24,8 38,7 19,8 20,8 37,8 29,1 20,2 23,8 26,9 7,2 Kf 7,5 16,9 14,6 26,1 26,1 17,3 40,1 17,8 20,8 9,2 Bio 26,6 10,8 33,5 22,7 8,3 14,9 7,7 17,7 17,8 8,6 Anf 26,7 6,7 7,8 9,2 6,7 10,4 3,6 5,3 9,6 6,8 Tit 0,6 0,8 2,2 0,8 0,3 2,4 0,9 1,8 1,2 0,7 Alan - - Tr - - 0,2 Tr - Tr Epid Tr 2,1 3,0 - Tr 0,1 - 1,4 0,8 1,1 Op 0,1 1,5 0,7 0,1 1,0 1,6 0,6 2,1 1,0 0,7 Ac 0,2 - 1,1 0,7 - 0,9 0,4 0,5 0,5 0,4 Sec 0,1 1,6 - - Tr - - 0,1 0,2 0,5 Total 100,0 100,0 99,7 99,7 99,8 99,8 99,8 100,0 99,9 0,1 Q 29,3 27,3 32,9 29,1 22,6 33,0 30,4 41,5 30,8 5,1 A 16,4 22,1 28,3 39,3 31,6 24,9 46,3 33,5 30,3 9,0 P 54,1 50,6 38,4 31,3 45,6 41,9 23,3 25,0 38,8 10,1
M 54,3 23,5 48,3 33,5 16,3 30,5 13,2 28,9 31,1 13,4 Q’ 13,4 20,9 17,0 19,3 19,6 22,9 26,3 29,5 21,1 4,8 A+P 32,3 55,6 34,7 47,2 64,1 46,6 60,5 41,6 47,8 10,8
Legenda: Qz = quartzo; Pl = plagioclásio; Kf = feldspato alcalino; Bio = biotita; Anf = anfibólio; Tit = titanita; Alan = allanita; Epid = epidoto; Op = opacos; Ac = acessórios (zircão + apatita); Sec = secundários (mica branca + clorita); Q = quartzo; A = feldspato alcalino; P = plagioclásio; M = somatório de máficos; Q’ = quartzo; A+P = feldspato alcalino + plagioclásio; Tr = Traços.
Os cristais de microclina representam os augens e possuem tamanho de até 8 mm. São
fenocristais subédricos a anédricos com pertitas do tipo filetes e vênulas e geminação do tipo
albita-periclínio (foto 5.3), associada à Carlsbad, podendo indicar transformação de ortoclásio
para microclina. Há inclusões de plagioclásio, biotita e opacos. Nos contatos entre cristais de
microclina, forma-se textura mirmequítica do tipo bulbosa (Phillips 1980), como também nos
contatos com plagioclásio. Os cristais maiores e mais deformados possuem bordas com grãos
menores neoformados, semelhantes aos que ocorrem dispersos na matriz, com diâmetro menor
que 1 mm.
O plagioclásio (Pl1 - An22-28, dados de microssonda) é encontrado como cristais
subédricos a anédricos com tamanho inferior a 1,5 mm. Ocorre com geminação polissintética
contínua e localmente parcial, podendo ter zonação normal. Comumente mostra
transformação para epídoto granular, e pode existir como cristais inclusos na microclina. Um
outro tipo textural (Pl2 = An24-29) exibe textura poligonal e extinção ondulante de intensidade
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variada, estando presente na matriz. O Pl3 é observado nos contatos com cristais de microclina,
representando mirmequitas, ou incluso nos cristais maiores de microclina.
Texturalmente são identificados três tipos de quartzo. O Qz1 refere-se aos grãos com
cerca de 1,5 mm de dimensão, anédricos e com extinção ondulante em bandas. Os cristais
menores (< 1,5 mm), representam o Qz2 e ocorrem recristalizados sob a forma de fitas (ribbons)
paralelas à foliação S3, também possuindo extinção ondulante. O Qz3 compreende as formas
vermiculares encontradas nas mirmequitas.
A biotita possui hábito lamelar, subédrico a anédrico e pleocroísmo intenso nas cores
castanho claro a escuro. Pode ter inclusões de zircão, opacos e titanita, e o contato com o
anfibólio é interdigitado, sugerindo uma cristalização ou recristalização simultânea entre esses
dois minerais. É possível reconhecer a alteração para clorita, associada à presença de finos
cristais de opacos ao longo dos planos de clivagem. Epídoto e titanita também podem ser
formados através da desestabilização da biotita e do anfibólio (foto 5.4).
O anfibólio é subédrico, com tamanho máximo de 1,2 mm, pleocroísmo variando de
verde escuro a verde acastanhado, ângulo de extinção (Zc) oscilando entre 24-31 e ângulo
2VX estimado em 70 , sugerindo ser um anfibólio do grupo das hornblendas. Pode ter inclusões
de titanita, zircão, opacos e apatita. É freqüente a transformação para clorita, epídoto e
opacos.
A titanita (Tit1) ocorre como cristais subédricos com tamanho inferior a 0,8 mm e cor
castanha clara, por vezes apresentando seções losangulares. Possui inclusões de opacos e está
inclusa em anfibólio, biotita, quartzo e feldspatos. É comum ter-se titanitas, denominadas de
Tit2, bordejando cristais de opacos, geradas por processo de esfenitização. Uma terceira
geração (Tit3) está relacionada à transformação de anfibólio+biotita, ocorrendo como cristais
menores que 0,3 mm. Os minerais opacos são subédricos, por vezes de forma quadrática,
seguindo a clivagem da biotita, e distribuídos aleatoriamente na matriz. Possuem tamanho
menor que 0,7 mm e estão inclusos em quartzo e feldspatos ou com coroas de Tit2 sendo
denominados de Op1 (foto 5.5). Os Op2 são anédricos, menores que 0,2 mm, e ocorrem como
produtos de transformação de biotita e anfibólio.
O epídoto ocorre sob duas formas distintas. O Ep1 compreende cristais subédricos,
subordinadamente euédricos, menores que 1,0 mm e com pleocroísmo variando em tons de
amarelo. Mostra extremidades arredondas, às vezes com geminação simples, podendo indicar
cristais magmáticos. O Ep2 é subédrico a anédrico, com tamanho inferior a 0,4 mm,
desenvolvendo-se a partir da transformação tardia de biotita (foto 5.4), anfibólio e plagioclásio,
claramente tratando-se de epídotos secundários. A allanita ocorre preferencialmente como
cristais subédricos, de tamanho menor que 0,4 mm, coloração amarelada, podendo ter
geminação simples ou estar parcialmente metamictizada..
O zircão e a apatita são euédricos, menores que 0,2 mm, exibindo seções prismáticas
alongadas com bordas arredondadas. Estão inclusos nos minerais essenciais da rocha, bem
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como em biotita e anfibólio. Mica branca e clorita representam minerais de transformação de
plagioclásio e biotita, respectivamente.
5.3.3 - Biotita microgranito.
São rochas hololeucocráticas a leucocráticas, de composição monzogranítica (fig.
5.1a). Possuem coloração rósea ou acinzentada e textura equigranular fina, sendo o somatório
de minerais félsicos (microclina, plagioclásio e quartzo) superior a 90% (tabela 5.3). A biotita
representa o mineral máfico dominante, ocorrendo ainda titanita, anfibólio, allanita, opacos e
zircão como mineralogia acessória. Muscovita, epídoto e clorita representam produtos de
transformação tardi-magmática de biotita e anfibólio.
A microclina ocorre como cristais subédricos a anédricos, com tamanho atingindo até 4
mm. Exibe geminação albita-periclínio e textura pertítica venular ou em barras. Os cristais
maiores podem ter inclusões de biotita, quartzo, plagioclásio e titanita, dando um aspecto
poiquilítico à microclina.
Os plagioclásios são individualizados em três tipos texturais. O Pl1 apresenta-se como
grãos subédricos, inclusos nos cristais maiores de microclina, possuindo tamanho inferior a 0,4
mm e geminação polissintética. O Pl2 (An15-22, dados de microssonda) compreende os grãos da
matriz, sendo subédricos a anédricos, com tamanho que variam de 0,3 a 0,8 mm e portando
macla polissintética, às vezes associada à Carlsbad, e zoneamento normal. O Pl3 representa os
tipos mirmequíticos, desenvolvidos nos contatos entre Pl2 e microclina.
São identificados dois tipos texturais de quartzo. O Qz1 ocorre como cristais anédricos
com tamanho inferior a 0,8 mm e textura em mosaico poligonal. O Qz2 corresponde aos tipos
vermiformes encontrados na textura mirmequítica.
A biotita ocorre como cristais lamelares subédricos, de cor marrom clara a
avermelhada, freqüentemente inclusos em grãos de microclina, quartzo e Pl2. Como produto
de desestabilização de biotita, destacam-se muscovita, clorita e opacos. Os cristais de titanita
são subédricos e não ultrapassam 0,3 mm em tamanho, sendo encontrados como inclusões
em microclina, biotita, quartzo e Pl2 (Tit1) ou associados à transformação de minerais opacos
(Tit2).
O anfibólio é anédrico, não ultrapassando 0,5 mm, tendo como características óticas o
pleocroísmo verde escuro a verde acastanhado, ângulo de extinção (Zc) de 26-30 e 2VX de
65 , sugerindo tratar-se de um anfibólio do grupo das hornblendas (foto 5.6). Transformações
tardias desse mineral originam clorita, epídoto e opaco.
São identificados dois tipos texturais de opacos. O Op1 é subédrico, tem tamanho entre
0,2 e 0,4 mm, mostra bordas de titanita e está incluso em Pl2 e quartzo. O Op2 representa cristais
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anédricos, formados a partir da desestabilização de biotita. A allanita é tabular, anédrica,
bastante metamictizada (foto 5.7), de cor amarela escura.
O zircão e a apatita são prismáticos curtos, euédricos, de cor castanha escura e incolor,
respectivamente, ambos com tamanho inferior a 0,2 mm. Estão inclusos em Pl2, microclina,
anfibólio e biotita. Mica branca (muscovita), epídoto granular e clorita representam cristais
anédricos com tamanho inferior a 0,4 mm, provenientes da alteração de biotita, plagioclásio e
anfibólio.
5.3.4. - Gabronorito a Monzonito (Suíte Básica a Intermediária).
As rochas da suíte básica a intermediária apresentam uma grande variedade
petrográfica, representando-se desde os termos gabronoríticos até os monzoníticos, mais
evoluídos (fig. 5.1a,b). No primeiro caso, constituem rochas mesocráticas a melanocráticas, de
textura fanerítica fina, com mineralogia essencial constituída de dois piroxênios, biotita,
plagioclásio e k-feldspato. Opacos, anfibólio, titanita, quartzo, apatita e zircão compreendem
as principais fases acessórias. Os termos mais diferenciados correspondem a rochas
leucocráticas a mesocráticas, com textura equigranular, variando de fina a média, contendo
maior quantidade de feldspato potássico e menos biotita (tabela 5.4).
O plagioclásio (An21-31; dados de microssonda) tem formas tabulares, curtas ou
alongadas, subédricas a anédricas, com dimensões variando de 0,4 a 2,0 mm. Possuem
geminação polissintética, por vezes associada a geminação do tipo Carlsbad, bem como
zonação normal. Em alguns cristais, é possível perceber alterações para saussurita nas suas
partes centrais, ou formação de carbonato em microfraturas. Ocorrem inclusões de zircão,
opacos, apatita, biotita e piroxênios.
A microclina ocorre mais abundantemente nas fácies mais diferenciadas, possuindo
formas subédricas a anédricas, e geminação albita-periclínio e/ou Carlsbad. Em alguns cristais,
observam-se texturas de exsolução pertítica. Fenocristais subédricos são comuns, podendo
atingir até 4,0 mm, com inclusões de titanita, biotita, piroxênios, e grãos de opacos. O quartzo é
anédrico, com forte extinção ondulante, podendo desenvolver barras lenticulares, sempre
com tamanho dos cristais não ultrapassando 0,3 mm.
O ortopiroxênio ocorre como cristais subédricos a anédricos, com dimensões entre 0,6 e
2,0 mm. Características tais como sinal ótico (biaxial negativo), ângulo 2VX ( 70 ), extinção reta
e cor marrom clara permitem distingui-lo do clinopirênio. Dados de microssonda (cap. 6)
permitem classificá-lo como ferrosilita. Em muitas ocasiões, o ortopiroxênio apresenta-se
transformado para anfibólio (foto 5.8), além de grãos irregulares de opacos. O clinopiroxênio
aparece como cristais de dimensões menores que 0,4 mm, às vezes com macla simples e
freqüentemente com borda de anfibólio. As ca racterísticas óticas observadas, do tipo
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pleocroísmo em tons de verde, ângulo de extinção elevado (Zc = 38-43 ), sinal ótico positivo e
2VZ de 60 , permitem classificá-lo como fazendo parte da série diopsídio-hedenbergita.
O anfibólio tem cor verde escura a marrom, dimensões entre 0,5 e 1,0 mm, geminação
simples, ocorrendo preferencialmente como produto de transformação dos piroxênios (foto
5.8). Pode conter inclusões de titanita, opacos, zircão e apatita. Suas propriedades óticas
(cores de pleocroísmo verde clara a verde acastanhada, ângulo de extinção (Zc) de 25-30 e
elongação positiva) sugerem classificá-lo como do grupo das hornblendas.
A biotita aparece como cristais lamelares, subédricos a anédricos, de cor marrom
avermelhada, desenvolvendo contatos interdigitados e retos com os demais minerais
ferromagnesianos. As relações texturais sugerem que a biotita se formou posteriormente aos
piroxênios.
Os minerais opacos apresentam-se em dois tipos texturais distintos. Os Op1 representam
cristais euédricos a subédricos dispersos na matriz, atingindo até 0,3 mm de dimensão. Já os
chamados Op2 compreendem grãos anédricos, derivados da transformação de piroxênios,
biotita e anfibólio. A allanita encontra-se em pequena quantidade, tendo hábito subédrico,
cor amarelada e tamanho menor que 0,2 mm. A titanita1 é subédrica de dimensão inferior a 0,4
mm, inclusa em piroxênios e biotita ou relacionada à transformação desta.
Cristais de zircão ocorrem como grãos euédricos, com tamanho inferior a 0,2 mm,
incluídos em piroxênios, biotita, plagioclásio e quartzo. A apatita é encontrada como pequenos
cristais prismáticos finos ou na matriz da rocha, ou inclusos em plagioclásio e feldspato
potássico. Carbonatos e saussurita são encontrados como produtos de transformação tardia
do plagioclásio.
5.3.5 - Granitóide aluminoso (tipo-S).
São rochas leucocráticas a mesocráticas, de composição tonalítica (fig. 5.1a). A
grande quantidade de biotita encontrada em todas as amostras (tabela 5.5) permite
denominá-las de biotita tonalito. Como minerais acessórios mais importantes, citam-se granada
e andaluzita, que podem ser reconhecidos à vista desarmada ou com lupa de bolso (aumento
de 10x).
O plagioclásio (An20-24, dados de microssonda) ocorre como cristais subédricos a
anédricos, de tamanhos variados, atingindo até 1,5 mm, e geminação polissintética associada
ou não à Carlsbad. Há inclusões de biotita e de pequenos cristais de quartzo, além de ligeira
saussuritização de alguns grãos, são outras feições encontradas.
O quartzo compreende cristais anédricos, inferiores a 0,5 mm, com extinção ondulante.
Cristais maiores podem conter inclusões de biotita e granada. Alguns cristais de microclina são
identificados pela geminação albita-periclínio + Carlsbad.
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A biotita tem tamanhos variados, podendo atingir até 2,5 mm de comprimento. Possui
forte pleocroísmo, com cores em tons de castanho, ocorrendo como inclusões em cristais
poiquilíticos de andaluzita e granada, podendo, por vezes, reter inclusões de zircão e
monazita. Algumas lamelas estão alteradas para clorita e filmes de cristais opacos ao longo da
clivagem ou nas terminações das biotitas (foto 5.9). Também se observam lamelas de
muscovita com hábito subédrico a euédrico e comprimento de até 1,0 mm, podendo ser
produto de transformação de biotita, ou primárias.
Tabela 5.5 - Composição modal representativa do granitóide aluminoso.
Granitóide aluminosotonalito
Minerais MA-187A MA-187 MA-212 MA-214A MA-234 MA-265 X
Qz 22,7 23,0 23,6 24,3 24,7 25,0 23,9 0,9 Pl 26,3 35,0 33,8 43,9 34,9 33,7 34,6 5,1 Kf 2,0 1,5 - 2,6 - - 1,0 1,1 Bio 41,7 29,0 35,9 26,0 35,0 34,3 33,7 5,0 And 3,6 Tr - - - 3,0 1,1 1,6 Gran - 7,5 1,5 - 2,5 2,0 2,3 2,5 Epid 0,3 Tr - - - - Tr Op 2,8 2,0 2,5 1,2 2,2 1,4 2,0 0,6 Ac 0,3 0,5 0,7 0,5 0,5 0,3 0,5 0,1 Sec 0,3 1,5 1,8 1,4 0,2 0,2 0,9 0,7 Total 100,0 100,0 99,8 99,9 100,0 99,9 99,9 0,1 Q 44,5 38,7 41,1 34,3 41,4 42,6 40,4 3,2 A 3,9 2,5 - 3,7 - - 1,7 1,7 P 51,6 58,8 58,9 62,0 58,6 57,4 57,9 3,1
M 49,0 40,5 42,6 29,2 40,4 41,3 40,5 5,8 Q’ 22,7 23,0 23,6 24,3 24,7 25,0 23,9 0,9 A+P 28,3 36,5 33,8 46,5 34,9 33,7 35,6 5,5
Legenda: Qz = quartzo; Pl = plagioclásio; Kf = feldspato alcalino; Bio = biotita; And = andaluzita; Gran = granada; Epid = epidoto; Op = opacos; Ac = acessórios (zircão + monazita + apatita); Sec = secundários (muscovita + clorita); Q = quartzo; A = feldspato alcalino; P = plagioclásio; M = somatório de máficos; Q’ = quartzo; A+P = feldspato alcalino + plagioclásio; Tr = Traços.
Pequenos cristais de granada (Gran1), com dimensões menores que 0,3 mm e hábito
subédrico, ocorrem inclusos em biotita, no entanto, o que mais se destaca nessas rochas são as
granadas denominadas de Gran2, as quais têm forma de atol, englobando vários cristais de
biotita (foto 5.10), quartzo e plagioclásio, caracterizando seu crescimento posterior aos outros
minerais.
A andaluzita é encontrada como cristais subédricos a anédricos (foto 5.9), atingindo até
3,0 mm, poiquilíticos, com abundantes inclusões de biotita, quartzo, opacos e plagioclásio.
Notam-se contatos interdigitados entre biotita e andaluzita, demonstrando o crescimento
tardio e simultâneo de ambas.
É possível individualizar dois tipos texturais de opacos. O Op1 compreende cristais
subédricos, retangulares ou quadráticos, atingindo até 0,3 mm de tamanho; e estão inclusos
em quartzo, biotita e andaluzita. O tipo Op2 representa cristais finos e alongados (<0,3 mm),
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55
seguindo o plano de clivagem da biotita (foto 5.9). Pequenos cristais (<0,1 mm) de zircão e
monazita são encontrados inclusos em biotita, sendo distinguidos pelo hábito anedral e halo
pleocróico mais espesso no caso da monazita. Podem estar inclusos também em plagioclásio e
quartzo.
5.4 - Sinopse da Seqüência de Cristalização nas Suítes Estudadas.
De acordo com os contatos e inclusões observados entre as diferentes fases minerais, foi
possível interpretar a seqüência de cristalizaçã o de cada suíte de rochas plutônicas. Estas
informações são importantes para a correta dedução cronorelativa das condições
termobarométricas discutidas adiante (cap. 7). A figura 5.2 mostra a ordem de cristalização
para cada suíte pesquisada.
Figura 5.2 - Ordem de cristalização em diferentes estágios para as suítes plutônicas estudadas.
As fases minerais precoces comuns a todas as suítes estão representadas por zircão +
apatita + opacos1, ao passo que allanita e titanita1 somente não ocorrem no granitóide
aluminoso. Representando minerais magmáticos precoces, têm-se os dois piroxênios (ferrosilita
e diopsídio) na suíte básica a intermediária e clinopiroxênios (hedenbergita ou aegirina-augita)
no álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa). Na seqüência de cristalização de todas as suítes
ocorre plagioclásio1, com variados teores em anortita, indo desde termos ricos em albita até
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56
oligoclásio cálcico. Por fim, encontra-se anfibólio precoce apenas no anfibólio-biotita granito e
no biotita microgranito.
Em um estágio tardi-magmático de alta temperatuta, são identificadas lamelas de
biotita em todas as suítes, exceto no álcali-feldspato granito. Cristais de granada são
encontrados no granitóide aluminoso e no álcali-feldspato granito, tendo composições ricas
em almandina e andradita, respectivamente. Representando produto de transformação dos
piroxênios, cita-se o anfibólio da suíte básica a intermediária.
Minerais relacionados ao estágio subsolidus de baixa temperatura, provavelmente
refletindo efeitos de fluidos tardios, são representados por clorita, mica branca e opacos2. Além
destes, tem-se o carbonato, encontrado apenas no álcali-feldspato granito e na suíte básica a
intermediária, e titanita2, observada nesta última suíte, no anfibólio-biotita granito e no biotita
microgranito.
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CAPÍTULO 6
QUÍMICA MINERAL
6.1 - Introdução.
Com a finalidade de obter as composições químicas precisas das fases minerais mais
importantes das suítes plutônicas pesquisadas, foram selecionadas 3 seções delgadas do
Plúton Caxexa (álcali-feldspato granito) e uma das demais suítes. As análises foram realizadas
utilizando-se microssondas eletrônicas das universidades de Brasília (Brasil) e Blaise Pascal
(Clermont-Ferrand, França). Na primeira, usou-se o equipamento Cameca SX-50 com sistema
EDS acoplado, sendo as condições operacionais de 15 kV, corrente de 20 nA e tempo médio
de contagem de 10s para cada análise. No segundo laboratório, o equipamento utilizado foi
uma microssonda do tipo Camebax SX-100, com voltagem de 15 kV, corrente de 11 nA e
tempo de contagem de 10s para cada análise. Os resultados obtidos estão sumarizados nas
tabelas 6.1 a 6.7, com os resultados completos e mais detalhados colocados no anexo 4. Para
o cálculo das fórmulas estruturais foram aplicados os programas Minfile (Afiffe & Essene 1988) e
Norma (Ulmer 1993).
6.1.1 - Piroxênios.
A classificação dos piroxênios baseia-se nos critérios propostos por Morimoto (1988),
onde os mesmos são individualizados em quatro tipos: Ca-Mg-Fe (Quad), Ca-Na, Na e outros.
Inicialmente, utilizam-se os parâmetros Q (Ca+Mg+Fe+2) vs. J (2Na), com base no número total
de cátions nas posições octaédricas M1 e M2. Em seguida, utiliza-se o diagrama Q (Wo+En+Fs)-
Jd (jadeíta)-Ae (aegirina), para distinguir os piroxênios do tipo Quad dos demais. No caso de os
piroxênios plotarem no campo Quad, emprega-se o diagrama Wo-En-Fs, com a finalidade de
classificar os termos ricos em Ca-Mg-Fe.
A fórmula estrutural adotada em Morimoto (1988), tomando como base 6 átomos de
oxigênio e 4 cátions, é do tipo
MVI2 MVI1 TIV2 O6
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O ortopiroxênio da fácies monzonítica da suíte básica a intermediária é pobre em Ca
(0,02-0,10) e Mg (0,50-0,55) e rico em Fe+2 (1,29-1,40). Utilizando os diagramas propostos por
Morimoto (1988), eles são classificados como do tipo Quad (Ca-Mg-Fe) (fig. 6.1a) e
enriquecidos em ferrosilita (fig. 6.1b), tendo a composição média En28Fs70Wo2 (tabela 6.1).
O clinopiroxênio encontrado nas rochas do Plúton Caxexa mostra uma variação
composicional de acordo com a paragênese máfica presente (tabela 6.1), semelhante ao
descrito para as rochas alcalinas associadas a Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (R.S.C.
Nascimento 1998; Nascimento et al. 1999a). Em rochas contendo granada e titanita, o
clinopiroxênio é mais enriquecido em Ca (0,82-0,87), Mg (0,16-0,27) e Fe+2 (0,53-0,64), e
empobrecido em Na (0,12-0,16), comparativamente ao clinopiroxênio com paragênese
máfica sem granada e apenas com titanita, onde o Ca possui valores de 0,55-0,58, o Mg de
0,10-0,19, o Fe+2 de 0,32-0,43 e o Na de 0,41-0,45.
Esta subdivisão composicional é bem clara nos diagramas de Morimoto (1988),
representados na figura 6.2, onde os tipos descritos anteriormente correspondem a
hedenbergita (composição média En13Fs37Wo50) e aegirina-augita, respectivamente. A figura
6.3a demonstra que o clinopiroxênio do tipo hedenbergita plota no campo dos piroxênios de
suítes metaluminosas saturadas em sílica (Bonin & Giret 1984), e segue a trajetória evolutiva de
clinopiroxênio cálcico segundo Aoki (1964). Isto é melhor visualizado na figura 6.3b, onde há
uma boa correlação linear entre os termos hedenbergita (Hd=Mn+Fe+2+Fe+3) e diopsídio
(Di=Mg+Ca+Al), e, portanto, uma troca significativa de Mg, Ca e Al por Mn, Fe+2 e Fe+3.
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Tabela 6.1 - Médias de análises químicas representativas de ortopiroxênio da suíte básica a intermediária e de clinopiroxênio do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), com fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênios.
PiroxêniosOrtopiroxênio Clinopiroxênio
Básica a Intermediária Plúton Caxexa com granada sem granada MA-197A (n=7) MA-18 (n=6) MA-66 (n=11) MA-21 (n=8)
Elementos média média média média
SiO2 48,45 0,20 48,71 0,33 49,38 0,28 50,62 0,50TiO2 0,12 0,05 0,03 0,03 0,03 0,02 0,06 0,04 Al2O3 0,34 0,07 1,08 0,11 0,93 0,13 0,63 0,06 Cr2O3 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,00 0,00 FeOt 40,51 0,70 22,89 1,03 23,59 1,03 25,59 0,96 MnO 1,59 0,20 0,97 0,07 1,06 0,05 1,12 0,07 MgO 8,66 0,33 3,54 0,45 3,76 0,59 2,27 0,51 CaO 1,03 0,57 19,66 0,25 19,93 0,47 13,37 0,33 Na2O 0,02 0,01 1,65 0,05 1,82 0,13 5,66 0,19 K2O 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,11 Total 100,74 0,24 98,54 0,68 100,56 0,42 99,53 0,45
Si 1,975 0,005 0.966 0,011 1,953 0,010 1,972 0,010 AlIV 0,016 0,004 0,034 0,011 0,047 0,010 0,024 0,005 Fe+3 0,009 0,006 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,007 T = 2,0 2,000 - 2,000 - 2,000 - 2,000 -
AlVI 0,000 0,000 0,017 0,006 0,003 0,004 0,003 0,006 Fe+3 0,020 0,011 0,144 0,019 0,188 0,020 0,433 0,040 Ti 0,004 0,002 0,001 0,001 0,001 0,000 0,002 0,001 Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Mg 0,526 0,018 0,213 0,027 0,221 0,033 0,132 0,030 Fe+2 0,450 0,029 0,613 0,020 0,573 0,032 0,380 0,034 Mn 0,000 0,000 0,012 0,006 0,011 0,007 0,025 0,011 M1=1,00 1,000 - 1,000 - 1,000 - 0,987 -
Fe+2 0,901 0,024 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Mn 0,055 0,007 0,021 0,007 0,025 0,007 0,012 0,011 Ca 0,045 0,025 0,850 0,010 0,845 0,019 0,558 0,011 Na 0,001 0,001 0,129 0,004 0,140 0,010 0,428 0,015 K 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,006 0,005 M2=1,00 0,046 - 1,000 - 1,007 - 0,992 -
Total 3,046 - 4,000 - 4,007 - 3,992 -
Ca+Mg+Fe+2 1,920 0,010 1,676 0,019 1,637 0,023 1,070 0,046 2Na 0,003 0,002 0,258 0,008 0,281 0,019 0,856 0,030
Q 99,8 0,1 86,6 0,4 85,4 1,0 55,6 1,9 Jd 0,1 0,1 3,5 0,1 3,1 0,4 2,7 0,3 Ae 0,1 0,1 9,8 0,5 11,6 0,8 41,8 2,2
Wo 2,4 1,3 49,8 0,3 50,5 0,9 - - En 27,4 0,9 12,5 1,5 13,7 1,9 - - Fs 70,2 1,5 37,8 1,4 35,8 2,3 - -
Fe/(Fe+Mg) 0,82 0,01 0,87 0,02 0,86 0,02 0,92 0,02
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Figura 6.3 - (a) Diagrama Di-Ac-Hd com o plote de clinopiroxênio das rochas alcalinas do Plúton Caxexa;
a área destacada em cinza compreende os piroxênios de suítes metaluminosas saturadas em sílica (Bonin
& Giret 1984) e a seta representa a linha evolutiva de clinopiroxênio rico em Ca (Aoki 1964); (b) Diagrama
Di-Hd evidenciando a substituição de Mg, Ca e Al por Mn, Fe+2 e Fe+3 para clinopiroxênio do tipo
hedenbergita.
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6.1.2 - Anfibólios.
As médias de análises químicas de anfibólio da suíte básica a intermediária, anfibólio-
biotita granito (Plúton Cabeçudo) e biotita microgranito encontram-se na tabela 6.2. Observa-
se que todos os anfibólios analisados são ricos em CaO, com teores médios similares para o
anfibólio do Plúton Cabeçudo e biotita microgranito (11%) e ligeiramente menores para o
anfibólio da suíte básica a intermediária (10%). Os valores médios de MgO aumentam no
sentido suíte básica a intermediária (5,3%), Plúton Cabeçudo (7,0%) e microgranito (9,1%),
ocorrendo o contrário com o FeOt. Um enriquecimento relativo em Al2O3 e K2O e
empobrecimento em TiO2 se observa no anfibólio do Plúton Cabeçudo, ao passo que o
anfibólio da suíte básica a intermediária tem composições apostas.
Tabela 6.2 - Médias de análises químicas representativas de anfibólio do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito e suíte básica a intermediária, com fórmulas estruturais calculadas para 23 oxigênios.
AnfibóliosPlúton Cabeçudo Biotita microgranito Básica a Intermediária
MA-161A (n=5) MA-59 (n=4) MA-197A (n=5) Elementos média média média
SiO2 40,18 0,21 42,38 0,31 41,45 0,25TiO2 0,46 0,02 0,52 0,02 2,22 0,21 Al2O3 11,73 0,16 10,04 0,18 9,39 0,15 Cr2O3 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 FeOt 22,82 0,17 20,66 0,07 26,31 0,39 MnO 0,70 0,04 0,71 0,03 0,42 0,05 MgO 6,99 0,08 9,07 0,07 5,28 0,16 CaO 11,14 0,24 11,44 0,08 10,41 0,18 Na2O 1,46 0,10 1,55 0,05 1,62 0,08 K2O 1,51 0,25 1,36 0,09 1,20 0,16 H2O 1,93 0,01 1,97 0,00 1,91 0,01 Total 99,35 0,41 100,04 0,35 100,22 0,46
Si 6,252 0,013 6,470 0,033 6,506 0,035 AlIV 1,748 0,013 1,530 0,033 1,494 0,035 T = 8,00 8,000 - 8,000 - 8,000 -
AlVI 0,404 0,030 0,277 0,010 0,243 0,021 Ti 0,053 0,002 0,060 0,003 0,262 0,025 Cr 0,002 0,002 0,000 0,000 0,001 0,001 Fe+3 0,499 0,056 0,411 0,026 0,019 0,024 Mn 0,093 0,005 0,091 0,004 0,055 0,006 Mg 1,621 0,016 2,064 0,016 1,235 0,036 Fe+2 2,328 0,052 2,097 0,029 3,185 0,022 C = 5,00 5,000 - 5,000 - 5,000 -
Fe+2 0,142 0,031 0,129 0,013 0,250 0,028 Ca 1,858 0,034 1,871 0,012 1,750 0,029 B = 2,00 2,000 - 2,000 - 2,000 -
Ca 0,004 0,008 0,000 0,000 0,000 0,000 Na 0,441 0,029 0,458 0,014 0,494 0,027 K 0,299 0,050 0,264 0,018 0,240 0,032 A = (0,0-1,0) 0,745 0,058 0,722 0,026 0,733 0,029
Total 15,745 - 15,722 - 15,733 -
Mg/(Mg+Fe+2) 0,39 0,004 0,48 0,00 0,26 0,01
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A classificação química dos anfibólios, de acordo com os critérios detalhados em Leake
et al. (1997), tem como base a fórmula estrutural geral para 23 oxigênios, sendo do tipo
AB2CVI5TIV8O22(OH2)
onde,
Quando a fórmula padrão é determinada, o anfibólio pode ser classificado em quatro
grupos, de acordo com os valores de (Ca+Na)B e NaB. Deste modo, os anfibólios estudados são
caracterizados como do tipo cálcico, ou seja, com CaB 1,5, (Na+K)A 0,5 e Ti < 0,5.
Aplicando-se, então, a relação Si vs. Mg/(Mg+Fe+2), estes anfibólios são do tipo hastingsita (AlVI
< Fe+3) no caso do Plúton Cabeçudo e biotita microgranito, e ferropargasita (AlVI Fe+3) a ferro-
edenita no caso da suíte básica a intermediária (fig. 6.4).
Figura 6.4 - Composição de anfibólio do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), do biotita
microgranito e da suíte básica a intermediária, de acordo com os parâmetros propostos por Leake et al.
(1997).
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6.1.3 - Biotitas.
Foram analisadas biotitas da suíte básica a intermediária, do anfibólio-biotita granito
(Plúton Cabeçudo), do biotita microgranito e do granitóide aluminoso, com os teores médios
encontrados na tabela 6.3. A comparação química das biotitas corrobora a separação entre
as suítes magmáticas especificadas acima. De acordo com a tabela 6.3, tem-se um nítido
enriquecimento em Al2O3, bem como menor razão Fe/(Fe+Mg), em biotitas do granitóide
aluminoso. Por sua vez, a biotita da suíte básica a intermediária é claramente mais rica em TiO2,
bem mais pobre em Al2O3 e com maior razão Fe/(Fe+Mg) (tabela 6.3), que são características
também detectadas no anfibólio da referida suíte. Concernente ao par anfibólio-biotita
granito vs. biotita microgranito, a tabela 6.3 revela que a biotita do primeiro é relativamente
mais pobre em SiO2, TiO2 e MgO, porém mais rica em Al2O3.
Utilizando-se a composição catiônica, as micas estudadas podem ser classificadas
como trioctaédricas, ou seja, possuem 3 cátions bivalentes na posição Y (Deer et al. 1996) e
plotam no campo das biotitas (fig. 6.5). Aquelas da suíte básica a intermediária destacam-se
pela elevada razão Fe/(Fe+Mg), e as do granitóide aluminoso e do biotita microgranito, por
serem as menos e as mais silicosas, respectivamente. No diagrama AlIV vs. razão Fe/(Fe+Mg)
(fig. 6.6), as biotitas do Plúton Cabeçudo, biotita microgranito e granitóide aluminoso mostram
proporções aproximadamente iguais de moléculas de flogopita e anita, sendo as da suíte
básica a intermediária ricas em anita.
A fórmula estrutural para as micas, de acordo com Deer et al. (1966), pode ser escrita
como
X2Y4-6Z8O22(OH, F, Cl)2
onde, Z = Si+4, Al+3 e Fe+3 ( = 8,00);
Y = Al+3, Mg+2, Fe+2, Fe+3, Ti+4, Mn+3, Cr+3 e Li+1 ( = 6,00);
X = K+1, Na+1, Ca+2, Ba+1, Rb+1, Cs+1 ( = 2,00);
A fórmula é calculada com base em 22 oxigênios.
Figura 6.5 - Diagrama de classificação de
micas trioctaédricas de acordo com Deer et
al. (1966).
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Figura 6.6 - Diagrama de classificação para as micas com
base na quantidade de AlIV e na razão Fe/(Fe+Mg),
conforme Speer (1984).
Alguns diagramas geoquímicos podem ser utilizados com o intuito de correlacionar a
composição da biotita com diferentes associações magmáticas. Nachit et al. (1985) emprega
o conteúdo dos cátions AlT e Mg para a distinção de suítes alumino-potássica, cálcio-alcalina,
subalcalina, alcalina e peralcalina, representadas na figura 6.7a. Já recentemente, Abdel-
Rahman (1994) usa como base as porcentagens em peso de Al2O3 e MgO (fig. 6.7b), definindo
os campos cálcio-alcalino, peraluminoso e alcalino. Deste modo, é possível verificar que as
biotitas do anfibólio-biotita granito e do biotita microgranito plotam no campo cálcio-alcalino,
ao passo que aquelas da suíte básica a intermediária plotam no campo subalcalino. Já as
biotitas do granitóide aluminoso situam-se no campo alumino-potássico (fig. 6.7a) ou na
transição cálcio-alcalino a peraluminoso (fig. 6.7b). A tendência alcalina de biotitas da suíte
básica a intermediária é ilustrada na figura 6.7b.
Figura 6.7 - Diagramas discriminantes para as biotitas das rochas plutônicas da área estudada: (a) - AlT vs.
Mg segundo Nachit et al. (1985); (b) - Al2O3 vs. MgO de acordo com Abdel Rahman (1994). Segue a
mesma legenda da figura 6.6.
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68
6.1.4 - Plagioclásios.
Em virtude de problemas de amostragem, os plagioclásios aqui discutidos representam
apenas aqueles da matriz das rochas estudadas. As médias das análises de plagioclásios das
suítes plutônicas em foco encontram-se na tabela 6.4, sendo detalhadas no anexo 4. A figura
6.8 compara graficamente os teores em anortita dos plagioclásios das diferentes suítes. Nas
rochas básicas a intermediárias, os teores de anortita indicam oligoclásio cálcico ou
transicional a andesina (An21-31). Já os teores de anortita dos plagioclásios encontrados em
anfibólio-biotita granito, biotita microgranito e granitóide aluminoso permitem classificá-los
como oligoclásio (fig. 6.8).
Figura 6.8 - Representação comparativa de
plagioclásios do anfibólio-biotita granito
(MA-161A), biotita microgranito (MA-59),
suíte básica a intermediária (MA-197A) e
granitóide aluminoso (MA-187A).
Com respeito às rochas alcalinas, os plagioclásios analisados possuem composição
significativamente diferente dos descritos anteriormente. Eles correspondem a albita, notando-
se ligeiras diferenças de acordo com a paragênese máfica encontrada na rocha, a exemplo
dos clinopiroxênios descritos no ítem 6.1.1. Nas litologias em que ocorrem clinopiroxênio e
titanita, o plagioclásio apresenta composição de albita pura (fig. 6.9). Ainda que a
composição seja de albita, o teor de anortita é ligeiramente mais elevado (An1-2) quando
ocorre clinopiroxênio, titanita e granada A figura 6.10 mostra todas as análises plotadas no
diagrama Or-Ab-An, que permite distinguir claramente o plagioclásio do álcali-feldspato
granito (Plúton Caxexa) das demais suítes.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000) 69
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 6 - Química Mineral
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PPGG/CCET/UFRN Capítulo 6 - Química Mineral
70
Figura 6.9 - Representação
esquemática para as diferentes
composições dos plagioclásios
encontrados no Plúton Caxexa, de
acordo com a presença ou não de
granada.
Figura 6.10 - Diagrama Or-Ab-An para os plagioclásios das suítes estudadas. Os dados completos
encontram-se no anexo 4.
As substituições do tipo ortoclásio-albita (K Na) e albita-anortita (Na Ca) explicam
as diferenças composicionais dos plagioclásios nas rochas alcalinas, modificando de acordo
com a paragênese máfica (R.S.C. Nascimento 1998; Nascimento et al. 1999a). Segundo esses
autores, os plagioclásios das rochas sem granada, menos cálcicos, não apresentam nenhum
desses tipos de substituições, que seriam observadas através de inclinação positiva ou
ausência de inclinação. No caso ora em lide, tem-se uma nítida correlação negativa K Na
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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71
(fig. 6.11a) para o plagioclásio de rochas com granada. Para aquelas sem granada, não é
possível afirmar se há ou não substituição K Na. Por outro lado, a figura 6.11b sugere a
existência de substituição Na Ca.
Figura 6.11 - Vetores de substituição para os plagioclásios encontrados no Plúton Caxexa. (a) Substituição
do tipo ortoclásio-albita e (b) Substituição do tipo albita-anortita. Os dados completos podem ser vistos no
anexo 4.
6.1.5 - Granadas.
Granadas são comuns principalmente em rochas metamórficas, entretanto podendo
ocorrer em granitos de natureza peraluminosa, cuja gênese se dá pela fusão de
metassedimentos, conhecidos com granitos tipo-S (stricto sensu). A presença deste mineral em
outras litologias está relacionada a alguma particularidade especial. É o que ocorre com as
rochas alcalinas do Plúton Caxexa, onde a granada representa um mineral atípico em
litologias desta natureza por toda a Província Borborema. A tabela 6.5 mostra médias de
análises químicas de granadas do álcali feldspato granito (Plúton Caxexa) e do granitóide
aluminoso, cujas discussões seguem abaixo.
As granadas identificadas no Plúton Caxexa podem ocorrer sob duas formas texturais:
(i) cristais euédricos ou subédricos, amarelo claros, associados parageneticamente à
hedenbergita, com texturas sugestivas de cristalização a partir desta; e (ii) cristais anédricos,
amarelo citrino, com textura intersticial ou esquelética, evidenciando uma cristalização tardia.
Este segundo tipo textural é mais comum, com as análises representadas na tabela 6.5.
Infelizmente não foi possível obter análises de granadas do tipo 1, impedindo maiores
comparações. Composicionalmente, são granadas ricas na componente andradita (84,7-
87,3%), com baixos Al2O3 (1,8-2,9%) e TiO2 (0,2-0,5%), tendo composição média
And86Gro4Esp3Alm2 (tabela 6.5 e fig. 6.12)
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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Tabela 6.5 - Médias de análises químicas representativas de granada do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) e granitóide aluminoso, com fórmulas estruturais calculadas para 24 oxigênios.
GranadasPlúton Caxexa Granitóide aluminoso
MA-18 (n=2) MA-66 (n=6) MA-187A (n=8) Elementos média média média
SiO2 40,36 4,94 35,49 0,17 36,37 0,26TiO2 0,21 0,12 0,46 0,64 0,03 0,02 Al2O3 1,77 0,54 2,93 0,66 21,14 0,11 FeOt 25,93 2,70 25,79 1,65 30,69 0,26 MnO 1,17 0,06 1,16 0,40 5,30 0,13 MgO 1,78 1,78 0,03 0,03 3,42 0,09 CaO 27,91 2,99 31,71 0,85 0,95 0,07 Na2O 0,45 0,45 0,04 0,04 0,06 0,03 Cr2O3 0,00 0,00 0,02 0,02 0,06 0,03 ZnO 0,06 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 Total 100,61 0,78 100,41 0,19 99,46 0,39
Si 6,512 0,545 5,918 0,046 5,889 0,024 Ti 0,026 0,015 0,057 0,080 0,004 0,003 AlIV 0,017 0,017 0,082 0,046 0,111 0,024 AlVI 0,325 0,100 0,493 0,093 3,923 0,022 Cr 0,000 0,000 0,003 0,003 0,006 0,005 Fe+3 3,172 0,332 3,484 0,211 0,193 0,039 Fe+2 0,141 0,141 0,093 0,087 4,140 0,024 Mn 0,161 0,015 0,164 0,057 0,727 0,019 Mg 0,413 0,407 0,008 0,007 0,825 0,018 Ca 4,869 0,709 5,664 0,126 0,163 0,013 Na 0,135 0,135 0,011 0,011 0,017 0,008 Zn 0,015 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 Total 15,786 - 15,977 - 15,998 -
Gro 2,17 2,17 5,73 5,15 0,00 0,00 Alm 2,34 2,34 1,92 1,31 70,70 0,34 Pir 7,87 7,77 0,13 0,14 14,08 0,26 Esp 2,85 0,06 2,75 0,94 12,41 0,36 And 84,77 3,20 87,73 5,99 2,81 0,20 Uva 0,01 0,01 0,08 0,09 0,00 0,00
Figura 6.12 - Composição das granadas para as
rochas alcalinas. Verificar o enriquecimento na
molécula de andradita.
A ocorrência mais comum da andradita é em calcários impuros que sofreram
metamorfismo de contato, e particularmente em depósitos de escarnito metassomático.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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73
Todavia, também ocorre como resultado de metassomatismo relacionado com efeitos
térmicos de rochas ígneas ricas em Ca, tal como andesitos (Varet 1970; Gustafson 1974; Deer et
al. 1982; Ulrych et al. 1994). A sua origem está associada à transformação de clinopiroxênios
cálcicos, por meio da oxidação de Fe+2 para Fe+3 (Huckenholz 1969, equação 1), implicando
no aumento da fugacidade de oxigênio (Varet 1970; Robie et al. 1987; Moecher & Chou 1990,
equação 2).
[4CaFe+2Si2O6+2CaMgSi2O6] + O2 [CaFe+3(Fe+3Si)O6+2CaMgSi2O6] + Ca3Fe2+3Si3O12 + 4SiO2 (1)clinopiroxênio ferri-diopsídio andradita quartzo
9CaFe+2Si2O6 + O2 3Ca3Fe2+3Si3O12 + Fe3O4 + 9SiO2 (2) hedenbergita andradita magnetita quartzo
Por outro lado, R.S.C. Nascimento (1998), estudando granitos alcalinos da Zona de
Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP), sugeriu a introdução de íons de Ca+2 que, reagindo,
em meio oxidante com aegirina-augita, formaria andradita juntamente com magnetita e
quartzo, de acordo com a equação 3.
2CaFe+3Si2O6 + Ca+2 + 3O2 Ca3Fe2+3Si3O12 + Fe3O4 + SiO2 (3) aegirina-augita andradita magnetita quartzo
R.S.C. Nascimento (1998) fundamentou sua interpretação a partir da presença de
venulações com concentrações de andradita, a qual diminui em quantidade afastando-se
das vênulas. Portanto, ela admite uma origem metassomática para a geração da andradita
nos granitos alcalinos da ZCRP. Origem similar para granadas ricas em andradita associada a
complexos vulcânicos alcalinos também foi sugerida por Ulrych et al. (1994).
No caso do granito alcalino aqui estudado, não foram observadas venulações com
andradita, o que, em princípio, enfraquece a hipótese de origem metassomática deste
mineral. Por outro lado, o hábito esquelético e a associação paragenética com clinopiroxênio
e magnetita demonstra a formação tardia de andradita (cap. 5). De acordo com discussão
precedente, a andradita é interpretada como derivada da desestabilização de clinopiroxênio
em meio oxidante, havendo a alternativa da presença adicional de íons Ca+2 (equação 3).
Todavia, como a andradita em análise está associada com hedenbergita e não aegirina-
augita, consideramos na discussão que segue apenas as equações 1 e 2.
No caso das equações 1 e 2, não há necessidade de introdução metassomática de
Ca+2 ao final da cristalização do plúton. A comparação de análises químicas de rocha total
com e sem granada (cap. 8) não mostra diferenças significativas entre uma fácies e outra em
termos de Fe2O3t, CaO e TiO2. Inclusive, é na fácies sem andradita que se encontram as
amostras mais ricas em CaO, de modo que não há uma correlação direta entre presença de
granada e maior quantidade de CaO. Infere-se, daí, que a geração de andradita deve-se ao
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reequilíbrio geoquímico do magma granítico alcalino sob condições particulares de
fugacidade de oxigênio. Neste sentido, a repartição geoquímica dos elementos envolve as
associações das fácies sem granada (aegirina-augita + titanita + plagioclásio An0) e com
granada (hedenbergita + titanita + andradita + plagioclásio An0-2). A titanita da primeira
associação é mais rica em Al2O3, CaO e Na2O e mais pobre em TiO2, em confronto com a
titanita da segunda associação. O balanceamento geoquímico dos elementos citados nesta
associação se dá com a formação de clinopiroxênio cálcico (hedenbergita), andradita (Al2O3,
CaO e TiO2) e plagioclásio ligeiramente mais cálcico (An0-2).
As granadas encontradas no granitóide aluminoso ocorrem sob duas formas texturais.
As do tipo 1, que representam os cristais maiores, têm hábito em atol, enquanto as do tipo 2
são de pequenas dimensões e inclusos em lamelas de biotita. As análises obtidas (tabela 6.5)
se referem ao primeiro tipo. Elas são enriquecidas em FeOt (31,9-32,2%), MnO (5,1-5,5%) e MgO
(3,3-3,5%) e empobrecidas em CaO (0,9-1,1%), tendo a composição média Alm71Pir14Esp12And3
(fig. 6.13). Não foram observadas zonações químicas nos cristais de granada.
Figura 6.13 - Composição das granadas do
granitóide aluminoso.
6.1.6 - Titanitas.
O vasto campo de estabilidade da titanita é responsável pela sua presença como um
dos principais minerais acessórios em rochas ígneas e metamórficas (Ribbe 1982). As titanitas
analisadas são aquelas de texturas sugestivas de cristalização magmática. Os dados analíticos
foram recalculados com base em 20 oxigênios (Deer et al. 1996), sendo os resultados
apresentados na tabela 6.6.
As titanitas do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e do biotita microgranito
possuem composições muito semelhantes entre si, sendo observadas apenas diferenças sutis
nos teores de TiO2 e CaO, que são maiores em titanitas do último. Por outro lado, as titanitas do
álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) mostram composições distintas dependendo da
associação máfica presente: i) as titanitas das rochas com andradita + hedenbergita são
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75
empobrecidas em Al2O3, FeOt, CaO, Na2O e K2O e enriquecidas em TiO2; ii) as titanitas de
rochas sem granada e com aegirina-augita apresentam composições opostas àquelas citadas
acima. Como tendência geral, nota-se que as titanitas do Plúton Caxexa possuem teores de
Al2O3 e Ca+2 menores e de FeOt maiores do que as titanitas do Plúton Cabeçudo e do biotita
microgranito. Os valores absolutos dos óxidos Al2O3, CaO, FeOt e TiO2, especialmente Al2O3, são
inferiores aos determinados por Tulloch (1979) e Enami et al. (1993) para titanitas de
cristalização no estágio subsolidus ou tardi-magmáticas, onde os teores de Al2O3 superam 6%.
Isto corrobora a suposição anterior de que parte das titanitas são precoces na cristalização
magmática do Plúton Caxexa.
Tabela 6.6 - Médias de análises químicas representativas de titanita do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e biotita microgranito, com fórmulas estruturais calculadas para 20 oxigênios.
TitanitasPlúton
CaxexaPlúton
CabeçudoBiotita
microgranito MA-21 (s/ gran) (n=2) MA-66 (c/ gran) (n=3) MA-161A (n=4) MA-59 (n=2)
Elementos média média média média
SiO2 30,25 0,01 29,91 0,16 30,04 0,23 30,50 0,10TiO2 33,17 0,21 35,78 0,10 34,41 0,46 35,32 0,37 Al2O3 1,73 0,15 1,34 0,28 2,62 0,31 2,68 0,28 Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,01 0,00 0,00 FeOt 3,96 0,41 2,00 0,25 1,43 0,15 1,42 0,20 MnO 0,10 0,04 0,08 0,03 0,10 0,02 0,12 0,01 MgO 0,04 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 CaO 28,80 1,17 26,72 0,18 27,47 0,21 28,39 0,16 Na2O 0,17 0,01 0,08 0,04 0,02 0,02 0,11 0,09 K2O 0,09 0,09 0,01 0,01 0,03 0,05 0,05 0,05 Total 98,28 0,65 96,04 0,51 96,27 0,46 98,73 0,19
Si 4,020 0,009 4,036 0,007 4,012 0,002 3,972 0,004
Ti 3,316 0,013 3,632 0,005 3,456 0,015 3,458 0,009 Alt 0,268 0,005 0,212 0,011 0,412 0,012 0,412 0,011 Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 Fe+3 0,400 0,016 0,120 0,006 0,116 0,005 0,113 0,019 Y = 4,00 3,982 - 3,964 - 3,988 - 3,981 -
Fe+2 0,040 0,006 0,104 0,002 0,044 0,004 0,049 0,005 Mn 0,012 0,001 0,008 0,001 0,011 0,001 0,012 0,000 Mg 0,006 0,001 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 Ca 3,884 0,004 3,864 0,002 3,932 0,001 3,960 0,007 Na 0,044 0,001 0,020 0,002 0,004 0,001 0,026 0,006 K 0,016 0,004 0,001 0,002 0,005 0,002 0,008 0,002 X = 4,00 4,002 - 3,997 - 4,000 - 4,004 -
Total 12,004 - 11,997 - 12,000 - 11,957 -
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 6 - Química Mineral
76
6.1.7 - Opacos.
No anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e no biotita microgranito, os minerais
opacos ocorrem do seguinte modo (cap. 5): (i) cristais subédricos dispersos na matriz da rocha,
quimicamente identificados como magnetita; (ii) cristais anédricos, gerados a partir da
desestabilização de biotita e anfibólio. Em vários casos, tem-se o processo de esfenitização,
com a formação de coroas de titanita bordejando ilmenitas. Isso se deve a um processo de
metassomatismo a partir da reação entre um líquido residual com quantidades elevadas de
Ca+Si, cuja troca pelo Fe permite a formação de titanita + ilmenita (Haggerty 1981). Os opacos
do Plúton Cabeçudo e do biotita microgranito são tipicamente magnetitas de baixo titânio
(tabela 6.7).
Na suíte básica a intermediária, os opacos são texturalmente semelhantes aos descritos
anteriormente. Quimicamente, classificam-se como ilmenitas, caracterizadas pela elevada
quantidade de TiO2 (50,2-50,8%) e FeO (43,4-44,2%) e baixos teores nos demais óxidos (em
média <1,5%)(tabela 6.7).
Os opacos encontrados nas rochas do Plúton Caxexa são também individualizados em
dois tipos texturais, incluindo (i) cristais subédricos, e (ii) grãos subédricos a anédricos, originados
da alteração do clinopiroxênio. Análises químicas do primeiro tipo indicam tratar-se de
magnetitas (tabela 6.7). Nas rochas alcalinas associadas a ZCRP (R.S.C Nascimento 1998 e
Nascimento et al. 1999a), a mineralogia opaca também está representada por cristais
precoces de magnetita, todavia, são encontrados ainda cristais de ilmenita coroados por
titanita. A presença de magnetita precoce indica condições de alta fO2 já no início da
cristalização dessas rochas.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000) 77
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 6 - Química Mineral
Capítulo 7Condições de Cristalização
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 7 - Condições de Cristalização
79
CAPÍTULO 7
CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO
7.1 - Introdução.
A utilização de geobarômetros, geotermômetros e tampões tem como objetivo estimar
as condições de pressão, temperatura e fugacidade de oxigênio atuantes nos magmas. O
emprego correto destes parâmetros envolve duas premissas igualmente importantes: que a
assembléia mineral de interesse tenha alcançado o equilíbrio geoquímico; e que o sistema
não tenha se reequilibrado durante os estágios finais de cristalização/resfriamento magmático,
de subsolidus ou devido a ação de eventos termotectônicos posteriores. Diversos são os
geobarômetros, geotermômetros e tampões encontrados na literatura, onde a utilização dos
mesmos depende da natureza do magma e das associações minerais presentes. A qualidade
dos geobarômetros, geotermômetros e tampões para rochas graníticas permite a obtenção
parâmetros físicos que servem de vínculos para interpretação do nível de alojamento/intrusão
e condições de cristalização (P-T-fO2).
7.1.1 - Geobarometria.
Um dos geobarômetros mais utilizados no estudo de rochas granitóides refere-se a
quantidade de AlT na hornblenda. Este geobarômetro foi inicialmente sugerido por
Hammarstrom & Zen (1986) e Hollister et al. (1987) de maneira empírica, sendo a seguir
demonstrado experimentalmente por Johnson & Rutherford (1989) e Schmidt (1992). Os
primeiros realizaram análises em rochas vulcânicas, enquanto que o segundo utilizou tonalitos
com paragênese mineral formada por hornblenda, biotita, plagioclásio, ortoclásio, quartzo,
titanita e óxidos de Fe e Ti. Schmidt (1992) sugere a aplicação do geobarômetro em lide para
os casos onde o anfibólio contem Si com valores entre 5,9 e 7,5 pfu e Ca entre 1,0 e 1,9 pfu, os
resultados sendo confiáveis para um intervalo de pressões entre 2,5 e 13 kbar. A correlação
linear entre o AlT na hornblenda e a pressão, deduzida por Schmidt (1992) e Hollister et al.
(1987), obedecem à respectivas equações:
P ( 0,6 kbar) = - 3,01 + 4,76 AlTHb e
P ( 1 kbar) = - 4,76 + 5,64 AlTHb
O geobarômetro do AlT em anfibólio foi aplicado em amostras do anfibólio-biotita
granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito e monzonito da suíte básica a intermediária.
Os resultados segundo Hollister et al. (1987) e Schmidt (1992) estão na tabela 7.1. As pressões
obtidas para o Plúton Cabeçudo (7,2 kbar) são comparativamente maiores do que as
calculadas para as outras suítes, com valores médios entre 5,3 kbar e 5,6 kbar. Todavia,
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 7 - Condições de Cristalização
80
considerando-se os erros de aproximadamente 1,0 kbar e 0,6 kbar para os valores obtidos das
equações de Hollister et al. (1987) e Schmidt (1992), pode-se admitir que as pressões médias da
tabela 7.1 para as suítes analisadas se superpõem, embora o Plúton Cabeçudo mostre uma
tendência a ter pressões ligeiramente maiores. Pelo exposto, interpreta-se uma pressão de
cerca de 5-7 kbar para o reequilíbrio do AlT em anfibólio nesta porção do Maciço São José de
Campestre.
Tabela 7.1 - Valores de pressões calculadas para anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo),
biotita microgranito, suíte básica a intermediária e ortognaisses, considerando o
geobarômetro de AlT em hornblenda, segundo Schmidt (1992) e Hollister et al. (1987).
Litologia Análise AlTPressão ( 1 kbar)
Hollister et al. (1987) Pressão ( 0,6 kbar)
Schmidt (1992)
1 2,134 7,3 7,2 2 2,177 7,5 7,4
Plúton 3 2,088 7,0 6,9 Cabeçudo 4 2,178 7,5 7,4 (MA-161A) 5 2,183 7,6 7,4
média 2,152 7,4 7,2 0,037 0,2 0,2
1 1,828 5,6 5,7 Biotita 2 1,810 5,5 5,6
microgranito 3 1,751 5,1 5,3 (MA-59) 4 1,835 5,6 5,7
média 1,806 5,4 5,6 0,033 0,2 0,2
1 1,697 4,8 5,1 2 1,735 5,0 5,3
Monzonito 3 1,746 5,1 5,3 (Básica a 4 1,726 5,0 5,2
intermediária) 5 1,780 5,3 5,5 (MA-197A) média 1,737 5,0 5,3
0,027 0,2 0,1 1 1,825 5,5 5,7 2 1,877 5,8 5,9 3 1,776 5,3 5,4
Ortognaisse 4 1,860 5,7 5,8 (substrato) 5 1,897 5,9 6,0
(MA-20) 6 1,880 5,9 5,9 média 1,853 5,7 5,8
0,040 0,2 0,2
A ausência da associação mineral adequada impossibilita a aplicação do
geobarômetro em foco para o Plúton Caxexa. Contudo, o fato de o álcali-feldspato granito ser
intrudido por soleiras e diques de biotita microgranito serve indiretamente para interpretar
pressões semelhantes às obtidas para estes corpos.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 7 - Condições de Cristalização
81
7.1.2 - Geotermometria.
Diversos geotermômetros são utilizados na literatura com o objetivo de obter
temperaturas a partir de diferentes associações minerais, destacando-se os pares anfibólio-
plagioclásio (Blundy & Holland 1990), clinopiroxênio-ortopiroxênio (Kretz 1982), ortopiroxênio-
granada (Deer et al. 1996) e a saturação em Zr (Watson & Harrison 1983; Watson 1987).
O par anfibólio-plagioclásio utiliza a quantidade de AlIV existente no anfibólio
coexistente com plagioclásio em rochas saturadas em sílica. Blundy & Holland (1990)
mostraram que o principal vetor de mudança no anfibólio em função da temperatura reside
na molécula de tschermaquita [(Na -1)A(AlSi-1)T1], sendo baseada nas reações
edenita + 4quartzo tremolita + albita e
pargasita + 4quartzo hornblenda + albita,
sugerindo-se a equação
Na equação acima, Si representa número de átomos por fórmula (pfu), com P in kbar e
T em K. Para XAb > 0,5, o valor de Y = 0; já para X Ab 0,5, Y = - 8,06 + 25,5 (1-XAb)2. A temperatura
obtida corresponde à situação de equilíbrio geoquímico do par plagioclásio-anfibólio, com
precisão no intervalo de 35 C a 75 C. Este geotermômetro deve ser utilizado para
temperaturas entre 500 -1100 C, e assembléias com anfibólios contendo Si < 7,8 pfu e
plagioclásio com teor de anortita inferior a 92%. Como a maioria das rochas estudadas contêm
anfibólio em equilíbrio com plagioclásio e atendem às restrições propostas por Blundy &
Holland (1990), foram obtidas as temperaturas para o Plúton Cabeçudo, biotita microgranito,
suíte básica a intermediária e ortognaisses tonalíticos do substrato. Observa-se, então, que os
valores médios são muito semelhantes (743-759 C) para todas as suítes (tabela 7.2), tendo em
vista que os erros envolvidos nos cálculos são da ordem de 35 C a 75 C.
Um outro geotermômetro muito utilizado refere-se à saturação em Zr. O
comportamento do zircão no decorrer da geração e evolução de magmas crustais é
importante na compreensão de determinados aspectos geoquímicos dos magmas, já que ele
controla a distribuição de elementos traços (Y e os terras raras pesadas), e tem um papel
importante no estudo geocronológico (método U-Pb). O teor em Zr nas rochas pode ser usado
para estimar a temperatura de cristalização do zircão em líquidos saturados em Zr (Watson &
Harrison 1983). Partindo do princípio de que o coeficiente de partição do Zr entre cristal e
líquido é função da temperatura, esses autores estabeleceram diversas isotermas relacionando
a razão catiônica [M = (Na+K+2Ca)/(Al.Si)] vs. a concentração de Zr (em ppm) na rocha (fig.
7.1).
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 7 - Condições de Cristalização
82
Tabela 7.2 - Valores de temperaturas calculadas para anfibólio-biotita granito
(Plúton Cabeçudo), biotita microgranito, suíte básica a intermediária e
ortognaisses, considerando o geotermômetro plagioclásio-anfibólio de Blundy &
Holland (1990).
Litologia Análise P (Kb) Si (Anf) XAb
Temperatura(35-75 C)
1 7,2 6,239 - 763 2 7,4 6,258 - 756
Plúton 3 6,9 6,274 - 759 Cabeçudo 4 7,4 6,246 0,76 758 (MA-161A) 5 7,4 6,244 - 758
média 7,2 6,252 - 7590,2 0,013 2
1 5,7 6,439 - 733 Biotita 2 5,6 6,460 - 730
microgranito 3 5,3 6,526 0,81 721 (MA-59) 4 5,7 6,457 - 729
média 5,6 6,471 - 7280,2 0,033 4
1 5,1 6,536 - 740 2 5,3 6,524 - 740
Monzonito 3 5,3 6,463 - 751 (Básica a 4 5,2 6,543 0,74 737
intermediária) 5 5,5 6,464 - 749 (MA-197A) média 5,3 6,506 - 743
0,1 0,035 51 5,7 6,547 - 742 2 5,9 6,509 - 746 3 5,4 6,583 - 738
Ortognaisse 4 5,8 6,528 - 743 (substrato) 5 6,0 6,512 0,69 744
(MA-20) 6 5,9 6,500 - 748 média 5,8 6,530 - 743
0,2 0,030 3
Figura 7.1 - Diagrama Zr vs. M com as isotermas
definidas por Watson & Harrison (1983). Em virtude das
rochas básicas a intermediárias possuírem valores de
M superiores a 2,5, as mesmas não foram plotadas
neste diagrama.
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PPGG/CCET/UFRN Capítulo 7 - Condições de Cristalização
83
Considerando que o zircão formou-se precocemente nas suítes estudadas, é possível,
estimar a suas temperaturas mínimas de liquidus. Watson (1987) propôs o cálculo da
temperatura pela equação
onde Zr é a concentração de Zr (em ppm) na rocha.
A aplicação desta equação nas diversas amostras analisadas resultou nos dados da
tabela 7.3. Considerando os desvios relativos às médias de temperatura das suítes estudadas,
pode-se admitir que o Plúton Caxexa e o biotita microgranito possuem temperaturas de
saturação em Zr bastante semelhantes, da ordem de 800 C. Já o Plúton Cabeçudo e a suíte
básica a intermediária revelam claramente temperaturas mais elevadas, de cerca de 850 C e
960 C, respectivamente. Os valores citados são tomados como estimativas mínimas das
respectivas temperaturas de liquidus, haja vista ser o zircão um mineral acessório precoce em
todas as suítes pesquisadas.
Tabela 7.3 - Temperatura de saturação em Zr, de acordo com cálculos sugeridos por Watson (1987).
PlútonCaxexa
Zr (ppm)
T ( C)Watson (1987)
MA-01 91,10 745 MA-08 123,20 770 MA-08A 120,00 768 MA-12A 122,20 769 MA-18 139,60 781 MA-18A 139,90 781 MA-21 83,10 738 MA-23A 152,00 788 MA-66 153,00 789 MA-98 71,60 726 MA-99 93,50 747 MA-100 81,20 736 MA-102 138,00 780 MA-112 42,20 687
Média 109,57 757 (desvio) 31,76 27
PlútonCabeçudo
Zr (ppm)
T ( C)Watson (1987)
MA-25 285,00 846 MA-161A 317,00 856 MA-238A 335,00 862
Média 312,00 855 (desvio) 20,68 7
MicrogranitoZr
(ppm)T ( C)
Watson (1987)
MA-14A 135,60 778 MA-50 160,00 793 MA-59 191,00 809 MA-61 186,00 806 MA-165 370,00 872 MA-172 200,00 813
Média 207,10 812 (desvio) 75,96 29
Básica a Intermediária
Zr (ppm)
T ( C)Watson (1987)
MA-164A 598,00 923 MA-164B 1039,00 988 MA-186A 999,00 983 MA-197A 944,00 976 MA-198 569,00 917
Média 829,80 957 (desvio) 203,56 31
Os dados termobarométricos das tabelas 7.1, 7.2 e 7.3 encontram-se em parte
representados na figura 7.2. Uma ressalva é que a ausência de anfibólio no Plúton Caxexa
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84
impediu a determinação da pressão. No conjunto, nota-se que as temperaturas deduzidas a
partir do par plagioclásio-anfibólio em biotita microgranito (MA-59), anfibólio-biotita granito
(Plúton Cabeçudo - MA-161A) e monzonito da suíte básica a intermediária (MA-197A) são
similares entre si, com valores médios entre 728 C e 759 C. O ortognaisse tonalítico do substrato
gnáissico-migmatítico (MA-20) também possui temperaturas no mesmo intervalo
supramencionado.
Figura 7.2 - Mapa ilustrando a distribuição espacial dos resultados termobarométricos.
Nas referidas unidades, têm-se pressões igualmente semelhantes, com valores entre 5,3
kbar e 7,2 kbar, este no Plúton Cabeçudo, apesar de os erros envolvidos nos cálculos
permitirem considerar que não há diferenças barométricas significativas. Portanto, infere-se
que ao final da orogênese brasiliana todas as unidades precambrianas da região foram
efetadas por um importante evento de cristalização magmática (suítes plutônicas) ou
reequilíbrio metamórfico (ortognaisse tonalítico do substrato). Este evento teria P e T da ordem
de 5,3-7,2 kbar e 728-759 C, respectivamente. Tais valores são corroborados por cálculos
termobarométricos obtidos em rochas granulíticas tardi-brasilianas (Z.S. Souza, em preparação)
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85
e granitóides sintectônicos (R.S.C. Nascimento 1998), ambos associados à Zona de
Cisalhamento Remígio-Pocinhos, a sul da área em lide.
7.1.3 - Fugacidade de Oxigênio (fO2).
A determinação da fO2 em rochas granitóides é freqüentemente dificultada em função
do reequilíbrio termodinâmico que ocorre no estágio de subsolidus e/ou durante os processos
de alteração posteriores. Nestas situações, comumente se modificam as composições de
magnetita e ilmenita primárias. Todavia, Wones (1989) sugeriu que a assembléia hedenbergita
+ ilmenita + oxigênio titanita + magnetita + quartzo pode ser usada com relativa
confiabilidade na determinação do grau de oxidação de rochas granitóides. Este autor propôs
a equação:
onde P e T são dados em bar e K, respectivamente.
A paragênese titanita + magnetita + quartzo, que define o tampão para a fórmula
acima, está presente no anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e no biotita microgranito.
Para tais unidades, a equação de Wones (1989) permitiu determinar os valores de fO2
representados na tabela 7.4 e na figura 7.3. Observa-se que o Plúton Cabeçudo tem
fugacidades relativamente maiores (fO2 -14,1) do que o microgranito (fO2 -15,2), ambos,
porém, situados no campo definido pelos tampões fayalita + magnetita + quartzo e
magnetita/hematita (fig. 7.3).
Tabela 7.4 - Cálculos da fO2 para o Plúton Cabeçudo e biotita microgranito,
segundo Wones (1989).
Litologia Análise P (bars) T (K) Log fO2
Wones (1989)
1 7148 1036 -14,0 2 7353 1029 -14,1
Plúton 3 6929 1032 -14,1 Cabeçudo 4 7357 1031 -14,1 (MA-161A) 5 7381 1031 -14,1
média 7234 1032 -14,1 174 2 0,0
1 5691 1006 -15,0 Biotita 2 5606 1003 -15,1
microgranito 3 5325 994 -15,4 (MA-59) 4 5725 1002 -15,1
média 5587 1001 -15,2 157 4 -0,2
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Figura 7.3 - Diagrama fugacidade de oxigênio (log fO2) vs.
temperatura (T C), mostrando a estabilidade de várias
paragêneses minerais (Wones 1989). Legenda semelhante a
da figura 7.1.
As rochas alcalinas possuem uma paragênese relevante para a caracterização da fO2
que é a coexistência de andradita+hedenbergita. Estes minerais são estáveis, e coexistem
numa faixa bem definida de fO2 e T (fig. 7.4), conforme determinado experimentalmente por
Liou (1974) e Gustafson (1974). Infelizmente, não é possível aplicar diretamente o resultado
gráfico da figura 7.4 ao álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) por ter o experimento sido feito
a 2 kbar, que é uma pressão bem inferior àquela interpretada para este plúton (vide 7.1.1).
Para aquela paragênese, Burton et al. (1983) propôs a equação:
sendo P e T dados em kbar e C, respectivamente.
Considerando uma pressão média de aproximadamente 6 kbar e a temperatura
encontrada pelo geotermômetro de Zr ( 757 C), a equação de Burton et al. (1983) fornece
uma fO2 em torno de -12,1 (tabela 7.5). Esse valor é condizente com a presença de cristais
precoces de magnetita, indicando alta fO2 já no início da cristalização dessas rochas.
Figura 7.4 - Campo de estabilidade da associação
hedenbergita + andradita a 2 kbar de pressão conforme
predito por Gustafson (1974).
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Tabela 7.5 - Cálculos da fO2 para o álcali-feldspato granito, utilizando
a equação proposta por Burton et al. (1983).
PlútonCaxexa
T ( C)Watson (1987)
P(kbar)
Log fO2
Burton et al. (1983)
MA-01 745 6 -12,1 MA-08 770 6 -12,1 MA-08A 768 6 -12,1 MA-12A 769 6 -12,1 MA-18 781 6 -12,1 MA-18A 781 6 -12,1 MA-21 738 6 -12,1 MA-23A 788 6 -12,1 MA-66 789 6 -12,1 MA-98 726 6 -12,1 MA-99 747 6 -12,1 MA-100 736 6 -12,1 MA-102 780 6 -12,1 MA-112 687 6 -12,1
Média 757 6 -12,1 27 0 0,0
Capítulo 8Caracterização Geoquímica
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89
CAPÍTULO 8
Caracterização Geoquímica
8.1 - Introdução.
Este capítulo tem como objetivo principal apresentar as características geoquímicas
das suítes magmáticas distinguidas com base em aspectos de campo (cap. 4) e petrográficos
(cap. 5). Deste modo, foram efetuadas 51 análises litogeoquímicas, sendo 21 do álcali-
feldspato granito (Plúton Caxexa), 8 do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), 10 do
biotita microgranito, 9 da básica a intermediária e 3 do granitóide aluminoso. As composições
químicas completas das suítes estudadas encontram-se nas tabelas 8.1 a 8.5. A tabela 8.6
ilustra as composições médias de cada uma, a partir dos dados daquelas tabelas. Os
elementos maiores e menores foram determinados por fluorescência de raios-X no Laboratoire
de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon), no Laboratório de
Fluorescência de Raios-X do Departamento de Geologia da UFRN (Natal) e no Centre de
Recherches Pétrographiques et Géochimiques - CRPG/CNRS (Vandœuvre). Os elementos
traços, incluindo os terras raras, foram obtidos por espectrometria de plasma de fonte gasosa
(ICP-MS) no CRPG/CNRS. O ferro total é reportado como Fe2O3t. A precisão analítica para os
elementos maiores é inferior a 2%, podendo alcançar 10% para aqueles de baixas
abundâncias (MnO, MgO, P2O5). Para os elementos traços, a precisão é superior a 5%,
chegando a 10% para os elementos com concentrações menores que 30 ppm.
O tratamento dos dados, como também a construção de diferentes diagramas
geoquímicos, foram feitos com os programas Excel, em ambiente Windows-95, e Newpet no
sistema MS-DOS (D. Clarke, versão 1994 - Mem. Univ. Newfoundland).
8.2 - Caracterização Química.
8.2.1 - Elementos Maiores e Menores.
Diagramas de Harker, considerando SiO2 como índice de diferenciação, para as cinco
suítes magmáticas podem ser vistos na figura 8.1. Esta figura e a tabela 8.6 servem para
caracterizar as particularidades geoquímicas das mesmas. Em todos os diagramas, as rochas
básicas a intermediárias se destacam por seus menores teores em SiO2 e K2O, e maiores Fe2O3t,
MgO, CaO, TiO2 e P2O5. Por outro lado, o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) distingue-se
nitidamente por ter as mais elevadas quantidades de Na2O, Na2O+K2O e #Fe, e as mais baixas
de Fe2O3t, MgO, TiO2 e CaO. O anfibólio-biotita granito e o microgranito possuem composições
usualmente superpostas, porém o primeiro com tendência a ser enriquecido em
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Fe2O3t, MgO, CaO, TiO2 e P2O5, e mais pobre em Al2O3, ao se comparar rochas com o mesmo
valor de sílica. Apesar do pequeno número de amostras analisadas, o granitóide aluminoso
parece ter os menores SiO2, K2O, Na2O+K2O e #Fe, e maiores TiO2, Fe2O3t, MgO e CaO,
comparado com o anfibólio-biotita granito, álcali-feldspato granito e biotita microgranito.
Tabela 8.5 - Composição química em elementos maiores e traços e alguns parâmetros geoquímicos representativos para o granitóide aluminoso.
Granitóide Aluminoso Elementos MA-1873 MA-2141 MA-214A3 média
SiO2 (% peso) 62,82 65,24 63,57 63,88 1,01 TiO2 0,95 0,53 1,03 0,84 0,22 Al2O3 15,75 16,13 15,86 15,91 0,16 Fe2O3t 7,99 4,77 7,18 6,65 1,37 MnO 0,17 0,05 0,13 0,12 0,05 MgO 3,43 1,52 1,67 2,21 0,87 CaO 1,60 3,07 2,77 2,48 0,63 Na2O 2,82 3,65 3,85 3,44 0,45 K2O 2,78 4,29 3,40 3,49 0,62 P2O5 0,15 0,17 0,34 0,22 0,09 PF 1,40 0,59 0,93 0,97 0,33 Total 99,86 100,01 100,73 100,20 0,38
Ba (ppm) NA 1159 NA - - Ga NA 20 NA - - Nb 5 9 22 12 7 Ni NA 7 NA - - Rb 92 189 96 126 45 Sr 172 459 275 302 119 V NA 50 NA - - Y 36 25 20 27 7 Zr NA 205 NA - -
Na2O+K2O 5,60 7,94 7,25 6,93 0,98 Na2O/K2O 1,01 0,85 1,13 1,00 0,11 Rb/Sr 0,53 0,41 0,30 0,41 0,09 A/CNK 1,49 0,99 1,05 1,18 0,22 A/NK 2,06 1,51 1,58 1,72 0,24 IAG 0,53 0,73 0,68 0,65 0,08 #Fe 0,68 0,74 0,79 0,74 0,04 CoríndonN 2,06 0,16 1,59 1,27 0,80
Segue a mesma legenda da tabela 8.1.
Pelo exposto acima, é possível admitir que, dentre as suítes investigadas, a básica a
intermediária e o granitóide aluminoso não estão geneticamente relacionados às outras três. O
comportamento da primeira com respeito a Al2O3, MgO, CaO, Na2O e K2O reforça tal hipótese.
Já no que se refere ao granitóide aluminoso, os critérios de campo e petrográficos confirmam
sua gênese a partir de fusão parcial de metapelitos.
O comportamento geoquímico aparentemente semelhante de anfibólio-biotita granito
e biotita microgranito em vários gráficos poderia sugerir a existência de cogeneticidade entre
ambos, neste caso com o biotita microgranito representando os termos mais evoluídos.
Contudo, tal alternativa é enfraquecido pela presença de amostras de biotita microgranito
inclusive menos diferenciadas do que as menos evoluídas de anfibólio-biotita granito. Além do
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96
mais, a cogeneticidade deveria se refletir em trajetórias de diferenciação bem mais contínuas
nos diagramas em discussão (observar separação nos gráficos com Al2O3, Fe2O3t e TiO2,
principalmente).
Tabela 8.6 - Comparação de médias de composições químicas das suítes magmáticas em estudo, com
base nos dados das tabelas 8.1 a 8.5.
PlútonCaxexa
PlútonCabeçudo
Biotitamicrogranito
Básica a Intermediária
Granitóidealuminoso
Elementos média média média média média
SiO2 (% peso) 72,70 1,28 67,59 1,18 70,75 3,30 55,80 1,78 63,88 1,01 TiO2 0,07 0,03 0,53 0,05 0,24 0,11 1,60 0,27 0,84 0,22 Al2O3 14,62 0,66 14,65 0,31 14,65 1,05 16,09 0,42 15,91 0,16 Fe2O3t 1,12 0,25 4,29 0,49 2,52 0,73 11,21 0,83 6,65 1,37 MnO 0,02 0,01 0,06 0,01 0,03 0,02 0,19 0,03 0,12 0,05 MgO 0,09 0,06 0,97 0,39 0,49 0,39 2,33 0,58 2,21 0,87 CaO 0,69 0,30 2,42 0,52 1,51 0,55 4,29 0,71 2,48 0,63 Na2O 5,01 0,81 3,25 0,18 3,30 0,28 4,27 0,12 3,44 0,45 K2O 5,02 0,53 5,38 0,54 5,82 0,55 3,46 0,50 3,49 0,62 P2O5 0,04 0,02 0,20 0,04 0,11 0,04 0,50 0,11 0,22 0,09 PF 0,33 0,22 0,51 0,17 0,44 0,10 0,39 0,22 0,97 0,33 Total 99,73 0,50 99,85 0,77 99,86 0,40 100,12 0,26 100,20 0,38
Ba (ppm) 1997 591 1280 97 749 222 1389 314 - -Ga 18 1 20 0 20 1 26 2 - -Nb 11 4 16 3 10 5 42 6 12 7Ni 3 1 9 5 4 1 18 4 - -Rb 137 14 185 4 247 31 50 11 126 45Sr 890 245 339 24 223 48 393 88 302 119V 18 9 41 3 18 7 90 19 - -Y 12 2 42 13 18 8 33 4 27 7Zr 111 33 312 21 207 76 830 204 - -
Na2O+K2O 10,03 0,61 8,63 0,40 9,12 0,58 7,73 0,50 6,93 0,98 Na2O/K2O 1,02 0,23 0,62 0,10 0,57 0,08 1,26 0,17 1,00 0,11 Rb/Sr 0,18 0,09 0,55 0,03 1,22 0,29 0,14 0,05 0,41 0,09 A/CNK 0,99 0,03 0,94 0,04 1,01 0,04 0,87 0,05 1,18 0,22 A/NK 1,07 0,04 1,31 0,06 1,25 0,06 1,50 0,10 1,72 0,24 IAG 1,01 0,03 0,89 0,05 0,94 0,05 0,71 0,06 0,65 0,08 #Fe 0,94 0,02 0,81 0,04 0,84 0,05 0,82 0,03 0,74 0,04 DiopsídioN 0,95 0,82 1,87 1,32 0,95 0,25 2,86 2,02 - -CoríndonN 0,64 0,21 0,24 0,17 0,84 0,40 - - 2,50 2,73
8.2.2 - Elementos Traços, Terras Raras e Diagramas Multielementares.
8.2.2.1 - Elementos Traços.
A figura 8.2 mostra as composições em alguns elementos traços das suítes em questão,
com base nos dados das tabelas 8.1 a 8.5. Esta figura fornece subsídios adicionais que
confirmam a discussão precedente no item 8.2.1. Assim, tem-se uma clara separação das
rochas básicas a intermediárias e do álcali-feldspato granito em praticamente todos os
diagramas (em especial, Rb, Ba, Sr, Zr e V). O granitóide aluminoso também mostra-se bem
individualizado com respeito a Rb, Sr, Nb e Y. Uma discussão mais precisa de anfibólio-biotita
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000) 97
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica
50 60 70 800
2
4
6
8
10
12
14 Fe O2 3t
SiO2
500
0,2
0,3
0,1
0,4
0,5
0,6
0,70,8
60 70 80
P O2 5
SiO2
0
0,5
1,5
2,5
1,0
2,0
50 60 70 80
TiO2
SiO2
12
13
14
15
16
Al O2 3
SiO2
17
50 60 70 80
Álcali feldspato granito
Biotita microgranitoAnfibólio biotita granito
Básica a IntermediáriaGranitóide aluminoso
500
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
3,03,5
60 70 80
MgO
SiO2
500
1
2
3
4
5
6
60 70 80
CaO
SiO2
2,0
2,5
3,5
4,5
5,0
5,56,0
3,0
4,0
50 60 70 80
Na O2
SiO2
502,53,0
4,0
5,0
6,0
7,0
3,5
4,5
5,5
6,5
60 70 80
K O2
SiO2
Figura 8.1 - Diagramas do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de diferenciação. Os dados estão nas tabelas 8.1 a 8.5.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000) 98
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Ba
SiO2
500
500
1000
1500
2000
2500
3000
60 70 80
Zr
SiO2
500
200
400
600
800
1000
1200
60 70 80
V
SiO2
500
20
40
60
80
100
120
60 70 80
SiO2
Y
500
10
20
30
40
50
60
60 70 80
Ni
SiO2
500
5
10
15
20
25
30
60 70 80
SiO2
Nb
5005
10152025
35404550
30
60 70 80
Sr
SiO2
500
200
400
600
800
1000
1200
1400
60 70 80
Rb
SiO2
500
50
100
150
200
250
300
60 70 80
Álcali feldspato granito
Biotita microgranitoAnfibólio biotita granito
Básica a IntermediáriaGranitóide aluminoso
Figura 8.2 - Diagramas do tipo Harker para elementos traços, utilizando SiO2 como índice de diferenciação. Os dados estão nas tabelas 8.1 a 8.5.
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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99
granito e biotita microgranito é dificultada pelo pequeno número de amostra do primeiro. Em
todo caso, o biotita microgranito revela-se mais enriquecido em Rb, enquanto o anfibólio-
biotita granito tem maiores teores em Ba, V e Y.
8.2.2.2 - Elementos Terras Raras (ETR).
Análises de elementos terras raras (ETR) das cinco suítes estudadas encontram-se nas
tabelas 8.7 a 8.10, e os respectivos espectros, plotados na figura 8.3. Uma característica
comum a todos os espectros é o enriquecimento nos terras raras leves (TRL), com LaN entre 200
e 500, exceto no álcali-feldspato granito (LaN=35-150), com razões (La/Sm)N entre 4,2 (suíte
básica a intermediária) e 6,6 (microgranito). Melhores distinções entre as unidades em lide são
reveladas pelo fracionamento dos elementos terras pesados (TRP), dada pela razão (Gd/Yb)N,
e pela anomalia de európio (Eu/Eu*), conforme se discute a seguir.
Os espectros de TRP são subhorizontais ou ligeiramente côncavos para cima no álcali-
feldspato granito [(Gd/Yb)N=1,1] e progressivamente mais fracionados em anfibólio-biotita
granito, granitóide aluminoso e rochas básicas a intermediárias, com razões (Gd/Yb)N de 1,73,
1,88 e 2,62, respectivamente. O biotita microgranito apresenta um comportamento mais
complexo (fig. 8.3c), com uma subdivisão em dois grupos: i) um com TRP pouco fracionados,
com YbN=10 e (Gd/Yb)N=2,73 (amostras MA-61, 165, e 172); ii) e outro com mais forte
fracionamento dos TRP, tendo YbN=2,5-5,0 e (Gd/Yb)N=6,76 (amostras MA-50 e 59).
Por fim, todas as suítes mencionadas, à exceção do álcali-feldspato granito, mostram
anomalias negativas de európio, com valores médios crescentes na seqüência biotita
microgranito (Eu/Eu*=0,54), anfibólio-biotita granito (Eu/Eu*=0,56), rochas básicas a
intermediárias (Eu/Eu*=0,73) e granitóide aluminoso (Eu/Eu*=0,78), sendo marcante a forte
anomalia negativa das duas primeiras. Um fracionamento importante de feldspatos,
combinado a variadas proporções de anfibólio, pode explicar os espectros discutidos (Hanson
1980).
O álcali-feldspato granito diferencia-se das demais unidades pela sua forte anomalia
positiva de európio, que varia de 1,46 a 2,04, com média de 1,74 (tabela 8.7). Isto fortalece a
suposição de prevalência de condições oxidantes, onde o Eu+3 seria a forma estável,
incompatível com a estrutura cristaloquímica de feldspato (Ragland 1989). A grande
quantidade de feldspatos, bem como a presença de titanita e apatita como fases acessórias,
justificam a anomalia positiva de európio, como também o ligeiro enriquecimento no TRL (vide
discussão anterior). Um maior volume de zircão no cumulado pode ser a causa do maior
fracionamento dos TRP no biotita microgranito, especialmente o grupo (ii).
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PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica
100
Tabela 8.7 - Análises de elementos terras raras para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).
Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)Elementos MA-08A MA-66 MA-112 MA-102 MA-98 MA-100 MA-99 média
SiO2 (%peso) 70,84 70,90 71,81 72,27 72,60 73,02 73,23 72,10 0,89 La (ppm) 9,62 33,90 8,84 21,20 10,10 28,70 11,20 17,65 9,56 Ce 16,71 45,70 16,26 32,90 17,70 40,60 19,00 26,98 11,60 Pr 1,87 6,45 1,65 3,07 1,85 4,92 1,98 3,11 1,73 Nd 6,63 20,50 6,23 9,00 6,74 15,10 6,58 10,11 5,14 Sm 1,28 3,22 1,35 1,69 1,50 2,52 1,26 1,83 0,70 Eu 0,78 1,49 0,72 0,89 0,99 1,17 0,86 0,99 0,25 Gd 1,14 2,90 1,43 1,52 1,52 1,95 1,28 1,68 0,55 Tb 0,21 0,44 0,23 0,26 0,25 0,32 0,19 0,27 0,08 Dy 1,23 2,50 1,56 1,81 1,50 1,97 1,30 1,70 0,41 Ho 0,28 0,50 0,36 0,46 0,36 0,40 0,27 0,38 0,08 Er 0,74 1,32 1,08 1,31 1,03 1,14 0,75 1,05 0,22 Tm 0,14 0,22 0,20 0,24 0,17 0,18 0,14 0,18 0,04 Yb 1,02 1,32 1,34 1,67 1,16 1,26 0,95 1,25 0,22 Lu 0,17 0,19 0,23 0,25 0,19 0,17 0,14 0,19 0,03
ETR 41,82 120,65 41,48 76,27 45,06 100,40 45,90 67,37 29,98
(La/Yb)N 6,40 17,13 4,44 8,57 5,88 15,37 7,96 9,39 4,53 (La/Sm)N 4,73 6,63 4,12 7,90 4,24 7,17 5,60 5,77 1,38 (Gd/Yb)N 0,91 1,78 0,88 0,74 1,06 1,25 1,09 1,10 0,32 Eu/Eu* 1,93 1,46 1,56 1,66 1,98 1,56 2,04 1,74 0,22
Eu/Eu* = EuN/[(SmN+GdN)/2].
Tabela 8.8 - Análises de elementos terras raras para o anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).
Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo)Elementos MA-161B MA-238B MA-25A média
SiO2 (%peso) 67,50 67,86 69,08 68,15 0,68 La (ppm) 80,00 101,00 55,50 78,83 18,59 Ce 155,00 150,00 108,00 137,67 21,08 Pr 16,50 20,60 11,90 16,33 3,55 Nd 57,80 73,30 42,70 57,93 12,49 Sm 9,13 12,90 7,43 9,82 2,29 Eu 1,50 1,93 1,36 1,60 0,24 Gd 6,77 9,72 6,01 7,50 1,60 Tb 1,06 1,64 0,94 1,21 0,31 Dy 5,58 9,70 5,45 6,91 1,97 Ho 1,01 1,90 0,98 1,30 0,43 Er 2,93 4,83 2,77 3,51 0,94 Tm 0,48 0,81 0,44 0,58 0,17 Yb 2,84 5,20 2,77 3,60 1,13 Lu 0,44 0,78 0,44 0,55 0,16
ETR 341,04 394,31 246,69 327,35 61,04
(La/Yb)N 19,01 13,11 13,52 15,21 2,69 (La/Sm)N 5,52 4,93 4,70 5,05 0,35 (Gd/Yb)N 1,93 1,51 1,75 1,73 0,17 Eu/Eu* 0,56 0,51 0,60 0,56 0,04
Eu/Eu* = EuN/[(SmN+GdN)/2].
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica
101
Tabela 8.9 - Análises de elementos terras raras para o biotita microgranito e granitóide aluminoso.
Biotitamicrogranito
Granitóidealuminoso
Elementos MA-165 MA-59 MA-61 MA-172 MA-50 média MA-214
SiO2 (%peso) 68,03 71,46 71,65 72,22 72,70 71,21 1,65 65,24 La (ppm) 54,80 87,00 78,40 74,30 98,30 78,56 14,45 49,60 Ce 108,00 152,00 142,00 135,00 153,00 138,00 16,41 99,50 Pr 11,60 14,90 14,80 12,90 16,30 14,10 1,65 11,70 Nd 40,50 48,50 51,30 40,90 49,80 46,20 4,58 42,80 Sm 7,09 6,82 9,90 7,15 7,43 7,68 1,13 6,75 Eu 1,19 1,18 1,20 1,07 1,26 1,18 0,06 1,53 Gd 5,29 5,03 7,94 5,11 4,91 5,66 1,15 4,78 Tb 0,77 0,55 1,00 0,78 0,50 0,72 0,18 0,79 Dy 4,57 2,40 5,24 4,02 1,95 3,64 1,26 4,21 Ho 0,85 0,34 0,86 0,67 0,23 0,59 0,26 0,83 Er 2,26 0,98 2,02 1,77 0,66 1,54 0,61 2,14 Tm 0,36 0,11 0,26 0,25 0,07 0,21 0,11 0,32 Yb 2,19 0,77 1,83 1,52 0,48 1,36 0,64 2,06 Lu 0,26 0,12 0,25 0,26 0,06 0,19 0,08 0,32
ETR 239,74 320,69 317,01 285,70 334,96 299,62 33,98 227,34
(La/Yb)N 16,89 76,46 28,92 32,99 137,66 58,58 44,38 16,25 (La/Sm)N 4,87 8,03 4,99 6,54 8,33 6,55 1,46 4,63 (Gd/Yb)N 1,95 5,29 3,51 2,72 8,23 4,34 2,24 1,88 Eu/Eu* 0,57 0,59 0,40 0,52 0,60 0,54 0,07 0,78
Eu/Eu* = EuN/[(SmN+GdN)/2].
Tabela 8.10 - Análises de elementos terras raras para a suíte básica a intermediária.
Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)Elementos MA-198A MA-164C MA-186A MA-164B MA-197B média
SiO2 (%peso) 53,00 55,08 56,38 56,43 58,04 55,79 1,68 La (ppm) 64,20 97,00 105,00 87,90 81,10 87,04 14,00 Ce 128,00 198,00 208,00 181,00 161,00 175,20 28,49 Pr 14,70 23,20 22,90 21,80 18,80 20,28 3,19 Nd 55,80 91,00 86,40 82,10 72,90 77,64 12,45 Sm 9,50 15,00 13,90 13,40 12,80 12,92 1,86 Eu 2,33 3,13 1,99 2,94 3,18 2,71 0,47 Gd 6,65 10,50 9,50 10,90 9,84 9,48 1,50 Tb 0,93 1,42 1,24 1,38 1,34 1,26 0,18 Dy 5,23 7,53 6,57 6,81 7,39 6,71 0,82 Ho 0,90 1,33 1,11 1,28 1,35 1,19 0,17 Er 2,31 3,46 3,08 3,50 3,61 3,19 0,48 Tm 0,33 0,44 0,47 0,49 0,52 0,45 0,07 Yb 1,93 3,09 3,00 3,36 3,36 2,95 0,53 Lu 0,30 0,50 0,51 0,54 0,59 0,49 0,10
ETR 293,11 455,60 463,68 417,39 377,78 401,51 62,22
(La/Yb)N 22,45 21,19 23,62 17,66 16,29 20,21 2,81 (La/Sm)N 4,25 4,07 4,76 4,13 3,99 4,24 0,27 (Gd/Yb)N 2,78 2,75 2,56 2,62 2,37 2,62 0,15 Eu/Eu* 0,85 0,73 0,50 0,72 0,83 0,73 0,12
Eu/Eu* = EuN/[(SmN+GdN)/2].
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000) 102
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica
anfibólio-biotita granito(Plúton Cabeçudo)
b[13,1<(La/Yb) <19,0]N
[4,7<(La/Sm) <5,5]N
[1,5<(Gd/Yb) <1,9]N
Eu/Eu* = 0,51 - 0,60
1000
100
10
1
Ro
ch
a/C
on
drit
oLa Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
MA-161B (SiO=67,50 )2
MA-238B (SiO=67,86 )2
MA-25A (SiO =69,08)2
biotita microgranito
c
Dy
[16,9<(La/Yb) <137,7]N
[4,9<(La/Sm) <8,3]N
[2,0<(Gd/Yb) <8,2]N
Eu/Eu* = 0,40 - 0,60
1000
100
10
1
Ro
ch
a/C
on
drit
o
La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Ho Er Tm Yb Lu
MA-59 (SiO=71,4 6)2
MA-50 (SiO=72,7 0)2
MA-61 (SiO=71,6 5)2
MA-172 (SiO =72,22)2
MA-165 (SiO =68,03)2
gabronorito a monzonito(Suíte Básica a Intermediária)
d[16,3<(La/Yb) <23,6]N
[4,0<(La/Sm) <4,8]N
[2,4<(Gd/Yb) <2,8]N
Eu/Eu* = 0,50 - 0,85
1000
100
10
1
Ro
ch
a/C
on
drit
o
La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
MA-164C - 55,08MA-186A - 56,38MA-164B - 56,43MA-197B - 58,04
MA-198A - 53,00
La Ce Pr
álcali-feldspato granito(Plúton Caxexa)
Nd
a
PmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb
1000
100
10
1
Ro
ch
a/C
on
drit
o
Lu
MA-100 (SiO =73,02)2
MA-66 (SiO=70,9 3)2
MA-102 (SiO =72,27)2
MA-99 (SiO=73,2 0)2
MA-98 (SiO=72,6 0)2
MA-08A (SiO =70,84)2
MA-112 (SiO =71,81)2
[4,4<(La/Yb) <17,1]N
[4,1<(La/Sm) <7,9]N
[0,7<(Gd/Yb) <1,8]N
Eu/Eu* = 1,46 - 2,04
Figura 8.3 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para
as suítes pesquisadas (dados nas tabelas 8.7 a 8.10). (a)
álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), (b) anfibólio-
biotita granito (Plúton Cabeçudo), (c) biotita
microgranito, (d) rochas básicas a intermediárias, (e)
granitóide aluminoso. Em todos os casos, usaram-se os
valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).granitóide aluminoso
e(La/Yb) =16,3N
(La/Sm) =4,6N
(Gd/Yb) =1,9N
Eu/Eu* = 0,78
1000
100
10
1
Ro
ch
a/C
on
drit
o
La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
MA-214 (SiO =65,24)2
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica
103
8.2.2.3 - Diagramas Multielementares.
A figura 8.4 apresenta diagramas multielementares para as cinco suítes magmáticas
pesquisadas, com base nos dados das tabelas 8.1 a 8.5 e 8.7 a 8.10. Desconsiderando as
anomalias, os padrões de álcali-feldspato granito, anfibólio-biotita granito, biotita microgranito
e granitóide aluminoso mostram uma inclinação global negativa (figs. 8.4a, b, c, e) entre Ba e
Yb, mais pronunciada para o biotita microgranito e o granitóide aluminoso, com
empobrecimento nos termos mais compatíveis. Isto pode significar que não houve mudanças
bruscas durante a evolução magmática. Os espectros da suíte básica a intermediária têm
uma trajetória média aproximadamente convexa para cima, com região de inflexão entre K e
Ce (fig. 8.4d). Neste caso, é possível ter havido uma mudança de comportamento compatível
vs. incompatível de determinados elementos durante a evolução daquele magma.
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PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica
104
Afora essas feições gerais, algumas particularidades também devem ser ressaltadas.
Anomalias negativas em Sr e P aparecem nas rochas básicas a intermediárias, no anfibólio-
biotita granito, no biotita microgranito e no granitóide aluminoso. Anomalias negativas em Ti e
Nb também ocorrem nas três últimas unidades. Anomalias positivas significativas de Zr e Sr
caracterizam as básicas a intermediárias e o álcali-feldspato granito, respectivamente. Estes
padrões podem ser explicados seja pelo fracionamento de fases acessórias do tipo apatita (Sr),
titanita (Ti, V) e magnetita (Ti, Nb), seja o reflexo da composição química da própria fonte que
originou os magmas em discussão.
A análise dos valores normalizados dos elementos mais compatíveis (na faixa Y Yb),
permite visualizar alguns outros aspectos importantes para a compreensão de tais magmas. A
este respeito, destaca-se a inclinação nula a ligeiramente positiva para o álcali-feldspato
granito, bem distinto das rochas básicas a intermediárias, e do anfibólio-biotita granito. O
fracionamento de zircão pode explicar o comportamento das duas últimas suítes. O biotita
microgranito também mostra inclinação negativa entre Y e Yb, porém registra um
comportamento similar ao verificado anteriormente com respeito aos espectros de terras raras.
Ou seja, definem-se dois grupos: i) aqueles com YN e YbN em torno de 10 (amostras MA-61, 165,
172); ii) outro com YN e YbN em torno de 3 (amostras MA-50, 59). Apenas o subgrupo (i)
apresenta similaridades com o anfibólio-biotita granito, embora aquele tenha valores de YN a
YbN um pouco menores.
8.3 - Saturação em Alumina e Definição de Séries Magmáticas.
8.3.1 - Saturação em Alumina.
O índice de saturação em alumina, também conhecido por índice de Shand, considera
as razões molares A/CNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) vs. A/NK = Al2O3/(Na2O+K2O). Isto permite
classificar as rochas como metaluminosas, peraluminosas ou peralcalinas (fig. 8.5).
A utilização do índice de Shand em sua forma modificada por Maniar & Piccoli (1989)
mostra que o álcali-feldspato granito e o biotita microgranito são transicionais de
metaluminosos a ligeiramente peraluminosos e ambos possuem coríndon normativo inferior a
1,0 (tabela 8.6). Este caráter peraluminoso é creditado à pequena quantidade de CaO, e não,
necessariamente, ao excesso de Al2O3. O anfibólio-biotita granito e a suíte básica a
intermediária são caracteristicamente metaluminosos, ao passo que o granitóide aluminoso
plota no campo peraluminoso (fig. 8.5).
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica
105
Figura 8.5 - Representação das rochas plutônicas
estudadas, segundo o índice de Shand (Maniar &
Piccoli 1989).
8.3.2 - Definição de Séries Magmáticas.
Após a caracterização inter-elemental das suítes magmáticas da região pesquisada,
pretende-se, agora, definir a suas filiações magmáticas. Todavia, a utilização dessas rochas
graníticas bastante evoluídas, tem-se revelado algo problemática, haja vista que os diagramas
originais foram aplicados inicialmente à seqüências vulcânicas preservadas e só depois
extendidas a rochas plutônicas.
A figura 8.6 mostra as proporções catiônicas em termos de K, Na e Ca, originalmente
usado por Barker & Arth (1976) para diferenciar as séries evolutivas trondhjemíticas
(enriquecimento em Na) das cálcio-alcalinas potássicas (enriquecimento em K). O plote das
amostras analisadas neste diagrama clássico revela a clara separação do álcali-feldspato
granito (pontos próximos à arestra Na-K), enquanto que as demais suítes plotam ao longo da
linhagem de diferenciação cálcio-alcalina, com as rochas básicas a intermediárias na porção
menos evoluídas e o biotita microgranito na parte mais evoluída da mesma.
Figura 8.6 - Classificação das suítes plutônicas
estudadas de acordo com o diagrama
catiônico K-Na-Ca (Barker & Arth 1976).
Segue-se a mesma legenda da figura 8.5.
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106
Outro conjunto de diagramas classificatórios foram reunidos na figura 8.7. No primeiro
caso (fig. 8.7a), aplicado a rochas com SiO2 maior que 68%, as razões
(Al2O3+CaO)/(FeO+Na2O+K2O) e 100(MgO+FeOt+TiO2)/SiO2 indicam que os álcali-feldspato
granito e grande parte dos biotita microgranitos distribuem-se no campo de rochas alcalinas e
cálcio-alcalina fortemente fracionadas (fig. 8.7a). O diagrama catiônico R1-R2 (fig. 8.7b),
definido por De La Roche et al. (1980), demonstra a nítida afinidade alcalina do Plúton Caxexa.
No mesmo gráfico R1-R2, o Plúton Cabeçudo, os microgranitos e as rochas básicas a
intermediárias são transicionais de subalcalinas a alcalinas, sendo que as últimas se posicionam
na porção menos diferenciada das tendências enunciadas.
O índice de alcalinidade (Wright 1969) também serve para separar rochas cálcio-
alcalinas, alcalinas e peralcalinas. O referido autor propôs que para rochas com razão
K2O/Na2O de 1 a 2,5, emprega-se 2Na2O ao invés do total de álcalis na equação original
[Al2O3+CaO+(K2O+Na2O)]/[Al2O3+CaO-(K2O+Na2O)]. Caso isso não seja feito, rochas cálcio-
alcalinas de alto-K e sienitos cálcio-alcalinos deslocam-se para o campo alcalino (Wright 1969).
As amostras do Plúton Caxexa confirmam sua afinidade, plotando no centro do campo
reservado às séries alcalinas, não importando o índice de alcalinidade utilizado (figs. 8.7c, d).
Já o anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito são classificados como cálcio-alcalinos
(Plúton Cabeçudo) ou transicionais a alcalinos (microgranitos) (fig. 8.7c), que é a mesma
tendência da suíte básica a intermediária (fig. 8.7d).
No tradicional diagrama TAS (total álcalis vs. sílica) (fig. 8.7e), onde são plotados
campos e tendências de séries granitóides (Lameyre 1987), as observações anteriores são
reforçadas. Praticamente todas as suítes posicionam-se acima da divisória alcalino vs.
subalcalino (Myashiro 1978), sendo que a básica a intermediária, o anfibólio-biotita granito e o
biotita microgranito alinham-se na tendência monzonítica, e o álcali-feldspato granito na parte
mais evoluída da linhagem alcalina saturada em sílica. Na figura 8.7f, relacionando a sílica
com a razão K2O/MgO (Rogers & Greenberg 1981), novamente tem-se a natureza transicional
cálcio-alcalina a alcalina do Plúton Cabeçudo e do biotita microgranito, com amostras do
Plúton Caxexa no campo alcalino e as básicas intermediárias não muito bem definidas.
Em resumo, os diversos diagramas geoquímicos disponíveis comprovam que as séries
magmáticas em lide são normalmente ricas em álcalis, mas distintas entre si. As rochas básicas
a intermediárias (menos diferenciadas), o Plúton Cabeçudo e o biotita microgranito mostram
características transicionais subalcalinas (cálcio-alcalinas) a alcalinas. As rochas do Plúton
Caxexa são as mais evoluídas e claramente plotando como alcalinas em todos os gráficos.
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107
Capítulo 9Petrogênese e Ambiente Tectônico
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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109
CAPÍTULO 9
PETROGÊNESE E AMBIENTE TECTÔNICO
9.1 - Introdução.
O mecanismo essencial para a geração dos magmas é a fusão parcial de rochas
provenientes do manto, da crosta ou uma mistura complexa de ambos. Durante a ascensão, o
magma é submetido a uma série de processos físico-químicos (variação de P, T, fO2;
cristalização fracionada; mistura de magmas; contaminação), que ocasionam a modificação
parcial ou mesmo completa de suas propriedades físicas e constituição química original (Wilson
1989).
Um dos mecanismos clássicos de evolução dos magmas é a cristalização fracionada
(CF). Neste caso, critérios de campo (variações faciológicas gradacionais, presença de
enclaves cogenéticos ou cumulados) e petrográficos (cristais zonados de plagioclásio, olivina,
piroxênios; seqüência de cristalização) fornecem informações valiosas. Porém, tais observações
nem sempre são fáceis, ou definitivas, haja vista problemas do tipo falta de exposições
adequadas, dificuldade de acesso à regiões de contato, deformação e reequilíbrio
metamórfico. Em tais situações, faz-se uso de diagramas geoquímicos do tipo Harker, onde se
define um índice de diferenciação adequado (SiO2, #Mg) e se estuda o comportamento de
óxidos e elementos traços com respeito àquele índice (ex. figs. 8.1 e 8.2). Também é bastante
usado um diagrama bi-logarítmico, constituído de um elemento traço incompatível na abcissa
e outro compatível na ordenada (Hanson 1978).
No diagrama bi-log conforme acima descrito, Cocherie (1986) mostrou que curvas com
forte inclinação negativa representam processos de cristalização fracionada, enquanto que
curvas de fraca inclinação negativa, subhorizontais, refletem um mecanismo evolutivo por
fusão parcial. Os dois processos, ou seja, a cristalização fracionada (CF) e a fusão parcial (FP1 e
FP2) são descritos pelas equações
(CF) CL = C0 F(D-1) Rayleigh (1896) (1),
(FP1) CL = (C0 / D)(1-F)(1/D-1) Shaw (1970) (2), e
(FP2) CL = C0 / [D+F(1-D)] Shaw (1970) (3),
sendo CL = concentração do elemento traço no líquido diferenciado ou anatéxico, C0 =
concentração do elemento traço na fonte, D = coeficiente de partição global e F = grau de
fusão (= 1 - grau de cristalização).
A equação (1) (CF) refere-se aos processos de cristalização fracionada clássica
(Rayleigh 1896). A equação (2) (FP1) aplica-se à fusão parcial fracionada, onde o líquido
imediatamente após gerado se separa da fonte, instalando-se em uma câmara magmática. A
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110
equação (3) (FP2) concerne à fusão parcial em equilíbrio, que, embora fisicamente menos
comum, é mais fácil de modelar matematicamente (Wilson 1989).
A obtenção de dados geoquímicos, isotópicos e geocronológicos com maior facilidade
e de melhor precisão nos últimos anos tem levado diversos autores a proporem uma variedade
de modelos petrogenéticos para as suítes magmáticas em todo o mundo. O emprego de
parâmetro isotópicos e de determinados elementos traços, em conjunto com análises
litogeoquímicas e de química mineral, proporcionam a construção de vínculos precisos para a
tipologia de magmas, mecanismos evolutivos e a interligação com o ambiente tectônico.
O objetivo deste capítulo é a determinação dos mecanismos que atuaram na gênese e
evolução do magmatismo tardi-brasiliano na porção mais oriental do Domínio Seridó (o
Maciço São José de Campestre). Uma maior ênfase será dada ao Plúton Caxexa, com
tentativas de modelamento geoquímico da cristalização fracionada. Ao final, faz-se a
integração das informações obtidas no capítulo em lide, visando definir o ambiente tectônico
relativo a esses magmas.
9.2 - Anfibólio-Biotita Granito (Plúton Cabeçudo) e Biotita Microgranito.
Em virtude de mostrarem composição modal e padrões geoquímicos semelhantes, o
anfibólio-biotita granito e o microgranito são aqui tratados conjuntamente. Observações
petrográficas e texturais (cap. 5) sugerem uma seqüência de cristalização com plagioclásio,
anfibólio, titanita, magnetita, zircão e apatita, com biotita ligeiramente tardia em relação a
fenocristais de anfibólio e plagioclásio. Em linhas gerais, esta interpretação é corroborada pela
correlação negativa de Al2O3, Fe2O3t, MgO, CaO, Na2O, TiO2, P2O5, Sr, Zr, Ni, V e, apesar de
certa dispersão, de K2O, Rb e Ba (figs. 8.1 e 8.2).
O anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito podem ser distinguidos entre si
apenas através de alguns elementos compatíveis, especificamente Y a Yb nas figuras 8.4b e
8.4c e Gd a Yb nas figuras 8.3b e 8.3c. Os teores relativamente mais baixos de Y e Yb no biotita
microgranito, discutido anteriormente, sugere ou forte fracionamento de zircão ou uma fonte
com retenção de granada. Uma informação adicional se obtém a partir de gráficos bi-logs (fig.
9.1). Usando Ba como elemento incompatível, em função de Sr, conclui-se que ambos
anfibólio-biotita granito e biotita microgranito seguem trajetórias evolutivas por cristalização
fracionada, contudo bem diferentes. As duas suítes podem ter se originado de uma mesma
fonte, a partir de graus de fusão distintos (menor para o biotita microgranito), ou, então, de
fontes diferentes. A hipótese de os biotitas microgranitos constituírem os termos mais evoluídos
do anfibólio-biotita granito, conforme admitido por Antunes (1999) no granito de Monte das
Gameleiras, não pode ser extrapolada para as duas suítes em lide, devido a: i) presença de
amostras menos diferenciadas de biotita microgranito (tabelas 8.2 e 8.3); ii) diferenças nos
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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111
teores em Y e Yb (figs. 8.3b, 8.3c, 8.4b e 8.4c); iii) anfibólio e biotita mais ricas em MgO e TiO2 no
biotita microgranito, quando deveria se esperar o inverso.
Figura 9.1 - Diagrama confrontando elemento incompatível
(Ba) vs. compatível (Sr) para o anfibólio-biotita granito (em
vermelho) e o biotita microgranito (em amarelo). FP = Fusão
Parcial, CF = Cristalização Fracionada.
Dados isotópicos Sm/Nd e Rb/Sr de anfibólio-biotita granito e biotita microgranito
encontram-se nas tabelas 9.1 e 9.2. Os valores de Nd (600 Ma) são altos e negativos (-26,9 a -
20,0), os maiores no biotita microgranito, com idades modelo TDM Meso e Neoarqueanas (3,0 a
2,5 Ga) e idades TCHUR Neoarqueanas a Paleoproterozóicas (2,8 a 2,3). As razões iniciais ISr
(87Sr/86Sr), calculadas para 600 Ma (tabela 9.2), são relativamente elevadas, variando de 0,726
a 0,766 em biotita microgranito e 0,732 a 0,743 em anfibólio-biotita granito. Ambas as suítes são
bem mais enriquecidas em Sr radiogênico que rochas similares do Domínio Seridó Central (fig.
9.2). Vistos em conjunto, os valores de Nd (600 Ma) e ISr são coerentes com a hipótese de fontes
relacionadas ao manto litosférico, metassomatisado e ou contaminado com material crustal,
conforme sugerido para o Domínio Seridó Central (Jardim de Sá 1994) e parte do Maciço São
José de Campestre (Hollanda 1998, Hollanda et al. 1999a). A componente crustal
provavelmente foi a crosta arqueana aflorante alguns quilômetros a norte da área estudada
(vide fig. 1.2), conforme sugerem as idades modelo. Portanto, os ortognaisses tipo Complexo
Caicó, ca. 2.15 Ga (Dantas 1997), não devem ter participado ativamente na gênese do
magmatismo tardi-brasiliano.
Tabela 9.1 - Dados analíticos Sm/Nd para anfibólio-biotita granito, biotita microgranito, suíte básica a
intermediária, granitóide aluminoso e álcali-feldspato granito.
Rochas Amostras Sm(ppm)
Nd(ppm)
147Sm/144Nd 143Nd/144Nd TDM
(Ga)TCHUR
(Ga)Nd
(600 Ma)
Álcali-feldsp. granito MA-01 1,19 6,05 0,119600 0,511271 2,88 2,68 -20,78
Anfibólio-biot. granito
MA-238A 13,53 77,06 0,106349 0,511260 2,53 2,31 -19,98
Biotita microgranito MA-156B 6,40 42,95 0,090500 0,511002 2,52 2,34 -23,80 Biotita microgranito MA-172A 5,03 31,03 0,103800 0,510896 2,98 2,84 -26,90
MA-164A 11,61 71,03 0,099400 0,511706 1,77 1,46 -10,73 Suíte básica a MA-186A 11,57 75,09 0,095600 0,511749 1,66 1,34 -9,60 Intermediária MA-197A 9,30 54,28 0,104100 0,511811 1,70 1,36 -9,04 MA-198 9,39 48,55 0,117500 0,511793 1,97 1,62 -10,42
Granitóide aluminoso MA-212 5,73 27,24 0,116952 0,512308 1,23 0,63 -0,50
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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112
Tabela 9.2 - Dados analíticos Rb/Sr, (rocha total), para anfibólio-biotita granito, biotita microgranito
e álcali-feldspato granito.
Litologias Amostra Rb Sr Rb/Sr 87Sr/86Sr 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr (600 Ma)
MA25A 181 314 0,576 0,75383 1,6754 0,73950 Anfibólio-biotita MA160A 159 406 0,392 0,75315 1,1381 0,74341 granito MA161A 190 372 0,511 0,74725 1,4835 0,73456
MA175 150 254 0,591 0,75483 1,7166 0,74014 MA238A 183 330 0,555 0,74599 1,6105 0,73221
MA156B 191 266 0,718 0,75874 2,0879 0,74087 Biotita MA160C 145 360 0,403 0,73561 1,1685 0,72561 microgranito MA165 225 320 0,703 0,76022 2,0449 0,74272
MA172A 279 222 1,257 0,79701 3,6681 0,76562
MA-01 147 1002 0,146 0,71326 0,7594 0,70676 MA-12 76 143 0,531 0,71725 1,5391 0,70408
Álcali-feldspato MA-12A 121 970 0,124 0,71002 0,3392 0,70712 granito MA-21 136 919 0,148 0,71014 0,3502 0,70714
MA-23A 149 345 0,432 0,71701 1,2507 0,70631 MA-166 126 1407 0,090 0,70944 0,2512 0,70729
Figura 9.2 - Comparação entre as razões iniciais de Sr de anfibólio-biotita granito (a) e biotita microgranito
(b), e as obtidas para rochas similares no Domínio Seridó Central (área cinza) segundo Jardim de Sá
(1994).
9.3 - Gabronorito a Monzonito (Suíte Básica a Intermediária).
A constituição petrográfica e textural desta unidade sugere uma seqüência de
cristalização com formação precoce de plagioclásio, anfibólio, orto e clinopiroxênios, com
biotita tardia (cap. 5). Diagramas de Harker para óxidos (fig. 8.1) mostram o decréscimo de
Al2O3, Fe2O3t, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 com a diferenciação, o que é coerente com a suposição
de fracionamento daqueles minerais referidos acima, além de titanita, ilmenita e apatita. Por
outro lado, o aumento de K2O deve refletir a cristalização tardia de biotita. A trajetória curva
do Na2O pode ser explicada pela variação nas proporções relativas, no cumulado, de minerais
sódicos, com fracionamento mais significativo a partir de SiO2 55% (fig. 8.1).
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 9 - Petrogenêse e Ambiente Tectônico
113
Embora o reequilíbrio metamórfico tenha causado a rehomogeneização química dos
minerais, ainda é possível reconhecer cristais de plagioclásio e piroxênios com relíquias de
zonação química. Além disto, tem-se uma variação petrográfica que sugere a existência de
mecanismos de cristalização fracionada na suíte em questão. Um outro critério usado na
dedução desse mecanismo são os diagramas bi-log da figura 9.3. Conforme referido na
introdução (item 9.1), a disposição das amostras segundo uma curva fortemente negativa
caracteriza o mecanismo petrogenético predominante como sendo a cristalização
fracionada.
Figura 9.3 - Diagramas relacionando um
elemento incompatível (Y) com outro
compatível (Ni e V) para a suíte básica a
intermediária. FP = Fusão Parcial, CF =
Cristalização Fracionada.
A origem das rochas básicas a intermediárias aparenta envolver uma fonte de
características geoquímicas particulares. Um dos aspectos que mais ressaltam nessas rochas é
o enriquecimento em elementos incompatíveis, especialmente os álcalis e os TRL. O
fracionamento de plagioclásio, anfibólio e piroxênio não explica adequadamente o forte
fracionamento dos ETR. Por outro lado, ao se considerar os termos menos evoluídos
(gabronoritos), cuja origem mais provável é o manto superior, a manutenção daquelas feições
geoquímicas requer um manto metassomatisado.
A análise isotópica de quatro amostras indica Nd (600 Ma) negativo, variando de -10,7
a -9,0 e idades modelo TDM entre 1,97 Ga e 1,66 Ga, e TCHUR de 1,62 a 1,34 (tabela 9.1). Nd (600
Ma) e TDM similares também são reportados para rochas básicas a intermediárias da região de
Japi (Hollanda et al. 1999a), e para o gabronorito Poço Verde (Dantas 1997; Z.S. Souza, em
preparação), situados a norte e nordeste, respectivamente da área em estudo. Portanto, a
suíte básica a intermediária em foco é interpretada como derivada de um manto litosférico
metassomatisado. Embora a presença de xenólitos de metapelitos em gabronoritos deixe em
aberto a possibilidade de interação e contaminação com material crustal, este não deve ter
sido o fator principal capaz de provocar um enriquecimento tão homogêneo por todo o
plúton. Logo, o manto litosférico, metassomatisado, deve ter contribuído como importante
fonte de magmas no final do Neoproterozóico.
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114
9.4 - Granitóide Aluminoso.
A pequena quantidade de análises química para esta unidade dificulta interpretações
com maior detalhe. No entanto, é possível verificar através de estudos petrográficos e texturais
(cap. 5) que a ordem de cristalização é dada por zircão, apatita, opacos, plagioclásio, biotita,
andaluzita e granada. O comportamento de Fe2O3t e MgO auxilia nesta interpretação. A
inclinação positiva de K2O em relação à sílica corrobora a cristalização mais tardia de biotita e
K-feldspato (fig. 8.1). De todo modo, as relações de campo demonstram que sua origem é
puramente crustal, sendo os protólitos os micaxistos granadíferos da unidade metassedimentar.
Uma análise isotópica Sm/Nd (amostra MA-212, localizada no extremo sul da área
pesquisada), resultou em uma idade modelo TDM de 1,23 Ga, com Nd (600 Ma) de -0,50 (tabela
9.1). Quando comparada com as demais suítes da área, essas rochas são as que apresentam
idade modelo e Nd (600 Ma) mais baixos.
9.5 - Álcali-Feldspato Granito (Plúton Caxexa).
9.5.1 - Mecanismo petrogenético.
O álcali-feldspato granito apresenta uma variação petrográfica e faciológica bastante
restrita, sendo caracteristicamente rochas hololeucocráticas e sem minerais hidratados
primários em sua mineralogia (cap. 5). Descontando os efeitos produzidos por possível
recristalização metamórfica, as relações texturais permitem interpretar uma seqüência de
cristalização com clinopiroxênio, titanita, feldspatos, apatita, zircão e magnetita compondo
fases precoces, e andradita tardia.
A grande quantidade de quartzo modal e a pouca variação petrográfica se reflete em
altas porcentagens de sílica, bem como em estreita faixa de variação da mesma (figs. 8.1, 8.2
e 9.4). Nesta última figura, algumas amostras destoam do grupo principal, conforme se nota
nos casos de Fe2O3t, CaO, Na2O e Ni. A amostra mais rica em sílica (MA-23A, 76,27% SiO2) tem
algumas características texturais ligeiramente diferentes em relação ao conjunto de álcali-
feldspato granitos, a saber: textura mais fina e fenocristais de quartzo globular com tonalidade
azulada. Tais feições sugerem que a MA-23A pode não ser cogenética ao Plúton Caxexa. As
demais amostras destoantes podem ter suas composições diferentes em alguns óxidos em
virtude de problemas analíticos, já que todas as outras feições macroscópicas, microscópicas e
texturais são similares ao conjunto de amostras que compõem o Plúton Caxexa.
Em linhas gerais, observa-se uma correlação negativa dos óxidos Al2O3, Fe2O3t, CaO e
Na2O, bem como dos elementos traços Sr, Ba e Ni, tendo SiO2 como índice de diferenciação
(fig. 9.4). O K2O não mostra uma tendência bem definida, ao passo que Rb aproxima-se do
comportamento incompatível. Estas características são coerentes com a seqüência de
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115
cristalização descrita acima. A correlação entre elementos compatíveis e incompatíveis
comprova que a seqüência mineral mencionada se desenvolveu por meio de mecanismos de
cristalização fracionada (fig. 9.5).
Figura 9.4 - Diagramas de Harker para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).
Figura 9.5 - Diagramas bi-log relacionando alguns elementos compatíveis (Sr, Ba e Ni) com um elemento
incompatível (Rb) para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa). CF = Cristalização Fracionada, FP =
Fusão Parcial.
Com esta interpretação passou-se ao modelamento quantitativo da cristalização
fracionada. Inicialmente, fêz-se o balanço de massa considerando-se os óxidos e utilizando-se
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116
o programa XLFRAC (Stormer Jr. & Nicholls 1978). Para a execução do XLFRAC, foram usadas as
composições químicas dos minerais analisados na presente dissertação (clinopiroxênio,
andradita, titanita e magnetita) e outros encontrados na literatura (Deer et al. 1996), o
conjunto de dados representados na tabela 9.3. Dentre as amostras do Plúton Caxexa,
selecionaram-se aquelas mais representativas do líquido menos diferenciado, chamada de L0
(MA-08A), e a mais evoluída, ou L1 (MA-99), as duas recalculadas a 100% em base anidra
(tabela 9.4). Com base nas informações petrográficas, foram feitas várias combinações de
minerais fracionados, aplicando sucessivamente o programa XLFRAC. A cada ensaio, este
programa faz o balanço de massa, calculando as proporções relativas dos minerais no
cumulado, a taxa de cristalização fracionada e o erro estatístico total ( r2). No caso ideal, a
hipótese mais adequada é aquela em que r2 é próximo de zero.
Satisfeitas as regras acima, determinou-se um cumulado formado por plagioclásio (An20-
30; 88,1%), clinopiroxênio (9,3%) e magnetita (2,6%), para uma taxa de cristalização de 10% e um
erro r2 de 0,89. Testes feitos com granada, biotita, hornblenda e ortoclásio, juntos, separados
ou em combinações diversas, resultaram em erros muito elevados (> 30) ou taxas de
cristalização negativa, sem significado. Portanto, o resultado aqui obtido é o mais coerente
com a composição petrográfica particular e a pequena variação faciológica do Plúton
Caxexa, implicando baixo grau de fracionamento.
Partindo do pressuposto de que qualquer modelo petrogenético de balanço de massa
relativo aos óxidos também deve valer para os elementos traços, o cumulado obtido foi
testado com relação aos elementos terras raras. Neste caso, aplicou-se a equação (1) para a
cristalização fracionada (vide item 9.1), sendo empregados os coeficientes de partição
mineral/líquido sugeridos por Martin (1987, 1990) (tabela 9.5). Considerando o cumulado tal
como obtido na tabela 9.4, obteve-se um excelente ajuste entre o espectro do líquido mais
evoluído (L1 = MA-99) e o espectro teórico (L1’), calculado com base na equação (1). Todavia,
o YbN calculado sempre se manteve bem abaixo do YbN de L1. O acréscimo de uma certa
quantidade de zircão (0,6%) ao cumulado teórico permitiu, porém, um ajuste quase perfeito
dos espectros L1 (amostra MA-99) e L1’ para taxas de cristalização entre 5% e 15% (fig. 9.6).
Resumindo, o álcali-feldspato granito teve sua evolução petrológica controlada,
provavelmente, por cristalização a partir de um líquido granítico originalmente saturado em
sílica e rico em álcalis. A sua mineralogia ímpar (K-feldspato, albita, andradita, magnetita,
hedenbergita ou aegirina-augita) e o cumulado previsto (oligoclásio, clinopiroxênio, magnetita,
zircão) caracterizam aquela evolução por meio de fracionamento de minerais anidros. Isto
poderia, a primeira vista implicar, a inexistência ou extrema escassez em água do magma
inicial. Porém, a quantidade de perda ao fogo da amostra menos evoluída (MA-08A)
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Tabela 9.3 - Composições químicas dos minerais utilizados no modelamento de cristalização fracionada
do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).
Pl (An30) Pl (An20) Kf Cpx* Biot Hb Gran* Tit* Mgt*
SiO2 60,43 63,36 64,90 48,70 38,37 42,23 35,73 31,13 0,04 Al2O3 24,90 22,89 19,59 0,92 14,02 13,60 2,95 1,39 0,02
Fe2O3t 0,07 0,09 0,34 25,19 26,29 17,42 28,85 2,31 99,72
MgO 0,03 0,00 0,00 3,71 7,98 9,95 0,03 0,00 0,01
CaO 6,32 4,09 0,48 19,65 0,90 12,29 31,93 27,82 0,11
Na2O 8,13 8,90 2,77 1,80 0,50 2,02 0,04 0,08 0,05
K2O 0,12 0,65 11,91 0,00 8,33 0,55 0,00 0,01 0,01
TiO2 0,01 0,01 0,00 0,03 3,61 1,64 0,47 37,26 0,04
P2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,10 0,30 0,00 0,00 0,00
Total 100,01 99,99 99,99 100,00 100,10 100,001 100,00 100,00 100,00
(*) = média das composições químicas dos minerais analisado neste trabalho. A composição dos demais minerais baseia-se em Deer et al. (1996). Pl = plagioclásio; Kf = K-feldspato; Cpx = clinopiroxênio; Biot = biotita; Hb = hornblenda; Gran = granada; Tit = titanita; Mgt = magnetita.
Tabela 9.4 - Resultados obtidos no modelamento de cristalização fracionada do Plúton Caxexa.
L0 (MA-08A) L1 (MA-99) L1’(*) (L1-L1’) cumulado
SiO2 71,72 73,51 73,12 0,39 60,34 Al2O3 15,39 14,93 14,82 0,11 20,26
Fe2O3t 1,06 0,88 0,62 0,26 5,04
MgO 0,05 0,04 0,02 0,02 0,34
CaO 0,75 0,23 0,20 0,03 5,43
Na2O 5,88 5,58 5,62 -0,04 8,01
K2O 5,08 4,71 5,52 -0,81 0,57
TiO2 0,04 0,05 0,04 0,01 0,01
P2O3 0,03 0,07 0,04 0,03 0,00
Total 100,00 100,00 100,00 - 100,00
L0 = líquido inicial; L1 = líquido final; L1’(*) = líquido produzido a partir da extração do cumulado formado por Pl(An20) 88,11%; Cpx 9,26% e Mgt 2,63%. Grau de cristalização fracionada de 10% e erro estatístico ( r2) de 0,89.
Tabela 9.5 - Coeficientes de partição mineral/líquido para elementos terras raras em rochas graníticas, utilizados no modelamento do Plúton Caxexa de acordo com valores compilados por Martin (1987, 1990). Seguem-se os mesmos símbolos da tabela 9.3; Zir = zircão.
Pl Kf Cpx Biot Hb Gran Tit Mgt Zir
La 0,4000 0,0540 0,30 0,034 0,74 0,30 36 0,12 2,00 Ce 0,2700 0,0430 0,50 0,037 1,52 0,35 53 0,15 2,64
Nd 0,2100 0,0270 1,10 0,045 4,26 0,53 88 0,22 2,20
Sm 0,1300 0,0180 1,67 0,058 7,77 2,66 102 0,27 3,14
Eu 2,1500 1,1300 1,56 0,140 5,14 1,50 101 0,17 3,14
Gd 0,0097 0,0110 1,85 0,090 10,00 10,50 102 0,34 12,00
Tb 0,0900 0,0100 1,89 0,085 11,00 20,00 90 0,39 29,00
Dy 0,0640 0,0094 1,93 0,080 13,00 28,60 80 0,46 55,00
Er 0,0550 0,0078 1,66 0,074 12,00 42,80 59 0,65 140,00
Yb 0,0490 0,0065 1,58 0,065 8,40 39,90 37 0,86 280,00
Lu 0,0460 0,0060 1,50 0,062 6,00 30,00 27 0,95 345,00
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é de 0,68%, sendo, portanto, superior à média do anfibólio-biotita granito (0,51%), do biotita
microgranito (0,44%) e da suíte básica a intermediária (0,39%) (tabelas 8.1 a 8.5). Observa-se,
daí, que havia uma fase fluida importante no magma alcalino, mas que não deve ter
proporcionado pressões suficientes para formar minerais hidratados, tal como ocorreu nas
demais suítes plutônicas. A fO2 parece ter sido o fator físico primordial no controle do
fracionamento magmático, refletido na quantidade de magnetita primária, na transformação
de hedenbergita em andradita e na anomalia positiva de európio (vide discussão anterior nos
itens 6.1.5 e 8.2.2.2).
Figura 9.6 - Modelamento de
cristalização fracionada para o Plúton
Caxexa. Valores de normalização
segundo Evensen et al. (1978).
9.5.2 - Discussão sobre a gênese do magma alcalino.
A gênese de magmas granitóides alcalinos tem sido encarada, de modo geral, de duas
maneiras, a saber: i) origem primordial mantélica a partir do fracionamento de um magma
basáltico alcalino (Loiselle & Wones 1979; Turner et al. 1992); ii) fusão parcial de fontes crustais
(Collins et al. 1982; Anderson 1983; Creaser et al. 1991; Frost & Frost 1997). Alguns autores, ao
distinguirem dentre os “magmas alcalinos”, os tipos peralcalinos e os metaluminosos, propõem
uma gênese mantélica para os primeiros, mas essencialmente crustal (fusão parcial a baixas
pressões de rochas cálcio-alcalinas) para os últimos (Nardi 1991; King et al. 1997; Patiño Douce
1997).
A hipótese de origem do magma alcalino a partir do manto superior admite que o
manto já estava previamente enriquecido em álcalis e elementos incompatíveis antes da
fusão parcial (Loiselle & Wones 1979; Eby 1990, 1992; Turner et al. 1992). Em tese, a fusão
experimental de lherzolito pode produzir líquidos que variam em composição de basalto a
dacito. Alguns autores consideram que os líquidos silicosos resultantes dos experimentos
representam magmas primários (Kushiro et al. 1972; Mysen & Boettcher 1975), enquanto outros
(Green 1973; Nicholls & Ringwood 1973) sugerem que magmas andesíticos a dacíticos não
podem ser gerados diretamente da fusão de peridotito. Eles consideram como hipótese mais
provável que aqueles magmas derivam de um líquido parental basáltico por fracionamento
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de olivina a grandes profundidades. A não observação, até o momento, de enclaves básicos
ou xenólitos peridotíticos no álcali-feldspato granito, e o caráter bastante evoluído do mesmo,
não são condizentes com uma origem puramente mantélica. Por outro lado, o extremo
enriquecimento em Sr (média 890 ppm) dessas rochas também não pode ser produzido
apenas pela crosta continental. Convém ressaltar, por outro lado, que são conhecidos
exemplos de peridotitos metassomatisados com teores de Sr na mesma ordem de grandeza
daqueles do álcali-feldspato granito (Menzies et al. 1987).
A hipótese de origem crustal dos magmas graníticos alcalinos apresenta algumas
variantes. Em alguns complexos, admite-se underplating de magmas basálticos na base da
crosta continental como fonte de calor para a fusão desta, havendo estágios variados de
contaminação do magma básico com o material crustal (Barker et al. 1975; Collins et al. 1982;
Clemens et al. 1986; Whalen et al. 1987; Martin et al. 1994). Harris & Marriner (1980) propõem
que a interação de fluidos altamente aquecidos provenientes do manto, enriquecidos em
halogêneos (F, Cl), álcalis e elementos de alto potencial iônico (Y, Th, Zr, Nb, Ta, U), seria
responsável pelas particularidades geoquímicas dos magmas alcalinos. Diversos trabalhos
experimentais (Clemens et al. 1986; Patiño Douce 1997) e teóricos (Collins et al. 1982; White &
Chappell 1983; Whalen et al. 1987; Creaser et al. 1991) sugerem a fusão parcial de rochas
metaígneas (tonalitos e granodioritos) da base da crosta continental para a origem dos
magmas alcalinos.
Uma tentativa de investigar as possíveis fontes crustais do álcali-feldspato granito está
representada na figura 9.7. Nesta figura plotaram-se as razões isotópicas do estrôncio (ISr)
calculadas para 600 Ma dos granitóides alcalinos do Maciço São José de Campestre e do
Plúton Umarizal, além dos campos delimitados para metapelitos do Grupo Seridó, ortognaisses
do Complexo Caicó (2,15 Ga) e ortognaisses do núcleo Arqueano Presidente Juscelino (3,3-2,7
Ga). Em ambas as figuras 9.7a e 9.7b, os valores de ISr para as rochas alcalinas coincidem ou
são ligeiramente superiores aos admitidos para o manto enriquecido (Faure 1986).
Desconsiderando as amostras mais evoluídas, logo mais pobres em Sr (MA-12 e MA-23A), nota-
se que o conjunto formado por Plúton Caxexa e granitóides alcalinos da Zona de
Cisalhamento Remígio-Pocinho (ZCRP) e Japi são claramente distintos do Plúton Umarizal com
respeito ao teor de Sr (menor neste) e na razão isotópica ISr (maior no Plúton Umarizal). Os
plútons alcalinos plotados na figura 9.7 mostram razões ISr afins aos termos menos radiogênicos
de metapelitos do Grupo Seridó, ortognaisses do Complexo Caicó e ortognaisses arqueanos do
tipo encontrado em Presidente Juscelino. Todavia, os valores elevados de Sr (figura 9.7a)
separam essas rochas alcalinas dos campos definidos por aquelas rochas crustais. A maneira
de acomodar o Sr, o Rb e o ISr, seria assumir a interação de fontes mantélicas (Sr) e crustais (Rb)
na gênese daqueles magmas.
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Figura 9.7 - Razão isotópica inicial de Sr (ISr) vs. quantidade de Sr (a) e Rb (b) para o Plúton Caxexa (dados
na tabela 9.2). Os campos das rochas alcalinas da Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP) e do
Plúton Japi são definidos por R.S.C. Nascimento (1998) e Hollanda (1998), respectivamente, os metapelitos
do Grupo Seridó, por Jardim de Sá (1994) e os ortognaisses do Complexo Caicó no Maciço São José de
Campestre e do núcleo arqueano Presidente Juscelino, por Z.S. Souza (artigo em preparação). As faixas
de valores ISr do manto enriquecido são de Faure (1986). *Dados geocronológicos U/Pb (zircão) de Dantas
et al. (1998); **ídem Dantas (1997).
Por fim, destaca-se a análise isotópica Sm/Nd de uma amostra do álcali-feldspato
granito (MA-01), que forneceu Nd (600 Ma) de -20,78, TDM de 2,88 e TCHUR de 2,68 (tabela 9.1).
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Este resultado é semelhante aos obtidos para a fácies alcalina do Plúton Japi por Hollanda et
al. (1999b), com Nd (600 Ma) de -22,3 a -19,5 e TDM de 3,2 a 2,6 Ga. Com base apenas na
idades TDM e TCHUR do Plúton Caxexa, os ortognaisses do tipo Complexo Caicó não devem ter
servido como fonte principal, haja vista suas idades de cristalização U/Pb de 2,15 Ga (Dantas
1997). Os ortognaisses arqueanos tipo Presidente Juscelino possuem idade U/Pb e Nd (600 Ma)
bem superiores, respectivamente, 3,3 Ga e -30 a -40 (Dantas et al. 1998), sendo também
descartados. Por último, os sienogranitos São José Campestre, datados a 2,7 Ga e com Nd (600
Ma) de -26,7 a -28 (Dantas et al. 1998), possuem razões ISr extremamente elevadas (fig. 9.7a, b).
A figura 9.8 permite tecer considerações genéticas com base na correlação Rb/Sr vs. Sr.
Nesta figura, foram plotadas as amostras dos plútons Caxexa e Cabeçudo, do biotita
microgranito, da suíte básica a intermediária e do granitóide aluminoso. As composições
médias do manto empobrecido, da crosta continental inferior e da crosta continental superior
basearam-se em Taylor & McLennan (1985). Os pontos representativos do manto
metassomatisado correspondem a amostras analisadas por Menzies et al. (1987). As curvas de
fusão parcial foram calculadas usando a equação (3), discutida no item 9.1. Conforme
apresentados, os dados da figura 9.8 sugerem que as amostras menos evoluídas do álcali-
feldspato granito não podem ser geradas pela fusão unicamente da crosta continental, o
mesmo raciocínio sendo aplicado ao anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito. O álcali-
feldspato granito e a suíte básica a intermediária podem ser explicados por fusão parcial do
manto ligeiramente metassomatisado ou, alternativamente, deste misturado com pequeno
volume de crosta continental inferior. Já o anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito
necessitam de uma fonte ainda mais enriquecida ou contaminada com uma fração da crosta
continental superior. A proximidade das curvas de fusão parcial de peridotito com 5% e 10% de
plagioclásio, ou seja, um plagioclásio lherzolito (manto raso), metassomatisado, poderiam, em
tese, corresponder à fonte primordial destes dois magmas. O granitóide aluminoso confirma sua
fonte, sendo gerado por fusão parcial da crosta superior.
9.6 - Ambiente Tectônico.
Magmas granitóides alcalinos têm sido objeto de numerosas pesquisas, principalmente
após o trabalho de Loiselle & Wones (1979). Seguiram-se outros artigos enfocando granitos
alcalinos associados a ambientes intracratônicos anorogênicos, os chamados granitos tipo-A
(Loiselle & Wones 1979; Collins et al. 1982; White & Chappell 1983; Whalen et al. 1987), ou em
etapas finais de estabilização de faixas orogênicas (Maniar & Piccoli 1989; Bonin 1990; Rogers &
Greenberg 1990).
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122
Figura 9.8 - Diagrama Rb/Sr vs. Sr com considerações genéticas para as suítes estudadas. DM = manto
empobrecido, CCS = crosta continental superior, CCI = crosta continental inferior; valores segundo Taylor
& McLennan (1985). EM1,2 = manto enriquecido, de acordo com Menzies et al. (1987). Curvas de fusão
baseadas na equação (3) do ítem 9.1.
Para o caso em foco, diversas relações de campo e dados geocronológicos fornecem
argumentos para posicionar o magmatismo da região pesquisada. As fábricas magmáticas
relativamente bem preservadas, inclusive com porções internas de alguns plútons (caso do
maciço de rochas básicas a intermediárias no sudeste da área - vide anexo 3) praticamente
isotrópicas, são condizentes com episódios de alojamento em uma região já tectonicamente
estabilizada. A íntima associação desse magmatismo com eventos deformacionais de
características extensionais (Jardim de Sá et al. 1993, 1999; Trindade et al. 1995), metamorfismo
de alta temperatura (Souza & Jardim de Sá 1993) e coexistência de vários tipos de magmas
compõem um quadro próprio de episódios pós-colisionais, conforme discutidos por alguns
autores (Sylvester 1989, 1998; Liegeois 1998; Liegeois et al. 1998). Apesar de exigir um maior
detalhamento por outras metodologias, a obtenção de idades Sm/Nd em granada com cerca
de 570 Ma permite posicionar o último evento termo-tectônico no final da orogênese
brasiliana, sendo, por isto, coerente com as características enunciadas de magmatismo tardi-
ou pós-colisional.
Alguns diagramas geoquímicos discriminantes de ambiente tectônico foram
empregados visando aperfeiçoar as interpretações prévias. No diagrama (Y+Nb) vs. Rb
(Pearce et al. 1984), o álcali-feldspato granito, o anfibólio-biotita granito e o biotita
microgranito plotam na transição dos campos de arco magmático e sin-colisional, enquanto
as rochas básicas a intermediárias situam-se no campo intraplaca (fig. 9.9a). Já a relação Zr vs.
(Nb/Zr)N, empregada por Thiéblemont & Tégyey (1994), indica que todas as rochas plotam na
transição arco-magmático/margem continental ativa a colisional continente-continente, a
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
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123
exceção da suíte básica a intermediária e uma amostra do álcali-feldspato granito (fig. 9.9b).
O diagrama triangular Y/44-Rb/100-Nb/16 (Thiéblemont & Cabanis 1990) posiciona a suíte
básica a intermediária (fig. 9.9c) como anorogênica hiperalcalina, enquanto as demais são
pós-colisionais ou transicionais a sin-colisionais (Plúton Caxexa) ou anorogênicas alcalinas
(Plúton Cabeçudo, biotita microgranito). Finalmente, a comparação de multielementos,
normalizados com respeito a granitos de cadeia oceânica (ORG), mostra que o anfibólio-
biotita granito e o microgranito possuem espectros semelhantes na forma e anomalias com a
média de granitos de ambiente intraplaca (fig. 9.10a). Já o álcali-feldspato granito
praticamente coincide com a média de granitos de arco magmático, sendo mais enriquecido
em K2O, Rb e Ba (fig. 9.10b). A suíte básica a intermediária tem o espectro semelhante ao de
granitóides de arco magmático, porém mais enriquecido em todos os elementos, à exceção
de K2O e Rb (fig. 9.10b).
Figura 9.9 - Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos aplicados as suítes plutônicas estudadas,
de acordo com (a) Pearce et al. (1984); (b) Thiéblemont & Tégyey (1994); e (c) Thiéblemont & Cabanis
(1990).
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 9 - Petrogenêse e Ambiente Tectônico
124
Figura 9.10 - Diagrama multielementar discriminante, comparando as médias das suítes estudadas com
ambientes tectônicos compilados por Pearce et al. (1984). ORG = granito de cadeia oceânica definido
por Pearce et al. (1984).
Em síntese, as informações de campo, geocronológicas e geoquímicas sugerem que as
suítes magmáticas presentes nesta região estão relacionadas às etapas tardias ou pós-
colisionais da orogênese brasiliana. A gênese e o alojamento dos granitóides teria sido
controlada pela reativação e/ou criação de zonas de cisalhamento transcorrentes,
tangenciais, de cinemática extensional, com raízes profundas, podendo atingir o manto
superior. Esta seria uma característica marcante desta porção do Maciço São José de
Campestre, em contraste ao interpretado para a Faixa Seridó clássica, onde episódios
colisionais compressivos registram o magmatismo essencialmente cálcio-alcalino potássico,
sem evidências de plutonismo alcalino (Jardim de Sá 1994).
Parte 3
Integração dos Dados e
Conclusões Finais
Capítulo 10Integração de Dados e Conclusões Finais
Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)
PPGG/CCET/UFRN Capítulo 10 - Integração de Dados e Conclusões Finais
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CAPÍTULO 10
INTEGRAÇÃO DE DADOS E CONCLUSÕES FINAIS
O final da orogênese brasiliana foi palco de um volumoso e variado magmatismo bem
caracterizado nos Maciços Rio Piranhas e São José de Campestre (fig. 2.1). No caso específico
da região estudada, chama a atenção a ocorrência de várias suítes plutônicas distintas numa
superfície relativamente pequena de aproximadamente 230 km2 (anexo 3). Estas rochas
afloram em estreita associação com zonas de cisalhamento tangenciais e transcorrentes, de
cinemática extensional. Em particular, a interface substrato gnáissico-micaxistos parece
controlar o posicionamento dos plútons Caxexa e Cabeçudo. Isto é relevante por estes
lineamentos poderem representar estruturas com raízes profundas (na crosta inferior ou no
manto superior) e terem servido como canais para a colocação de corpos básicos, a exemplo
daquele do sudeste da área.
O plúton Caxexa se caracteriza por sua grande proporção de minerais félsicos (> 90%),
destacando-se pela ausência de minerais hidratados e pela presença ora da associação
aegirina-augita + albita, ora de hedenbergita + andradita + albita. Em termos de seus
conteúdos em álcalis, pode ser classificado na série alcalina tradicional. Porém, estes granitos
alcalinos stricto sensu (tipo-A) contêm biotita (rica em moléculas de anita), anfibólio e/ou
piroxênios sódico, possuem baixo conteúdo em Sr, altos Nb, Ga e ETR, e anomalia fortemente
negativa em európio (Loiselle & Wones 1979; Collins et al. 1982; White & Chappell 1983; Whalen
et al. 1987). Estas são feições opostas às encontradas no Plúton Caxexa, além deste ser
metaluminoso a ligeiramente peraluminoso. Dados petrográficos e texturais, juntamente com
relações geoquímicas entre elementos compatíveis e incompatíveis e determinações de fO2
sugerem o fracionamento sob condições oxidantes de um cumulado com oligoclásio (87,5%),
clinopiroxênio (9,3%), magnetita, (2,6%) e zircão (0,6%), e taxa de cristalização de 10% para a
evolução do magma relativo ao Plúton Caxexa. Condições de fO2 provavelmente
semelhantes também parecem ter atuado no Plúton Cabeçudo, no biotita microgranito e na
suíte básica a intermediária, conforme deduzido pela presença de magnetita precoce. O
efeito combinado de fracionamento de plagioclásio, hornblenda e piroxênios impediram a
formação significativa de anomalia em európio nestas últimas.
A suíte básica a intermediária tem afinidade monzonítica, transicional subalcalina-
alcalina, e enriquecida em TRL, Ba e Zr. Distingue-se das demais suítes em todos os diagramas
geoquímicos. Caracteriza-se pela presença de dois piroxênios e biotita. Os granitóides
aluminosos, por sua vez, contêm maior quantidade de coríndon normativo, sendo
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126
peraluminoso na classificação de Maniar & Piccolli (1989). O controle de campo bem definido
comprova a origem desse granitóide a partir da fusão parcial de micaxistos.
O Plúton Cabeçudo e o biotita microgranito mostram algumas similaridades em vários
diagramas. São rochas de afinidade subalcalina a alcalina, seguindo a porção moderada a
altamente evoluída da tendência monzonítica. Apresentam espectros de ETR com
enriquecimento em TRL e fraca anomalia de európio. Eles se distinguem, todavia, através dos
elementos de alto potencial iônico, particularmente Y e Yb, que são menores no biotita
microgranito. Estas diferenças sutis podem ser provocadas por fontes distintas com pequenas
diferenças em termos de determinados elementos químicos ou, então, uma mesma fonte que
sofreu taxas de fusão diferentes.
Um modelo integrado com base nos vínculos de campo, petrográficos e geoquímicos
discutidos acima pode ser imaginado em um contexto tectônico tardi- ou pós-colisional. Na
área em foco, onde relações de campo demonstram o caráter intrusivo dos granitóides em
uma crosta continental (substrato gnáissico, micaxistos) já relativamente estabilizada (os
contatos com os granitóides são bruscos) e pico do metamorfismo (e deformação ?) a cerca
de 574 Ma (cap. 4), interpreta-se a geração e posicionamento das suítes granitóides durante os
eventos tardios da orogênese brasiliana. Em tal sentido, pode-se esperar intrusões localmente
sintectônica (caso dos plútons Caxexa e Cabeçudo) relacionados a processos globais
regionais tardi-tectônicos. Esta interpretação se adequa à situação típica de regiões
orogênicas recém estabilizadas ou em processo de afinamento crustal, com magmatismo
alcalino supersaturado em sílica (Black et al. 1985). O intervalo de tempo relativamente longo
(40 Ma) entre o evento metamórfico de alta temperatura (574-578 Ma) e o reequilíbrio do
sistema isotópico Rb/Sr no Plúton Caxexa (536 Ma) revela a prevalência de resfriamento lento
ao final da orogênese brasiliana. Finalmente, a variabilidade do magmatismo e o seu controle
por estruturas extensionais associadas com eventos de alta temperatura não fogem do
contexto regional de colocação de plútons alcalinos no Maciço São José de Campestre -
MSJC (Souza & Jardim de Sá 1993; Jardim de Sá 1994; Trindade et al. 1995; Jardim de Sá et al.
1999).
O último ponto de discussão refere-se às fontes envolvidas na gênese do magmatismo
tardi-brasiliano. O confronte de Nd (600 Ma), TDM e razões isotópicas iniciais de estrôncio (ISr) não
permitem definir a(s) fonte(s) adequada(s) dentre as unidades crustais do substrato gnáissico
atualmente aflorante no MSJC. Ensaios preliminares levando em conta a relação Rb/Sr vs. Sr
deixam em aberto a possibilidade do manto metassomatisado (enriquecido em TRL, Ba, Sr, Zr)
ter sido uma das fontes principais, contaminada em diferentes proporções (menor na suíte
básica a intermediária) por material da crosta continental, do magmatismo em estudo. Assim,
um manto enriquecido não seria uma particularidade da litosfera neoproterozóica (Jardim de
Sá 1994, Hollanda et al. 1999a,b), mas uma característica marcante da porção nordeste da
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Província Borborema desde o Arqueano (Souza et al. 1999) e o Paleoproterozóico (Souza et al.
1996).
Finalmente, a integração de dados de campo, petrográficos, texturais, geoquímicos e
isotópicos para as rochas plutônicas, fornecem subsídios para se chegar as conclusões abaixo.
Numa área restrita, ocorre uma gama variada de suítes magmáticas geoquimicamente
distintas, denominadas: álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), anfibólio-biotita granito (Plúton
Cabeçudo), biotita microgranito, básica a intermediária e granitóide aluminoso.
O biotita microgranito e o granitóide aluminoso são as unidades mais jovens, o primeiro
ocorrendo normalmente como enxames de diques e soleiras, e o último compondo uma faixa
nos contatos da suíte básica a intermediária com os micaxistos. Os plútons Caxexa e
Cabeçudo e a suíte básica a intermediária não apresentam relações estratigráficas definida
entre si, sendo considerados cronocorrelatos.
Isócronas internas Sm/Nd no Plúton Caxexa e no granitóide aluminoso forneceram idade de
578 Ma e 574 Ma, respectivamente, sendo interpretadas como as melhores estimativas da
idade de intrusão e de um evento térmico de alta temperatura associado. Por outro lado, uma
isócrona Rb/Sr do Plúton Caxexa 536 Ma (MSWD = 0,48) demonstra que o reequilíbrio isotópico
do sistema Rb/Sr se deu no início do Cambriano, cerca de 40 Ma após o pico do evento
termal.
As rochas estudadas possuem afinidade com séries alcalinas meta a peraluminosas
altamente fracionadas (Plúton Caxexa), transicionais subalcalinas a alcalinas (básica a
intermediária, Plúton Cabeçudo, biotita microgranito) e peraluminosa (granitóide aluminoso).
Estas séries evoluíram por mecanismos de cristalização fracionada, sendo calculada uma
taxa de cristalização de 10% e um cumulado anidro para o Plúton Caxexa. Cálculos de fO2 e
presença de magnetita precoce, anomalia positiva de európio e associação hedenbergita +
andradita sugerem condições oxidantes na evolução deste plúton.
Dados termobarométricos apontam para condições P-T da ordem de 5,3-7,2 kbar e 730-
760 C para estas rochas. Temperaturas mais elevadas foram determinadas pelo
geotermômetro de Zr no Plúton Cabeçudo (855 C), no biotita microgranito (812 C) e na suíte
básica a intermediária (957 C).
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As características geoquímicas das suítes estudadas (exceto granitóide aluminoso), com
enriquecimento em elementos incompatíveis, além de Sr no Plúton Caxexa, sugerem a
influência de fontes mantélicas variavelmente contaminadas com material crustal na gênese
das mesmas.
A distribuição de multielementos, os tipos de fontes prováveis e os aspectos tectônicos das
unidades estudadas permitem interpretar que houve um forte controle de estruturas
extensionais (tangenciais e transcorrentes) enraizadas no manto, relacionadas a episódios
tardi- a pós-colisionais ao final da orogênese brasiliana.
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Anexos
01 - Mapa de Afloramentos visitados02 - Mapa de pontos de Amostragem03 - Esboço Geológico da Área estudada
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Anexos
04 - Tabelas das análises completas do capítulo de Química Mineral
Tabela I - Análises químicas representativas de ortopiroxênios da fácies monzonítica da suíte
básica a intermediária, com fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênios.
OrtopiroxêniosSuíte Básica a Intermediária
MA-197A Elementos 1 2 3 4 5 6 7 X
SiO2 48,43 48,76 48,66 48,53 48,22 48,41 48,16 48,45 0,20TiO2 0,15 0,10 0,19 0,14 0,03 0,09 0,15 0,12 0,05 Al2O3 0,43 0,40 0,36 0,31 0,20 0,28 0,37 0,34 0,07 Cr2O3 0,00 0,00 0,01 0,00 0,07 0,00 0,00 0,01 0,02 FeOt 40,25 38,97 40,76 40,56 41,22 41,13 40,69 40,51 0,70 MnO 1,35 1,36 1,47 1,77 1,89 1,57 1,74 1,59 0,20 MgO 9,06 8,83 9,10 8,53 8,62 8,20 8,27 8,66 0,33 CaO 0,72 2,27 0,65 0,94 0,48 0,77 1,37 1,03 0,57 Na2O 0,04 0,03 0,01 0,02 0,01 0,00 0,03 0,02 0,01 K2O 0,00 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 Total 100,43 100,76 101,21 100,80 100,74 100,45 100,78 100,74 0,24
Si 1,974 1,977 1,971 1,978 1,971 1,985 1,967 1,975 0,005 AlIV 0,021 0,019 0,017 0,015 0,009 0,014 0,018 0,016 0,004 Fe+3 0,005 0,004 0,012 0,007 0,020 0,001 0,015 0,009 0,006 T = 2,0 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -
AlVI 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe+3 0,020 0,022 0,018 0,014 0,025 0,010 0,027 0,020 0,011 Ti 0,005 0,003 0,006 0,004 0,001 0,003 0,005 0,004 0,002 Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 Mg 0,550 0,533 0,549 0,518 0,525 0,501 0,503 0,526 0,018 Fe+2 0,425 0,442 0,427 0,447 0,447 0,486 0,465 0,450 0,029 M1=1,00 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 -
Fe+2 0,919 0,851 0,921 0,913 0,912 0,912 0,877 0,901 0,024 Mn 0,047 0,047 0,050 0,061 0,065 0,055 0,060 0,055 0,007 Ca 0,031 0,099 0,028 0,041 0,021 0,034 0,060 0,045 0,025 Na 0,003 0,002 0,000 0,001 0,001 0,000 0,003 0,001 0,001 M2=1,00 0,034 0,101 0,028 0,042 0,021 0,034 0,063 0,046 -
Total 3,034 3,101 3,028 3,042 3,021 3,034 3,063 3,046 -
Ca+Mg+Fe+2 1,925 1,925 1,925 1,919 1,905 1,933 1,905 1,920 0,010 2Na 0,006 0,004 0,000 0,002 0,002 0,000 0,006 0,003 0,002
Q 99,7 99,8 100,0 99,9 99,9 100,0 99,6 99,8 0,1 Jd 0,1 0,1 0,0 0,1 0,0 0,0 0,3 0,1 0,1 Ae 0,2 0,1 0,0 0,0 0,1 0,0 0,1 0,1 0,1
Wo 1,7 5,1 1,5 2,2 1,2 1,8 3,2 2,4 1,3 En 28,6 27,7 28,5 27,0 27,5 25,9 26,4 27,4 0,9 Fs 69,7 67,2 70,0 70,8 71,3 72,3 70,4 70,2 1,5
Fe/(Fe+Mg) 0,81 0,82 0,82 0,83 0,83 0,83 0,83 0,82 0,01
Tabela IIa - Análises químicas representativas de clinopiroxênios das rochas do Plúton
Caxexa, com fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênio. B e C representam,
respectivamente, borda e centro do cristal,
ClinopiroxêniosPlúton Caxexa (com granada)
MA-18 Elementos 1B 1C 1B 2 3 4 X
SiO2 48,53 49,13 48,80 49,07 48,17 48,56 48,71 0,33TiO2 0,02 0,00 0,00 0,02 0,09 0,02 0,03 0,03 Al2O3 1,20 0,97 1,02 0,97 1,05 1,25 1,08 0,11 FeOt 22,84 20,83 23,11 23,00 23,26 24,31 22,89 1,03 MnO 1,00 0,86 0,97 1,05 0,92 1,03 0,97 0,07 MgO 3,80 4,40 3,46 3,36 3,15 3,07 3,54 0,45 CaO 19,46 19,91 19,73 20,03 19,38 19,44 19,66 0,25 Na2O 1,62 1,62 1,63 1,62 1,63 1,77 1,65 0,05 K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Cr2O3 0,01 0,00 0,00 0,03 0,00 0,05 0,02 0,02 Total 98,48 97,72 98,72 99,15 97,65 99,50 98,54 0,68
Si 1,958 1,983 1,967 1,971 1,967 1,949 0.966 0,011 AlIV 0,042 0,017 0,033 0,029 0,033 0,051 0,034 0,011 T = 2,0 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -
AlVI 0,015 0,029 0,016 0,017 0,018 0,008 0,017 0,006 Fe+3 0,152 0,115 0,144 0,137 0,138 0,177 0,144 0,019 Ti 0,001 0,000 0,000 0,001 0,003 0,001 0,001 0,001 Cr 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 Mg 0,228 0,265 0,208 0,201 0,192 0,184 0,213 0,027 Fe+2 0,602 0,575 0,619 0,620 0,641 0,620 0,613 0,020 Mn 0,002 0,016 0,013 0,023 0,008 0,009 0,012 0,006 M1=1,00 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 -
Mn 0,032 0,014 0,020 0,013 0,024 0,026 0,021 0,007 Ca 0,841 0,861 0,852 0,862 0,848 0,836 0,850 0,010 Na 0,126 0,127 0,128 0,126 0,129 0,138 0,129 0,004 M2=1,00 0,999 1,002 1,000 1,001 1,001 1,000 1,000 -
Total 3,999 4,002 4,000 4,001 4,001 4,000 4,000 -
Ca+Mg+Fe+2 1,671 1,701 1,679 1,683 1,681 1,639 1,676 0,019 2Na 0,252 0,254 0,256 0,252 0,258 0,276 0,258 0,008
Q 86,9 87,0 87,1 86,9 86,6 85,7 86,6 0,4 Jd 3,6 3,7 3,4 3,3 3,6 3,6 3,5 0,1 Ae 9,5 9,3 9,3 9,8 9,8 10,8 9,8 0,5
Wo 49,32 49,76 49,78 50,15 49,52 49,94 49,75 0,27 En 13,39 15,29 12,14 11,70 11,21 10,97 12,45 1,49 Fs 37,29 34,95 38,07 38,15 39,26 39,09 37,80 1,44
Fe/(Fe+Mg) 0,86 0,83 0,87 0,87 0,88 0,89 0,87 0,02
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851
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9 0,
828
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5 0,
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Na
0,
135
0,15
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148
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1 0,
134
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1 0,
156
0,13
6 0,
131
0,13
0 0,
142
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= 1
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1 1,
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1,00
1 1,
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270
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0,
02
Tabela IIc - Análises químicas representativas de clinopiroxênios das rochas do Plúton Caxexa, com
fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênios.
ClinopiroxêniosPlúton Caxexa (sem granada)
MA-21 Elementos 1 2 3 4 5 6 7 8 X
SiO2 50,77 49,48 50,32 51,00 50,89 51,18 50,44 50,85 50,62 0,50TiO2 0,09 0,07 0,06 0,00 0,13 0,04 0,02 0,08 0,06 0,04 Al2O3 0,64 0,58 0,61 0,54 0,73 0,65 0,68 0,61 0,63 0,06 FeOt 26,60 26,73 26,59 25,18 24,64 23,89 25,89 25,96 25,69 0,96 MnO 1,11 1,04 1,10 1,19 1,10 1,00 1,20 1,18 1,12 0,07 MgO 1,91 1,66 1,72 2,62 2,73 3,24 2,11 2,14 2,27 0,51 CaO 13,25 12,92 13,02 13,42 13,57 14,06 13,30 13,41 13,37 0,33 Na2O 5,52 5,92 5,76 5,98 5,48 5,45 5,60 5,57 5,66 0,19 K2O 0,18 0,17 0,20 0,11 0,00 0,00 0,32 0,00 0,12 0,11 Total 100,07 98,57 99,38 100,04 99,27 99,51 99,56 99,80 99,53 0,45
Si 1,976 1,951 1,970 1,967 1,983 1,983 1,967 1,981 1,972 0,010 AlIV 0,024 0,027 0,028 0,025 0,017 0,017 0,031 0,019 0,024 0,005 Fe+3 0,000 0,022 0,002 0,008 0,000 0,000 0,002 0,000 0,004 0,007 T = 2,0 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -
AlVI 0,005 0,000 0,000 0,000 0,016 0,013 0,000 0,009 0,003 0,006 Fe+3 0,438 0,506 0,474 0,485 0,408 0,412 0,472 0,427 0,433 0,040 Ti 0,003 0,002 0,002 0,000 0,004 0,001 0,001 0,002 0,002 0,001 Mg 0,111 0,098 0,100 0,151 0,162 0,187 0,123 0,124 0,132 0,030 Fe+2 0,428 0,353 0,395 0,319 0,395 0,362 0,371 0,419 0,380 0,034 Mn 0,002 0,035 0,029 0,039 0,015 0,025 0,033 0,019 0,025 0,011 M1=1,00 1,000 0,994 1,000 0,994 1,000 1,000 1,000 1,000 0,987 -
Mn 0,035 0,000 0,007 0,000 0,021 0,008 0,007 0,020 0,012 0,011 Ca 0,553 0,546 0,546 0,555 0,566 0,583 0,555 0,560 0,558 0,011 Na 0,417 0,453 0,437 0,447 0,414 0,409 0,424 0,421 0,428 0,015 K 0,009 0,008 0,010 0,005 0,000 0,000 0,016 0,000 0,006 0,005 M2=1,00 1,014 1,007 1,000 1,007 1,001 1,000 1,002 1,001 1,004 -
Total 4,014 4,007 4,000 4,007 4,001 4,000 4,002 4,001 4,004 -
Ca+Mg+Fe+2 1,092 0,997 1,041 1,025 1,123 1,132 1,049 1,103 1,070 0,046 2Na 0,834 0,906 0,874 0,894 0,828 0,818 0,848 0,842 0,856 0,030
Q 56,7 52,3 54,3 53,4 57,5 58,1 55,4 56,7 55,6 1,9 Jd 2,7 2,3 2,5 2,3 3,2 2,9 2,7 2,7 2,7 0,3 Ae 40,6 45,3 43,1 44,3 39,2 39,0 42,0 40,6 41,8 2,2
Fe/(Fe+Mg) 0,93 0,94 0,94 0,91 0,90 0,88 0,92 0,92 0,92 0,02
Tab
ela
III
a
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0,
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4 11
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,86
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Mn
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N
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1,55
0,
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K2O
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1,
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1,33
1,
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0,
25
1,45
1,
30
1,24
1,
43
1,36
0,
09
Tota
l 97
,45
96,8
0 97
,52
96,7
4 96
,50
97,0
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41
97,3
3 97
,52
97,7
1 98
,30
97,7
1 0,
36
Si
6,23
9 6,
258
6,27
4 6,
246
6,24
4 6,
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0,01
3 6,
439
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526
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3 T
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,00
8,00
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8,00
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8,00
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8,00
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000
8,00
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000
-
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373
0,43
5 0,
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0,42
4 0,
427
0,40
4 0,
030
0,26
7 0,
270
0,27
7 0,
292
0,27
7 0,
010
Ti
0,05
4 0,
057
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4 0,
050
0,05
2 0,
053
0,00
2 0,
060
0,06
4 0,
057
0,05
9 0,
060
0,00
3 C
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000
0,00
0 0,
004
0,00
2 0,
003
0,00
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002
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000
0,00
0 0,
000
0,00
0 0,
000
Fe+
3 0,
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0,42
3 0,
553
0,51
7 0,
560
0,49
9 0,
056
0,44
2 0,
430
0,39
7 0,
376
0,41
1 0,
026
Mn
0,
094
0,09
6 0,
097
0,08
3 0,
096
0,09
3 0,
005
0,09
0 0,
097
0,08
6 0,
091
0,09
1 0,
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Mg
1,
632
1,63
3 1,
634
1,59
4 1,
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1,62
1 0,
016
2,06
3 2,
071
2,08
4 2,
039
2,06
4 0,
016
Fe+
2 2,
405
2,35
6 2,
296
2,33
0 2,
252
2,32
8 0,
052
2,07
8 2,
068
2,09
9 2,
143
2,09
7 0,
029
C =
5,0
0 5,
000
5,00
0 5,
000
5,00
0 5,
000
5,00
0 -
5,00
0 5,
000
5,00
0 5,
000
5,00
0 -
Fe+
2 0,
118
0,16
3 0,
128
0,12
5 0,
200
0,14
7 0,
031
0,11
6 0,
142
0,14
1 0,
117
0,12
9 0,
013
Ca
1,
882
1,83
7 1,
893
1,87
5 1,
801
1,85
8 0,
034
1,88
4 1,
859
1,85
9 1,
883
1,87
1 0,
012
B =
2,0
0 2,
000
2,00
0 2,
000
2,00
0 2,
000
2,00
0 -
2,00
0 2,
000
2,00
0 2,
000
2,00
0 -
Ca
0,
000
0,00
0 0,
021
0,00
0 0,
001
0,00
4 0,
008
0,00
0 0,
001
0,00
0 0,
000
0,00
0 0,
000
Na
0,
453
0,44
5 0,
475
0,44
5 0,
387
0,44
1 0,
029
0,44
8 0,
461
0,44
4 0,
479
0,45
8 0,
014
K
0,38
4 0,
325
0,24
5 0,
265
0,27
7 0,
299
0,05
0 0,
284
0,25
3 0,
241
0,27
8 0,
264
0,01
8 A
= (
0,00
- 1
,00)
0,
837
0,77
0 0,
741
0,71
0 0,
665
0,74
5 0,
058
0,73
2 0,
715
0,68
5 0,
757
0,72
2 0,
026
Tota
l 15
,837
15
,770
15
,741
15
,710
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,665
15
,745
-
15,7
32
15,7
15
15,6
85
15,7
57
15,7
22
-
Mg
/(M
g+
Fe+
2 )0,
39
0,39
0,
40
0,39
0,
40
0,39
0,
00
0,48
0,
48
0,48
0,
47
0,48
0,
00
Tabela IIIb - Análises químicas representativas de anfibólios da fácies
monzonítica da suíte básica a intermediária, com fórmulas estruturais
calculadas para 23 oxigênios.
AnfibóliosSuíte Básica a Intermediária
MA-197A Elementos 1 2 3 4 5 X
SiO2 41,70 41,25 41,27 41,81 41,22 41,45 0,25TiO2 2,26 2,47 2,29 1,83 2,24 2,22 0,21 Al2O3 9,18 9,30 9,46 9,36 9,63 9,39 0,15 Cr2O3 0,02 0,00 0,00 0,02 0,01 0,01 0,01 FeOt 26,62 25,84 26,81 26,39 25,87 26,31 0,39 MnO 0,43 0,46 0,43 0,44 0,33 0,42 0,05 MgO 5,35 5,14 5,16 5,19 5,56 5,28 0,16 CaO 10,13 10,36 10,42 10,68 10,45 10,41 0,18 Na2O 1,52 1,70 1,67 1,52 1,70 1,62 0,08 K2O 1,35 0,91 1,13 1,26 1,34 1,20 0,16 Total 98,56 97,43 98,64 98,50 98,35 98,30 0,44
Si 6,536 6,524 6,463 6,543 6,464 6,506 0,035 AlIV 1,464 1,476 1,537 1,457 1,536 1,494 0,035 T = 8,00 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 -
AlVI 0,233 0,259 0,209 0,269 0,244 0,243 0,021 Ti 0,266 0,294 0,269 0,216 0,265 0,262 0,025 Cr 0,003 0,000 0,000 0,002 0,001 0,001 0,001 Fe+3 0,000 0,000 0,055 0,040 0,000 0,019 0,024 Mn 0,057 0,061 0,057 0,058 0,044 0,055 0,006 Mg 1,250 1,213 1,205 1,210 1,299 1,235 0,036 Fe+2 3,191 3,173 3,205 3,205 3,147 3,184 0,022 C = 5,00 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 -
Fe+2 0,299 0,245 0,252 0,210 0,246 0,250 0,028 Ca 1,701 1,755 1,748 1,790 1,755 1,750 0,029 B = 2,00 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -
Na 0,461 0,520 0,508 0,462 0,517 0,494 0,027 K 0,269 0,183 0,226 0,252 0,269 0,240 0,032 A = (0,00 - 1,00) 0,730 0,703 0,734 0,714 0,786 0,733 0,029
Total 15,730 15,703 15,734 15,714 15,786 15,733 -
Mg/(Mg+Fe+2) 0,26 0,26 0,26 0,26 0,28 0,26 0,01
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Tabela Vb - Análises químicas representativas de plagioclásio do Plúton Caxexa,
com fórmulas estruturais calculadas para 8 oxigênios.
PlagioclásiosPlúton Caxexa (sem granada)
MA-21 Elementos 1 2 3 4 5 6 X
SiO2 68,59 68,67 69,08 69,03 68,68 68,90 68,83 0,19TiO2 0,03 0,00 0,02 0,00 0,00 0,03 0,01 0,01 Al2O3 19,13 19,09 19,30 19,11 19,46 19,40 19,25 0,15 FeOt 0,29 0,30 0,24 0,33 0,35 0,23 0,29 0,04 MgO 0,03 0,02 0,00 0,03 0,01 0,01 0,02 0,01 CaO 0,00 0,00 0,01 0,02 0,01 0,00 0,01 0,02 Na2O 11,98 12,07 11,91 11,74 11,85 11,79 11,89 0,11 K2O 0,12 0,89 0,28 0,00 0,36 0,12 0,30 0,29 Total 100,17 101,04 100,84 100,26 100,72 100,48 100,59 0,31
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Tabela VIb - Análises químicas representativas de granadas do granitóide aluminoso, com fórmulas
estruturais calculada para 24 oxigênios.
GranadasGranitóide aluminoso
MA-187A Elementos 1B 1C 1B 2 3 4B 4C 4B X
SiO2 35,98 36,46 36,10 36,54 36,79 36,13 36,35 36,60 36,37 0,26TiO2 0,02 0,01 0,06 0,00 0,06 0,03 0,05 0,00 0,03 0,02 Al2O3 21,06 21,04 21,00 21,07 21,24 21,35 21,18 21,17 21,14 0,11 Cr2O3 0,09 0,02 0,04 0,00 0,09 0,06 0,08 0,06 0,06 0,03 FeOt 31,85 31,99 31,77 31,86 32,15 32,06 32,17 32,08 30,69 0,26 MnO 5,34 5,14 5,45 5,35 5,12 5,27 5,22 5,51 5,30 0,13 MgO 3,26 3,50 3,40 3,41 3,53 3,31 3,45 3,46 3,42 0,09 CaO 0,89 1,02 0,95 1,08 0,97 0,89 0,87 0,91 0,95 0,07 Na2O 0,09 0,00 0,05 0,06 0,09 0,05 0,06 0,04 0,06 0,03 Total 98,58 99,88 99,96 99,37 99,20 99,15 99,43 99,83 99,43 0,43
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Anexos
05 - Artigo submetido em outubro de 1999 à Geochimica Brasiliensis- Artigo submetido em março de 2000 à Revista Brasileira de Geociências
MAGMATISMO GRANÍTICO DE SÉRIE ALCALINA NA
EXTREMIDADE ORIENTAL DA PROVÍNCIA BORBOREMA –
O PLÚTON CAXEXA: GEOLOGIA E GEOQUÍMICA
Autores e endereços:
Marcos Antonio Leite do Nascimento
Departamento de Geologia, UFRN, Caixa Postal 1596, CEP 59.078-970, Natal/RN
Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG)
Bolsista CNPq - [email protected]
Zorano Sérgio de Souza
Departamento de Geologia, UFRN, Caixa Postal 1596, CEP 59.078-970, Natal/RN
Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG)
Pesquisador CNPq; Apoio CAPES/COFECUB - [email protected]
Antonio Carlos Galindo
Departamento de Geologia, UFRN, Caixa Postal 1596, CEP 59.078-970, Natal/RN
Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG)
SUMÁRIO
ABSTRACT
RESUMO
INTRODUÇÃO
GEOLOGIA REGIONAL
ASPECTOS DE CAMPO DO PLÚTON CAXEXA
PETROGRAFIA E TEXTURAS
CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
AGRADECIMENTOS
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ABSTRACT
The Caxexa Pluton is located in the southern border of the São José de Campestre
Massif, northeastern portion of the Borborema Province (northeast Brazil). It
comprises a syntectonic body elongated in the N-S direction, inflecting to NE in its
northern part, and covering a surface of approximately 50 km2. The granite intruded
along the mylonitic interface between the tonalitic to granodioritic orthogneisses of
the Paleoproterozoic basement and garnet-biotite schists of the metapelitic unit. It is
composed of equigranular, occasionally microporphyritic, hololeucocratic rocks, with
fine- to medium-grained texture. Based on its petrographic composition, it is
classified as an alkali feldspar granite, in which feldspars (microcline + albite) and
quartz comprise greater than >90%. The accessory phases are clinopyroxene
(aegirine-augite and hedenbergite), andradite, sphene, allanite, zircon, apatite and
opaque minerals (magnetite, ilmenite). Chemically, the rocks studied show
similarities with granites of high silica (>70%) and high alkali systems. They are
metaluminous to slighly peraluminous, normative corindon is less than 1%,
Na2O+K2O is greater than 10%, have elevated values of Fe number (Fe#=90-98) and
show agpaitic index less than 1,0. These geochemical features are typical of the
classical alkaline granitic suites. On the other hand, the low amounts of Nb, Ga, Y,
Rb and Zr, as well as the very high Sr, low total rare earth elements and positive Eu
anomalies (Eu/Eu*=1,46-2,04) are not compatible with the traditional alkaline
magmas. The integration of petrographic and geochemical data suggests the
fractional crystallization as the main petrogenetic process. Some mass balance
calculations and trace element modeling point to less than 10% of fractionation, the
cumulate being composed of combinations of clinopyroxene, plagioclase, magnetite
and zircon.
Keywords: Alkaline Magmatism, Brasiliano Orogeny, Geology, Geochemistry.
RESUMO
O Plúton Caxexa, localizado na porção sul do Maciço São José de Campestre,
extremo NE da Província Borborema, compreende uma intrusão sintectônica
alongada na direção N-S, abrangendo cerca de 50 km2 de área aflorante. Este corpo
encontra-se encaixado na interface milonítica entre ortognaisses tonalíticos a
granodioríticos do substrato gnáissico-migmatítico e granada-biotita xistos da
unidade metassedimentar, sendo constituído de rochas hololeucocráticas, de
granulação fina a média e textura equigranular, ocasionalmente microporfirítica.
Corresponde a álcali feldspato granito contendo quantidades elevadas de feldspatos
(microclina e albita) e quartzo, que perfazem acima de 90% da composição modal, e
os acessórios clinopiroxênio (aegirina-augita, hedenbergita), granada, titanita,
allanita, zircão, apatita e opacos. Quimicamente, essas rochas classificam-se como
alcalinas de alta sílica (>70% em peso), metaluminosas a fracamente peraluminosas
(coríndon normativo <1%), com altas quantidades de Na2O+K2O (>10% em peso),
valores elevados do número de Fe (Fe#=90-98) e índice agpaítico menor que 1,0.
Entretanto, as baixas quantidades de Nb, Ga, Y, Rb e Zr, altos teores de Sr e
anomalias positivas de Eu (Eu/Eu*=1,46-2,04) não são condizentes com magmas
alcalinos clássicos. A integração de dados petrográficos e geoquímicos sugere a
ação de mecanismos de cristalização fracionada, com cumulados de clinopiroxênio,
plagioclásio, magnetita e zircão, sob condições pelo menos parcialmente oxidantes.
Palavras-Chaves: Magmatismo Alcalino, Orogênese Brasiliana, Geologia,
Geoquímica.
INTRODUÇÃO
Os granitos de série alcalina são considerados classicamente como sendo
rochas de províncias anorogênicas e/ou com características tardi- a pós-orogênicas.
No extremo NE da Província Borborema (NE do Brasil), a orogenia de idade
Neoproterozóica (Brasiliana) é caracterizada por um intenso magmatismo e uma
grande quantidade de zonas de cisalhamento transcorrentes, predominantemente
com direção NE-SW e cinemática dextrógira. Nesta região, mais precisamente no
domínio da Faixa Seridó, diferentes tipos de granitóides foram documentados
através de dados petrográficos e geoquímicos (Jardim de Sá 1994; Ferreira et al.
1998; entre outros). Os mais comuns e volumosos possuem afinidade
subalcalina/monzonítica, regionalmente conhecidos como granitos porfiríticos tipo
Itaporanga (Almeida et al. 1967). Suítes de afinidades shoshonítica e cálcio-alcalina
também são representativos desse intenso magmatismo. Recentemente, na porção
oriental desta faixa, na região denominada Maciço São José de Campestre (adiante
referido como MSJC) (Fig. 1) foram identificadas rochas alcalinas que compõem
diversos plútons no referido maciço. Estes são representados pelos corpos Caxexa,
Serra do Algodão, Serra do Boqueirão e Japi (Nascimento et al. 1997; Galindo et al.
1997; M.A.L. Nascimento 1998; R.S.C. Nascimento 1998; Hollanda 1998).
Correspondem a intrusões sintectônicas, controladas por zonas de cisalhamento
transcorrentes/extensionais (Jardim de Sá et al. 1999).
Esta contribuição tem como finalidade apresentar e discutir dados de campo,
petrográficos e geoquímicos referentes ao Plúton Caxexa, com o intuito de melhor
posicioná-lo dentro do cortejo alcalino do MSJC. Esses dados são provenientes da
dissertação de mestrado do primeiro autor.
Figura 1
GEOLOGIA REGIONAL
O Plúton Caxexa (Fig. 1) está alojado no contato entre o substrato gnáissico-
migmatítico Paleoproterozóico ca. 2.15 Ga (Dantas et al. 1995) e um pacote de
metassedimentos pelíticos. O substrato Paleoproterozóico compõe-se de
ortognaisses quartzo dioríticos, granodioríticos a graníticos variavelmente
gnaissificados e migmatizados (Souza et al. 1999). Os metassedimentos são
correlacionados a micaxistos petrográfica e estruturalmente similares aos da
Formação Seridó, sendo constituídos basicamente de granada-biotita xistos e raras
lentes de rochas calciossilicáticas. As estruturas relativas ao evento dúctil D2 estão
registradas em ambos, substrato gnáissico-migmatítico e pacote metapelítico, mas
são ausentes nos granitóides Brasilianos. Por outro lado, as estruturas Brasilianas
D3, que controlam o posicionamento daqueles granitóides, desenvolveram-se sob
condições de alta temperatura e baixa pressão, nas fácies anfibolito e granulito
hidratado, com fusão parcial freqüente de micaxistos e ortognaisses tonalíticos a
granodioríticos do substrato gnáissico-migmatítico (Souza & Jardim de Sá 1993).
Na área de ocorrência do Plúton Caxexa, a SE de Barra de Santa Rosa (PB),
as estruturas Brasilianas sincrônicas, presentes nas encaixantes, possuem um
comportamento particular. Observa-se que as mesmas são geometricamente
variadas de acordo com posição em relação às zonas de maior intensidade da
deformação transcorrente. As estruturas de baixo ângulo, tangenciais extensionais,
são progressivamente verticalizadas aproximando-se da Zona de Cisalhamento
Remígio-Pocinhos (ZCRP), onde adquirem direção NE-SW e alto ângulo de
mergulho, mas com lineações mantendo obliqüidade baixa, caracterizando uma
geometria em flor negativa e cinemática transtracional dextrógira (Jardim de Sá
1994; Trindade et al. 1995).
ASPECTOS DE CAMPO DO PLÚTON CAXEXA
Feições Estruturais
O Plúton Caxexa (Fig. 2) tem uma forma alongada na direção N-S, com
pequena inflexão para NE na sua porção norte, com aproximadamente 50 km2 de
área aflorante (Nascimento et al. 1997; M.A.L. Nascimento 1998). O seu caráter
intrusivo é comprovado pela presença de xenólitos angulosos, de dimensões
decimétricas a métricas, de micaxistos (especialmente nas partes SW e sul do
plúton) e ortognaisses (na parte NE do maciço), bem como soleiras e diques de
granitos em micaxistos, a SE, e ortognaisses, a leste.
Embora não muito proeminentes, efeitos de contato são marcados na
diminuição de granulação de micaxistos do contato oeste/SW e variação na atitude
de estruturas planares pré-Brasiliana (S2) de micaxistos, que se amoldam à
geometria do corpo.
O plúton em tela apresenta tramas magmáticas plano-lineares definidas por
orientação de feldspato alcalino, quartzo e clinopiroxênio, as quais são concordantes
com tramas similares, referidas como D3 (S3, L3), do substrato gnáissico-migmatítico
e do pacote metapelítico. Em linhas gerais, as tramas plano-lineares têm direção
aproximada N-S, vergando para NNE-SSW no domínio NE do maciço (Fig. 2). A
trama planar S mostra vergências para leste, com mergulhos moderados a
subverticais, as últimas na zona de cisalhamento sinistrógira do contato oeste. A
trama linear (L ) possui direção N-S, exceto na porção NE do corpo, e mergulhos
subhorizontais.
O regime extensional associado a transcorrência sinistrógira provavelmente
controlaram o alojamento do plúton. A criação de espaço para o seu posicionamento
pode ser explicada pela geometria extensional a NW da ZCRP, que originou
cavidades em forma de cunha na interface entre os micaxistos e o substrato
gnáissico (M.A.L. Nascimento 1998; Jardim de Sá et al. 1999). O posicionamento do
plúton entre o substrato gnáissico e os micaxistos, bem como a imposição da trama
D3 Neoproterozóica no maciço granítico, são argumentos sugestivos de intrusão
sintectônica. Atividades hidrotermais tardias, representadas por veios de quartzo,
com mergulhos moderados, sugerem que a fase final de resfriamento do plúton
envolveu episódios tangenciais, extensionais, com topo para sul e NW,
respectivamente nas porções sul e norte do plúton.
Variações Faciológicas
Macroscopicamente, as variações faciológicas são muito restritas no Plúton
Caxexa. Predominam amplamente rochas hololeucocráticas, de composição
granítica, textura equigranular, coloração cinza esbranquiçada a rósea, e granulação
fina a média. De ocorrência localizada, registram-se bandas esverdeadas, de
espessura milimétrica a centimétrica, enriquecidas em clinopiroxênio, denotando às
vezes um acamamento magmático, bem como nódulos milimétricos de granada
vermelho-amarelada (Fig. 3).
Volumetricamente subordinadas e sem localização preferencial ao longo do
maciço, destacam-se as seguintes fácies: i) tipos inequigranulares, com textura de
granulação média, microporfiríticos, com fenocristais milimétricos de feldspato
alcalino, ocorrendo como soleiras ou diques (truncam em baixo ângulo tramas de
litologias prévias) de espessura decimétrica a métrica nos leucogranitos alcalinos
descritos acima, ou em micaxistos e ortognaisses do substrato; ii) duas gerações de
diques de pegmatito médio a grosso, de composição álcali granítica (com turmalina),
a mais antiga anterior aos microgranitos, e outra posterior, sendo que todas as
fácies apresentam as mesmas tramas lineares magmáticas.
Figura 2
Figura 3
PETROGRAFIA E TEXTURAS
A composição modal (tabela 1) e as texturas das rochas que compõem o
maciço em questão são bastante homogêneas, em acordo com seus aspectos
macroscópicos. A mineralogia essencial é representada por feldspatos (microclina e
albita pura) e quartzo, os quais perfazem entre 90,2% e 98,8% em volume do
conjunto de minerais, enquanto as fases máficas variam entre 1,2% e 9,8%. O
mineral máfico dominante é o clinopiroxênio (pode atingir 7%), ocorrendo ainda
outros acessórios, tais como titanita, granada (pode chegar a 4% em algumas
amostras), opacos, e raros allanita, zircão e apatita. Algumas amostras de borda do
corpo mostram maior proporção de minerais secundários (carbonatos) provenientes
de alteração de feldspatos e clinopiroxênio. Modalmente, as rochas do Plúton
Caxexa são classificadas segundo Streckeisen (1976) como álcali-feldspato granitos.
No diagrama Q-A-P (Fig. 4), onde também foram plotadas as tendências definidas
por Lameyre & Bowden (1982), nota-se que as amostras analisadas situam-se na
parte mais evoluída da linhagem de diferenciação da série alcalina.
Tabela 1
Figura 4
A textura observada é normalmente equigranular a ligeiramente
inequigranular, com freqüentes mosaicos poligonais de feldspatos. Via de regra, os
grãos de feldspatos e quartzo possuem formas alongadas ou definem laminações
que produzem uma trama planar em praticamente todas as amostras descritas. Nas
rochas contendo granada, tem-se, adicionalmente, a textura esquelética deste
mineral.
A microclina ocorre como grãos subédricos a anédricos, por vezes
micropertíticos, tendo as geminações albita-periclina em padrão xadrez, associada,
por vezes, Carlsbad. Os cristais podem atingir até 2,5 mm de comprimento, nestes
casos, definindo localmente texturas microporfiríticas. Possuem inclusões de
minerais precoces do tipo plagioclásio, titanita e clinopiroxênio. Os plagioclásios
foram subdivididos em dois tipos texturais; i) Pl1 – subédricos, com geminação
polissintética e tamanhos menores que 0,4 mm, estando incluídos em cristais
maiores de microclina e possuem teores de anortita inferiores a 4%; ii) Pl2 – exibem
formas subédricas a anédricas, geminações polissintéticas, dimensões entre 0,2 e
0,7 mm, sendo encontrados na matriz da rocha, e podendo conter inclusões de
zircão, titanita e apatita. Os tipos Pl2 têm composição de albita pura (An0-2). Cristais
anédricos de quartzo ocorrem com dimensões que variam de 0,2 a 0,5 mm,
apresentando extinção ondulante e localmente desenvolvem textura em mosaico
poligonal. Possui inclusões de zircão, titanita, apatita, opacos e plagioclásio.
O clinopiroxênio é individualizado em dois tipos de acordo com a presença
ou não de granada nas rochas: i) aegirina-augita - ocorre nas fácies cujas
associações minerais não possuem granada, apresentando-se com coloração verde
acastanhada a verde escura, forte absorção e ângulo de extinção (Z^a) entre 5 e
16 ; ii) hedenbergita – ocorre nas rochas portadoras de granada, possuindo
coloração verde escura e ângulo de extinção (Z^c) de 40-50 (Fig. 5a).
A granada é encontrada sob duas formas texturais. A primeira está associada
com hedenbergita, com a qual exibe contatos interdigitados ou interlobados, tem cor
amarelo clara, hábito euédrico, e tamanho inferior a 0,6 mm. Nestes casos, sugere-
se que a granada se formou por reações envolvendo o clinopiroxênio (Fig. 5a). O
segundo tipo tem cor amarelo escura, hábito tipicamente intersticial, esquelético ou
em atol (Fig. 5b), com freqüentes inclusões de plagioclásio e quartzo, e atinge
dimensões milimétricas, destacando-se do conjunto de outros minerais.
A titanita é euédrica a subédrica, de tamanho inferior a 0,5 mm, tendo seção
losangular, cor castanho escura, podendo mostrar geminação simples; aparece
como inclusões em quartzo, Pl2 e microclina. Os minerais opacos são
predominantemente magnetita, encontrada como grãos subédricos de seção
quadrática e tamanho inferior a 0,4 mm. Um outro tipo com borda de titanita deve
representar ilmenita. Zircão e apatita definem cristais euédricos, menores que 0,2
mm, encontrados como inclusões em quartzo, feldspatos e clinopiroxênio.
A allanita é muito rara, sendo encontrada como cristais euédricos a
subédricos, alcançando até 0,4 mm; apresenta cor amarelo acastanhada. Em geral
aparece como cristais zonados, estando comumente inclusos no quartzo.
Carbonato é produto de transformação de clinopiroxênio e plagioclásio, onde
preenche fraturas ou se acomoda em planos cristalográficos e terminações destes
minerais.
As relações texturais observadas possibilitam deduzir uma seqüência de
cristalização, onde a associação mineral mais precoce é formada por zircão, apatita,
magnetita, titanita e provavelmente clinopiroxênio, que são encontrados como
inclusões nas demais fases. Os feldspatos juntamente com o quartzo compõem o
maior volume de minerais cristalizados, com o quartzo posterior a microclina e ao
plagioclásio. Em etapa subseqüente, os feldspatos reequilibraram-se em mosaicos
poligonais, revelando efeitos de altas temperaturas (ao nível da fácies anfibolito
superior), e se formaram grãos esqueléticos de granada. Possivelmente neste
estágio, foram impressas as tramas plano-lineares de estado sólido vistas em
campo. A ação de uma fase fluida na etapa final de resfriamento do plúton se reflete
na formação de carbonatos, bem como venulações pegmatóides contendo turmalina
em várias partes do corpo.
Figura 5
CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA
Técnicas Analíticas
Efetuou-se um estudo litogeoquímico de 14 amostras representativas do
corpo Caxexa. As composições em elementos maiores e traços encontram-se na
Tabela 2. O ferro total é reportado como Fe2O3. Os dados analíticos de elementos
maiores e menores foram determinados por fluorescência de raios-X no Laboratoire
de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), bem
como no Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques - CRPG/CNRS
(Vandœuvre, França); Os elementos traços e os terras raras foram obtidos por
espectrometria de plasma de fonte gasosa (ICP-MS) no CRPG/CNRS. A precisão
analítica para os elementos maiores é inferior a 2%, podendo alcançar 10% para
aqueles de baixas abundâncias (MnO, MgO, P2O5). Para os elementos traços, a
precisão é superior a 5%, chegando a 10% para os elementos com concentrações
menores que 30 ppm.
Tabela 2
Geoquímica
O Plúton Caxexa constitui-se de rochas bastante evoluídas, com
concentrações de SiO2 dispostas no estreito intervalo de 70,8% a 76,3%. Podem
ser, portanto, consideradas como composições graníticas afins a sistemas de alta
sílica, que são de difícil enquadramento com respeito à sua filiação magmática.
Apenas a integração de dados geológicas, petrográficos e geoquímicos permite
elucidar a que série magmática pertence tais líquidos muito diferenciados (Collins et
al. 1982; Whalen et al. 1987; Sylvester 1989; Eby 1990; Nardi 1991).
Diagramas discriminantes utilizando elementos maiores mostram a afinidade
alcalina para essas rochas, conforme exemplificado nos gráficos R1-R2 (Fig. 6a) e
sílica vs. índice de Wright (1969) (Fig. 6b). No diagrama sílica vs. álcalis total (Fig.
6c), as amostras mesmo plotando muito próximas umas das outras em decorrência
da pequena variação de SiO2, posicionam-se claramente na porção mais
diferenciada de séries alcalinas. A afinidade alcalina do plúton é realçada por altas
concentrações de álcalis (cerca de 10% de Na2O+K2O para uma média de 73%
SiO2; Fig. 6c e Tabela 2), elevados valores no número de Fe (Fe#
[=FeOt/(FeOt+MgO)], e alto índice agpaítico (Tabela 2). Estes parâmetros permitem
caracterizar o plutonismo em foco como pertencente à associação alcalina
metaluminosa no sentido de Nardi (1991), conforme ilustrado na figura 7.
Composições normativas calculadas para as rochas em questão indicam serem as
mesmas transicionais de metaluminosas a peraluminosas, com razões moleculares
(Maniar & Piccoli 1989) A/NK<1,2 e A/CNK<1,1, com coríndon normativo inferior a
0,78 (Tabela 2 e Fig. 8).
A definição da afinidade alcalina para as rochas do maciço estudado não é
coerente com suas concentrações em Nb, Ga, Y e Zr (Tabela 2), sempre abaixo da
média dos valores para granitos alcalinos clássicos (Whalen et al. 1987; Eby 1990).
Por outro lado, Nardi (1991) mostra que granitos metaluminosos de associações
alcalinas usualmente não apresentam elevados teores em elementos de alto
potencial iônico, o que se coaduna com o caso pesquisado. Outro fator peculiar se
refere aos altíssimos valores de Sr e muito baixos Rb (Tabela 2) se comparados ao
magmas alcalinos clássicos. As mesmas características se observam nos demais
plútons alcalinos do MSJC (Hollanda 1998; R.S.C. Nascimento 1998) e naqueles da
Zona Transversal (Sial 1987; Ferreira et al. 1998; Galindo & Sá 1999).
Figura 6
Figura 7
Figura 8
Diagramas de Harker e Mecanismo Petrogenético
Diagramas de Harker, nos quais se considerou SiO2 como índice de
diferenciação, revelam um comportamento regular de alguns elementos maiores e
traços (Fig. 9). Excetuando o Na2O que se mostra disperso, os demais óxidos da
figura 9 apresentam uma nítida tendência de empobrecimento com o aumento de
SiO2, sendo a diminuição mais acentuada no caso de CaO. A correlação negativa
também se verifica para Sr, ao passo que o Rb tende a ser mais incompatível. O
diagrama Rb vs Sr, com a amostras dispostas numa reta praticamente vertical (Fig.
9), sugere a cristalização fracionada como o mecanismo petrogenético mais
provável, conforme demonstrado por Cocherie (1986) e Martin (1987). Também
pode ser eliminada a mistura de magma, que produziria uma curva convexa para
cima, em oposição à curva de fusão parcial (Cocherie 1986). Seguindo a hipótese de
cristalização fracionada, as linhas de tendência da figura 9 podem ser explicadas
através do fracionamento de minerais bastante ricos em CaO e Sr e ligeiramente
enriquecidos em Al2O3, Fe2O3t e K2O.
Figura 9
A hipótese de cristalização fracionada foi testada inicialmente por meio do
balanço de massa de óxidos e utilizando-se o programa XLFRAC (Stormer Jr. &
Nicholls 1978). Para a execução do mesmo, foram usadas análises químicas dos
minerais do próprio Plúton Caxexa bem como dados da literatura (Deer et al. 1996).
Dentre as amostras do plúton em questão, selecionaram-se aquelas representativas
do líquido menos diferenciado, chamado L0 (MA-08A), e do mais evoluído, ou L1
(MA-99), as duas recalculadas a 100% em base anidra. Com base nas informações
petrográficas, foram feitas várias combinações de minerais fracionados, aplicando
sucessivamente o programa XLFRAC. A cada ensaio, o programa faz o balanço de
massa, calculando as proporções relativas dos minerais no cumulado, a taxa de
cristalização fracionada e o somatório dos quadrados dos erros para cada óxido
( r2). No caso ideal, a hipótese mais adequada é aquela onde r2 tende a zero.
De acordo com as premissas acima, determinou-se um cumulado (Tabela 3)
formado por plagioclásio (An20; 88,11%), clinopiroxênio (9,26%) e magnetita (2,63%),
com taxa de cristalização de 10% e r2 de 0,89. Testes feitos com granada, biotita,
hornblenda e ortoclásio juntos, separados, ou em combinações diversas, resultaram
erros estatísticos ( r2) elevados (>30) ou taxas de cristalização negativas, sem
significado. Até o momento, não se encontraram evidências claras no campo de
cumulados contendo os minerais sugeridos pelo modelamento. Todavia, a presença
de relíquias de acamamento magmático com bandas de espessura centimétrica,
com predomínio ora de clinopiroxênio ora de feldspatos, podem corresponder a
cumulados. No mesmo sentido, citam-se inclusões de clinopiroxênio e plagioclásio
(em parte carbonatizados), encontrados no interior de fenocristais de microclina.
Partindo do pressuposto de que qualquer modelo petrogenético de balanço de
massa também deve ser válido para os elementos traços, o cumulado acima obtido
foi testado com respeito aos ETR. Neste caso, aplicou-se a equação de cristalização
fracionada segundo Rayleigh (1896) e os coeficientes de partição sugeridos por
Martin (1987). Considerando o cumulado tal como especificado na Tabela 3, obteve-
se um excelente ajuste entre o espectro esperado (L1) e o teórico (L’1), todavia com
YbN bem maior que L1. Finalmente, o acréscimo de uma pequena quantidade de
zircão no cumulado enseja um melhor ajuste entre os padrões de ETR de L1 e L’1
(Figura 10). A diminuição nas concentrações de Ba, Sr, V e Zr (comparar amostras
MA-08A e MA-99 na Tabela 2) é coerente com a composição estimada para o
cumulado. Deste modo, os modelos de balanço de massa e ETR e composições de
outros elementos traços (Ba, Sr, Zr) são consistentes com a hipótese de
cristalização fracionada.
Tabela 3
Figura 10
Espectros de Terras Raras e Multielementares
Um conjunto de 7 análises de ETR pode ser visto na Tabela 4. Os respectivos
espectros normalizados com respeito ao condrito C1 de Evensen et al. (1978) estão
na figura 11. Os espectros são subparalelos entre si, o que fortalece a hipótese de
termos amostras cogenéticas, e possuem uma geometria global côncava para cima
e forte anomalia positiva de Eu (Eu/Eu*=1,46-2,04). Em função da forma dos
espectros de TR, a razão (La/Yb)N não descreve corretamente os espectros, motivo
pelo qual optou-se por utilizar as razões (La/Sm)N e (Gd/Yb)N para indicar o
fracionamento dos ETR (Tabela 4). Em resumo, há um maior fracionamento de ETR
leves (LaN/SmN=4,1-7,9) do que ETR pesados (GdN/YbN=0,74-1,78). Os baixos
conteúdos no total de ETR ( ETR<121ppm) e a anomalia positiva de Eu são
contrastantes com aqueles de granitos alcalinos clássicos. O maior enriquecimento
em ETR leves pode refletir a grande quantidade modal de feldspatos na rocha, bem
como a presença principalmente de allanita, além de clinopiroxênio.
Uniformidade de padrões também se observa em diagramas multielementares
(Fig. 12). Ressalta-se a tendência geral de empobrecimento dos elementos
incompatíveis e anomalias negativas de P, Ti, e, em menor grau, Nb. Estes padrões
também são observados, embora em proporção ligeiramente menor, em
ortognaisses granodioríticos a tonalíticos do substrato Paleoproterozóico (Souza et
al. em preparação), podendo refletir características químicas da própria fonte,
realçadas por cristalização fracionada de titanita, apatita e magnetita.
Tabela 4
Figura 11
Figura 12
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
Em linhas gerais, o Plúton Caxexa pode ser sintetizado com as seguintes
características: 1) composições modais e químicas bastante evoluídas, com
minerais félsicos (feldspatos, quartzo) > 90% em volume, e altos valores de sílica e
total de álcalis; 2) dentre as fases máficas, destaca-se o clinopiroxênio, e por vezes
a granada; 3) afinidade alcalina com base nas relações de sílica vs. álcalis, porém
com características transicionais entre tipos metaluminosos e fracamente
peraluminosos; 4) teores em Nb, Ga, Sr, Zr, Rb, ETR e anomalias de Eu distintas
com respeito às associações alcalinas clássicas.
Parte das características enunciadas acima são semelhantes às descritas por
Nardi (1991) para a associação alcalina supersaturada em sílica, de tendência
metaluminosa a peraluminosa. Pontos discordantes são a presença de biotita e
anfibólio ricos em Fe, elevados Nb e Rb, baixo Sr, e anomalia negativa de Eu nos
tipos referidos por Nardi (1991). Condições oxidantes durante a diferenciação
magmática são atestadas por cristalização precoce de magnetita, pela associação
quartzo + titanita + magnetita (Wones 1989) e a transformação tardia de
clinopiroxênio em granada + óxido de ferro. A suposição de condições oxidantes tem
implicações sobre o tipo de anomalia de Eu (discussão em Ragland 1989, p. 310-
311). Anomalias negativas podem indicar fracionamento de feldspatos e são
coerentes com ambientes redutores, estabilizando o Eu+2. Já anomalias positivas
sugerem acumulação de feldspatos. O fato de cálculos de balanço de massa
sugerirem o fracionamento de feldspatos, e ainda assim manter a anomalia positiva
de Eu, pode ser justificada pelo pequeno grau de fracionamento (<10%) e pelo
líquido L0 admitido no modelamento já possuir forte anomalia positiva de Eu.
Por fim, parece haver uma relação entre as estruturas regionais extensionais
que controlaram o posicionamento do Plúton Caxexa e sua geoquímica particular
(Souza & Jardim de Sá 1993; Jardim de Sá 1994; Trindade et al. 1995; Jardim de Sá
et al. 1999). Neste sentido, reativação de zonas de cisalhamento enraizadas na base
da crosta ou mesmo no manto litosférico, em regime extensional, tanto em cinturões
orogênicos recém estabilizados como em regimes de afinamento crustal são
relacionados ao magmatismo alcalino supersaturado em sílica (Black et al. 1985), e
não fogem do contexto regional de colocação dos plútons alcalinos do MSJC,
exemplificado pelo plúton aqui estudado.
AGRADECIMENTOS
Os autores são gratos a FINEP/PADCT, CNPq e CAPES/COFECUB por
projetos e bolsa de pesquisa e de estudo concedidas aos autores, bem como a
Universidade Claude Bernard (Lyon), ao CRPG/CNRS (Vandœuvre) e a
Universidade Blaise Pascal (Clermont-Ferrand) por facilidades analíticas. Os autores
também registram seus agradecimentos a dois revisores anônimos da Geochimica
Brasiliensis por críticas e sugestões, contribuindo na melhoria da qualidade deste
trabalho.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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TABELAS
Tabela 1 - Composição modal das rochas do Plúton Caxexa. Tabela 2 - Composição em elementos maiores e traços de amostras representativas do Plúton Caxexa. Dados analíticos obtidos por fluorescência de raio-X no Laboratoire de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard (Lyon, França) e por fonte gasosa de plasma (ICP-MS) no Centre de Récherches Pétrographiques et Géochimiques (CRPG/CNRS, Vandoeuvre, França). Tabela 3 - Resultados obtidos no modelamento de cristalização fracionada do Plúton Caxexa. Tabela 4 - Análises de elementos terras raras para o Plúton Caxexa. Dados analíticos obtidos por fonte gasosa de plasma (ICP-MS) no Centre de Récherches Pétrographiques et Géochimiques (CRPG/CNRS, Vandoeuvre, França).
FIGURAS
Figura 1 – Arcabouço geológico do Maciço São José de Campestre, NE do Brasil, e localização da área pesquisada. Figura 2 - Esboço geológico da área de ocorrência do Plúton Caxexa. Figura 3 - Aspecto de campo dos nódulos milimétricos de granada nas rochas alcalinas do Plúton Caxexa. Figura 4 - Diagrama Q-A-P e Q-A+P-M (Streckeisen 1976) para amostras representativas do Plúton Caxexa, com os campos das séries magmáticas, de acordo com Lameyre & Bowden (1982). Legenda: 2. álcali-feldspato granito; tr. trondhjemítico; th. tholeítico; calc. cálcio-alcalino; mz. monzonítico; al. granitóides aluminosos em províncias alcalinas; alc. alcalino; mob. mobilizados crustais. Figura 5 - Aspectos microscópicos dos principais minerais máficos no Plúton Caxexa. (a) cristal de hedenbergita parcialmente transformado para granada (luz natural, aumento 250X). (b) granada tardi-magmática com hábito intersticial/esquelético (luz natural, aumento 100X) Figura 6 - Diagramas geoquímicos definindo o caráter alcalino do Plúton Caxexa, com base em: a) composições catiônicas R1 vs. R2 (De La Roche et al. 1980), b) índice de Wright (1969); c) sílica vs. álcalis total (Lameyre 1987). Figura 7 - Diagrama relacionando o número de Fe como FeOt (Fe#) e o índice agpaítico (IAG), indicando também o campo de granitos da associação alcalina metaluminosa segundo Nardi (1991). Figura 8 - Representação das rochas do Plúton Caxexa, segundo os índice de Shand (Maniar & Piccoli 1989). Figura 9 - Diagramas de Harker e a relação entre elemento compatível (Sr) e incompatível (Rb). CF = cristalização fracionada e FP = fusão parcial. Figura 10 - Modelamento de cristalização fracionada para o Plúton Caxexa. Valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).Figura 11 - Padrões de elementos terras raras de amostras selecionadas do Plúton Caxexa, normalizados segundo o condrito C1 de Evensen et al. (1978). Figura 12 - Diagrama multielementar para o Plúton Caxexa, normalizado segundo valores sugeridos por Thompson et al. (1984).
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6 C
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4
Figura 1
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Santa CruzSerrinha
PlútonCaxexa
ZCRP
NATAL
IelmoMarinho
Oceano
AtlânticoN
0 25kmZonas de CisalhamentoBrasilianas
Coberturas Meso-Cenozóicas
Legenda
Granitóides Brasilianos, incluindo
Micaxistos (Formação Seridó)
Complexo Gnáissico-Migmatítico
Granitos alcalinos sintectônicos
Cobertura Fanerozóica
Supracrustais ProterozóicasEmbasamento Arqueano a Paleoproterozóico
?
Enxame de diques de biotita microgranito
Anfibólio-biotita granito(Plúton Cabeçudo)
LITOESTRATIGRAFIA
Álcali feldspato granito(Plúton Caxexa)
Granada-biotita xisto com andaluzita e cordierita
Ortognaisse granodiorítico a tonalítico,variavelmente migmatizado
Evento D2
Evento D1
Evento
D /M3 3
Neo
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o70o38o25
o18o20o02
Foliação magmática S
Lineação magmática L
Foliação milonítica S3
XLineação milonítica L3
Foliação S3
Legenda Geológica
ABPerfil geológico
XLineação L3
Zona de Cisalhamento extensionalZona de Cisalhamento transcorrenteMovimentação dos blocos (sinistrógiro)
Estrada carroçávelDrenagemLugarejos
Legenda CartográficaSãoJosé
Salgado
PoçoVerde
Cabeçudo
o06
39'39"o
0647'19"
o35 51'28"o35 55'08"
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A
B
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o25
o35
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o65
o68
2,40 km
Serr
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Cax
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PoçoDoce
N
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BA
Perfil Geológico Esquemático
Figura 2
Figura 3
Q
PA
2
alcal
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10
5
20
60
90
Q
Hol
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a
MA+P
Figura 4
Figura 5
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b 0,06 mm
2500 3000
R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti)
Cálcio-alcalino
00
500 1000 1500 2000
500
1000
1500
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a
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Na
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22
Subalcalino
Alcalino
alc
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c
Figura 6
SiO2
Cálcio-Alcalino Alcalino
80
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60
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502 3 4 5 6 7 8
Peralcalino
b
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Al O +CaO-(K O+Na O)2 3 2 2
1,1
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0,70,7 0,8
Associação alcalinametaluminosa
0,9
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IAG = NK/A
1,0
Figura 7
1
Metaluminoso
Peralcalino
2
1
1,5Al O /CaO+Na O+K O2 3 2 2
AlO
/Na
O+
KO
23
22 Peraluminoso
Figura 8
Al O2 3
1270 72 74
14
16
18
SiO2
70 72 74
CaO
SiO20,1
0,5
0,9
700
0,4
0,8
1,2
1,6
2,0
72 74SiO2
Fe O t2 3
70 72 74
K O2
SiO24
5
6
70 72 74
Na O2
SiO2
5,8
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5,0
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SiO2
Sr
400
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1000
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SiO2
Rb
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5000
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100
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L (MA-99) = amostra mais evoluída1
L' (5%CF, 15%CF) = líquidos diferenciados calculados para1
5 e 15% de cristalização fracionada
L' (15%CF)1
Cumulado:
Pl (An20) = 87,5%Cpx = 9,3%Mgt = 2,6%Zir = 0,6%
Figura 10
La Ce Pr Nd Pm Sm Eu
[4<(La/Sm) <8]N
[1<(Gd/Yb) <2]N
Eu/Eu* = 1,46 - 2,04
Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb
1000
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Roc
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Figura 11
Ba Th Nb Ce Nd Sm Ti TmRb K La Sr P Zr Y Yb.1
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Figura 12
Revista Brasileira de Geociências 30(1):161-164, março de 2000
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MARCOS ANTONIO LEITE DO NASCIMENTO, ALEX FRANCISCO ANTUNES, ANTONIO CARLOS GALINDO,EMANUEL FERRAZ JARDIM DE SÁ AND ZORANO SÉRGIO DE SOUZA
ABSTRACT The Seridó Belt (Borborema Province, NE Brazil) displays a strong imprint of the late Neoproterozoic Brasiliano orogenic cycle.The most important megascopic structures in the Seridó Belt are strike-slip shear zones, coeval with the emplacement of several granitoid bodies.The paper is based on 217 chemical analyses of the granitoid plutons grouped into five different geochemical suites (Shos - Shoshonitic, PKCAlk- Porphyritic K-Calc-Alkaline, EqKCAlk - Equigranular K-Calc-Alkaline, Alk - Alkaline and ChAlk - Charnockitic Alkaline). They aredistinguished by petrographic and textural features, as well as Harker’s and geochemical discriminant diagrams. The Shos is easily distinguishedfrom the others by its low silica content, while the Alk and ChAlk suites have high alkali contents. The PKCAlk and EqKCAlk show similargeochemical behaviour; but they can be separated mainly by petrographic and textural aspects. Field relationships and geochemical affinitiessuggested that the Shos, PKCAlk, EqKCAlk and Alk are approximately coeval, syntectonic plutons, whereas the ChAlk is interpreted as late-to post-tectonic as regards to the Brasiliano orogeny.
Keywords: Seridó Belt, Brasiliano orogeny, plutonism, geochemistry, discriminant diagrams
Departamento de Geologia, UFRN, Caixa Postal 1639, CEP 59.078-970, Natal/RN. – E-mails: [email protected], [email protected],[email protected], emanuel@geologia, ufrn.br, [email protected]
������������One of the most characteristic features of theSeridó Belt is the huge plutonic activity at the end of the BrasilianoCycle (550 ± 50 Ma). This plutonism is represented by a large numberof batholiths, stocks and dikes, widely distributed in the Seridó Belt(Fig. 1) and displaying different petrographic and geochemicalcharacteristics.
Different classification proposals were elaborated at a regionalbasis, encompassing all the Borborema Province. The classical paperof Almeida et al. (1967) subdivided the granitoid rocks, with respectto the Brasiliano orogeny, into four groups: the syntectonic Itaporangaand Conceição types, and the late-tectonic Catingueira and Itapetimtypes. Geochemical classifications of Brasiliano granitoids were putforward by Sial (1986) and Ferreira et al. (1998), among others, whoemphasized the magmatic affinities of these rocks.
In the Seridó Belt, Jardim de Sá et al. (1981) called attention to theemplacement of the granitoid rocks related to different orogenicepisodes, and named the Brasiliano plutons as the G3
granitoids(porphyritic or equigranular, besides late leucogranites and basic-to-intermediate rocks). Jardim de Sá (1994) characterized the “basic-to-intermediate”, “porphyritic” and “leucogranite” suites, besides syn-and post-tectonic alkaline suites, later on described by Galindo (1993),Hollanda (1998), Nascimento (1998), Jardim de Sá et al. (1999) andNascimento (2000).
The present paper aims to synthesize the chemical data presentlyavailable in the region (217 analyses) and to propose a uniformsystematic nomenclature for the Brasiliano-age plutonism in the SeridóBelt.
����� �������������������������������������� The database used for the classification proposal wasselected from a number of the chemical analyses available in theliterature (all references used are listed in Table 1), dealing with theseveral Brasiliano-age plutons. The data were treated, excluding thosewith anomalous values. Samples of doubtful provenance were notconsidered.
This classification was based mainly upon the chemicalcharacteristics of each sample group, as well as on their petrographicaspects and modal compositions. The nomenclature of each group orsuite reflects to its magmatic affinity, identified by discriminantdiagrams. In this work, it was possible to characterize five plutonicsuites in the Seridó Belt, named as follows: Shoshonitic (Shos),Porphyritic K-Calc-Alkaline (PKCAlk); Equigranular K-Calc-Alkaline(EqKCAlk); Alkaline (Alk) and Charnockitic Alkaline (ChAlk). Allthese suites are represented in figure 1.
������������������������� It occurs as isolated plutons(e.g. São João do Sabugi and Quixaba) or closely associated to thePKCAlk Suite (e.g. São José de Espinharas, Totoró and Cardoso). Itcomprises rocks of varied composition, ranging from gabbro/diorite toquartz monzonite, with equigranular or inequigranular fine- tomedium-grained texture (coarser in the gabbroic terms, sometimeswith plagioclase phenocrysts). The latter types also exhibit augite,
diopside and/or hypersthene phenocrystals, which may be transformedto amphibole. In the most differentiated types (diorites and quartzmonzonites), hastingsitic to Fe-edenitic hornblende is the dominantmafic phase, besides biotite. The commonest accessory minerals aresphene, opaque minerals (magnetite and/or ilmenite), zircon andapatite.
The SiO2 contents in the Shos Suite vary between 48 and 60%,corresponding to the least differentiated plutonic rocks studied. TheK2O/Na2O ratio ranges from 0,3 to 1,6 (Table 2). Harker’s diagrams(SiO2 as the differentiation index), show negative correlation forFe2O3t and MgO, and positive for K2O (Fig. 2). Rb, Ba and Zr havetypically incompatible behavior, whereas Sr seems to be a compatibleelement for SiO2 values greater than 55 % wt (Fig. 2). The REE areweakly to moderately fractionated (LaN/YbN=11-70), with positive ornegative Eu anomalies (Table 2).
�������� �����!"�#$�"�$%#$����������!��$%� It iswidely distributed in the Seridó Belt, being represented by isolatedbatholiths or plutons associated to the other suites, especially the Shos.The PKCAlk Suite comprises porphyritic coarse-grained rocks withhigh proportions of K-feldspar phenocrystals. It is the dominant faciesin the majority of the granitoid massifs, like the ones of Acari, Montedas Gameleiras, São José de Espinharas, Serra do Lima-Caraúbas, Bar-celona and Totoró (Fig. 1). Medium-grained varieties, in which the K-feldspar phenocrystals are smaller than 2 cm in length, may also occur.The PKCAlk plutons have mainly a monzogranitic composition,although granodioritic and quartz monzonitic varieties may be found.The mafic phases are biotite, hastingsitic to Fe-edenitic hornblende,while sphene, epidote, allanite, zircon, apatite and magnetite are themain accessory minerals.
The PKCAlk Suite exhibits alkali enrichment (K2O+Na2O³7%), andhas the greatest K2O/Na2O (Table 2). In Harker’s diagrams, Fe2O3t andMgO are negatively correlated against SiO2 (Fig. 2). Both Sr and Bahave compatible behavior, whereas Rb appears to be an incompatibleelement (Fig. 2). Concerning the REE, they are weakly to moderatelyfractionated, with (La/Yb)N ratios between 20 and 80, and alwaysshow moderately to strongly negative Eu anomalies (Table 2).
��� �&��'�#��$#� !"�#$�"�$%#$��� ����� ��&!��$%�Rocks of the EqKCAlk Suite occur as sheets, dikes and sills, isolatedbodies (e.g. Taipu, Dona Inês and Picuí plutons - Fig. 1) or associatedto the PKCAlk Suite (e.g. Acari and São José de Espinharas plutons).This suite is composed principally by fine- to medium-grainedequigranular monzogranites. The main accessory mineral is biotite (±amphibole), besides subordinated amounts of sphene, epidote, opaqueminerals, apatite, zircon, allanite and tourmaline. Some facies of thePicuí (Silva 1993) and Dona Inês plutons (McMurry et al. 1987)contain garnet.
The EqKCAlk Suite shows narrow SiO2 variation (68-76%) andhigh K2O/Na2O ratio (1,1-2,3). Harker’s diagrams (Fig. 2) presentnegative correlation for Fe2O3t, MgO and Na2O. Sr, Ba and Zr showcompatible behavior, and Rb is an incompatible element (Fig. 2).
162 Revista Brasileira de Geociências, Volume 30, 2000
BR ASILIA NO -A GE PLUTO N S OF T HE SERI DÓ BE LT
AngicosSanta Luzia
Taipu
Dona In êsPicuí
Porphyritic K -C a lc -A lkal ine Suite
Prado
TourãoSerra do Lima
Caraúbas
Catolé do Rocha
PombalSerra Jo ão do Vale
São RafaelSão José de Esp in haras
Totoró
AcariCardosoBarcelonaMonte das GameleirasSerrinha
Shoshonitic Suite
São José de Esp in haras
TotoróCardoso
Quixaba
São João do Sabu gi
A lkaline Sui te C harnockiticA lkaline Sui te
UmarizalCaxexaSerra do Algodão/Serra do Boqueirão
Japi
1
2
3
4
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E quigranular K - C alc-A lkaline Sui te
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5°30 ' S
7°00 ' S
37°00' W
36°30' W
P a re l ha s
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A lk
A lk
A lk+C hA lk+P KC A lk+E qK C Alk
P KC A lk+ E qK C A lk P KC A lk+EqK C A lk
C hA lk+PKC Alk+EqK CA lk
PKC Alk+EqK CA lk
C hA lk
A lk
A lk A lk
A lkC hA lk C hA lk
C hAlk +P KC A lk+E qK C Alk
C hA lk+P KC A lk+ E qK C A lk
A lk+ C hAlk+P KC A lk+ E qK C A lk
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500
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100
45 55 65 75 85 45 55 65 75 85 45 55 65 75 85 45 55 65 75 85
Figure 1 - Geological map of the Seridó Belt, emphasizing the Brasiliano magmatic suites (modified after Jardim de Sá 1994). a - Meso to Cenozoic covers;b - Brasiliano alkaline plutons; c - Brasiliano charnockitic alkaline plutons; d - Brasiliano equigranular K-calc-alkaline plutons; e - Brasiliano porphyriticK-calc-alkaline plutons; f - Brasiliano shoshonitic plutons; g - Proterozoic metasupracrustals; h - Paleoproterozoic granitoid plutons; i - Archaean toPaleoproterozoic gneissic-migmatitic basement; j - Brasiliano transcurrent shear zones; k - Brasiliano contractional-transpressive shear zones; l - Brasilianoextensional shear zones; m - Town; n - capital city of state.
Figure 2 - Harker’s diagrams for the Brasiliano-age magmatic suites in the Seridó Belt, using SiO2 as the differentiation index. Legend: ■ Shos = Shoshonitic,� PKCAlk = Porphyritic K-Calc-Alkaline, ▲ EqKCAlk = Equigranular K-Calc-Alkaline, ▼ Alk = Alkaline, ◆ ChAlk = Charnockitic Alkaline.
Revista Brasileira de Geociências, Volume 30, 2000 163
Moderately to strongly negative Eu anomalies (similar to the ones ofPKCAlk Suite) and largest range on the (La/Yb)
N ratios (15-135) are
remarkable features (Table 2). It is difficult to distinguish it fromPKCAlk Suite, although the last one has some samples richer in MgO,Rb, Sr and Zr.
����$%#$����������$%� This suite was recognized in the SãoJosé de Campestre Massif, the eastern domain of the Seridó Belt,comprising the Caxexa, Japi, Serra do Algodão and Serra doBoqueirão plutons (Fig. 1). The Alk Suite is composed by equigranular,fine-grained alkali-feldspar granites, with subordinate quartz-alkali-feldspar syenite. Aegirine-augite and hedenbergite are the main maficminerals, although andradite-rich garnet may be observed in theCaxexa, Serra do Algodão and Serra do Boqueirão plutons. Theplagioclase is pure albite (An
0-5) or slightly enriched in Ca (An
5-9) in
the garnet-bearing rocks. The accessory minerals are sphene, apatite,zircon, allanite and magnetite.
The Alk Suite shows strong enrichment in alkalis, the greatestNa
2O, Sr and Ba contents and the lowest MgO (<0,5%) and Rb/Sr
ratios (Table 2; Fig. 2). Figure 2 demonstrates that Sr and Ba are themost compatible elements. These rocks exhibit the least fractionatedREE patterns, with (La/Yb)
N ratios between 4 and 17, and a strongly
positive Eu anomaly (Table 2).
�����#����%�����$%#$�������� ����$%� Rocks withalkaline affinity also occur in the extreme NW corner of the SeridóBelt, being represented by the Umarizal Pluton, which defines theChAlk Suite. They are composed of medium-grained to inequigranularrocks, with quartz mangeritic to charnockitic composition. Their maficassemblage may include fayalite (Fa
98-Fo
2) or Fe-hypersthene,
hedenbergite, Fe-edenitic hornblende and biotite, besides subordinatedzircon, apatite, allanite, magnetite and ilmenite.
The ChAlk Suite shows high K2O/Na2O and Rb/Sr ratios and Zrcontents (Table 2). Na2O, Fe2O3t, MgO, Ba, Zr and Sr are negativelycorrelated against SiO2 (Fig. 2). The REE are fractionated in the samerange as found in the PKCAlk and EqKCAlk suites, but the ChAlk isdistinguished for having either negative or positive Eu anomalies(Table 2).
����� ���������������������������������The plutonic suites were plotted in some discriminant diagrams fordistinguishing their major geochemical affinities (Fig. 3). With respectto the Shand’s index, the Shos Suite is metaluminous, and the othersones are meta to peraluminous (Fig. 3a), all of them with A/CNK ratioless than 1.2 (Table 2). The suites are transitional between the sub-alkaline and alkaline series, except for the one (Alk) which clearlypresents an alkaline affinity (Figs. 3b, c, d). The ChAlk Suite showsgeochemical characteristics transitional between the Alk and PKCAlkones, approximately following the monzonitic differentiation trend(Figs. 3b, c).
���������� ��� ��������� �� ��!� Thechemical and petrographic comparisons of the Brasiliano-age plutonicrocks allowed the individualization of five main suites: Shoshonitic,Porphyritic K-Calc-Alkaline, Equigranular K-Calc-Alkaline, Alkalineand Charnockitic Alkaline. Shos and Alk suites are easily separatedfrom the others. The ChAlk Suite can be distinguished from the othersin some diagrams. The major difficulty stands in the distinctionbetween PKCAlk and EqKCAlk suites, once they are chemically verysimilar. However, petrographic and field aspects should be used todistinguish themselves.
A number of studies in different areas point to a complexgeochemical and relative chronology of the Brasiliano-age magmaticsuites in the Seridó Belt. Even though representing different parentalmagmas and sources, frequent magma mingling and mixing featuresare displayed between the Shos and PKCAlk suites, which are broadlycontemporaneous across the region. The Alk Suite displays magmaticand tectonic fabrics of syntectonic intrusions, whereas the ChAlk Suiteclearly crosscuts the Brasiliano-age regional structures and does notreveal any evidence of ductile deformation, which suggest its late- topost-tectonic emplacement.
According to Jardim de Sá (1994), the outstanding structuralcontrol of the plutons by the Brasiliano shear zone network suggeststhat these structures were deeply rooted, tapping different sources atmantle and lower to middle crustal depths. The sub-alkaline affinitycommonly displayed by these igneous suites may be ultimately relatedto an anomalous and old, enriched lithospheric mantle source directlyinvolved in the petrogenesis of the Shos and the alkaline suites. Thismantle signature was transferred to the lower crust probably during thePaleoproterozoic tectonomagmatic evolution, and thus explains thesub-alkaline affinity of the crustal-derived Brasiliano granitoids likePKCAlk and EqKCAlk.
������������� To CNPq for the financial support throughscholarships and grants, and to two anonymous referees of RBG forthe review of the manuscript.
SUITES (NUMBER OF ANALYSES) STUDIED PLUTONS SOURCE
Shoshonitic (57) São João do Sabugi; Totoró; Acari;Q i b
Jardim de Sá (1994), Galindo (1993).
Porphyritic K-Calc-Alkaline (87) Acari; Totoró; Barcelona; Montedas Gameleiras; Patu-Caraúbas.
Galindo (1982, 1993), Jardim de Sá(1994).
Equigranular K-Calc-Alkaline (17) Dona Inês; Picuí; Acari; Monte dasGameleiras.
McMurry et al. (1987), Silva (1993),Galindo (1982), Jardim de Sá (1994).
Alkaline (45) Caxexa; Japi; Serra do Algodão;Serra do Boqueirão.
R.S.C. Nascimento (1998), Hollanda(1998), M.A.L. Nascimento (2000).
Charnockitic Alkaline (11) Umarizal. Galindo (1993).
Table 1 - Bibliographical sources used to characterize the Brasiliano magmatic suites in the Seridó Belt, with a total of 217 chemical analyses (amounts betweenparentheses).
Suites Shoshonitic
(Shos)
Porphyritic K-Calk-Alkaline
(PKCAlk)
EquigranularK-Calk-Alkaline
(EqKCAlk)
Alkaline
(Alk)
CharnockiticAlkaline(ChAlk)
SiO2 47,5 - 60,4 61,8 - 76,6 67,7 - 75,5 66,6 - 76,9 63,6 - 69,4K2O/Na2O 0,30 - 1,57 0,85 - 2,14 1,13 - 2,25 0,69 - 1,50 1,36 - 1,96K2O+Na2O 4,35 - 8,98 7,24 - 9,49 8,11 - 9,66 8,03 - 11,23 8,62 - 10,36Rb/Sr 0,03 - 0,40 0,12 - 2,40 0,32 - 1,81 0,01 - 0,30 0,41 - 1,13Maficphases
Opx, Cpx,Amph, Bio
Bio,Amph, Sph
Bio,Garn, Amph
Cpx, Garn,Sph, Amph
Fay, Opx, CpxAmph, Bio
A/CNK 0,55 - 1,04 0,83 - 1,10 0,95 - 1,12 0,86 - 1,09 0,88 - 1,02A/NK 1,18 - 2,52 1,15 - 1,51 1,19 - 1,41 0,89 - 1,19 1,13 - 1,27(La/Yb)N 11 - 70 20 - 80 15 - 135 4 - 17 12 - 62Eu/Eu* 0,64 - 1,20 0,33 - 0,77 0,37 - 0,72 1,46 - 2,91 0,52 - 1,21Zr (ppm) 155 - 1000 143 - 397 109 - 330 11 - 230 337 - 962
Table 2 - Comparative chemical parameters of the Brasiliano magmatic suitesin the Seridó Belt. Opx = Orthopyroxene; Cpx = Clinopyroxene; Amph =Amphibole; Bio = Biotite; Garn = Garnet; Sph = Sphene; Fay = Fayalite. Eu/Eu* = europium anomaly = EuN/[(SmN + GdN)/2]. REE normalized accordingto the chondritic values of Evensen et al. (1978).
164 Revista Brasileira de Geociências, Volume 30, 2000
Figure 3 - Geochemical diagrams for the Brasiliano-age magmatic suites in the Seridó Belt. (a) Shand’s index (Maniar and Piccoli 1989). (b) Total alkalis vs.SiO2 with the monzonitic (mz) and alkaline (alk) trends represented (Lameyre 1987). (c) R1-R2 cationic plot (De La Roche et al. 1980). (d) Alkalinity index(Wright 1969). Symbols as in figure 2.
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Contribution IGC-178Received March 9, 2000
Accepted for publication May 1, 2000
References
TEATRO DOS VAMPIROS (Dado Villa-Lobos, Renato Russo e Marcelo Bonfá)
retirado do albúm V da Legião Urbana de 1991
Sempre precisei de um pouco de atenção Acho que não sei quem sou
Só sei do que não gosto E destes dias tão estranhos
Fica a poeira se escondendo pelos cantos Este é o nosso mundo
O que é demais nunca é o bastante A primeira vez é sempre a última chance
Ninguém vê onde chegamos Os assassinos estão livres, nós não estamos Vamos sair, mas não temos mais dinheiro
Os meus amigos todos estão procurando emprego Voltamos a viver como há dez anos atrás
E a cada hora que passa Envelhecemos dez semanas
Vamos lá, tudo bem, eu só quero me divertir Esquecer dessa noite, ter um lugar legal p’ra ir
Já entregamos o alvo e a artilharia Comparamos nossas vidas
E esperamos que um dia nossas vidas possam se encontrar Quando me vi tendo de viver comigo apenas e com o mundo
Você veio como um sonho bom E me assustei
Não sou perfeito Eu não esqueço
A riqueza que nós temos ninguém consegue perceber E de pensar nisso tudo eu, homem feito
Tive medo e não consegui dormir Vamos sair, mas não temos mais dinheiro
Os meus amigos todos estão procurando emprego Voltamos a viver como há dez anos atrás
E a cada hora que passa Envelhecemos dez semanas
Vamos lá, tudo bem, eu só quero me divertir Esquecer dessa noite, ter um lugar legal p’ra ir
Já entregamos o alvo e a artilharia Comparamos nossas vidas
E mesmo assim, não tenho pena de ninguém
(Pense bem, esta canção poderia ter sido escrita por um geólogo no final do seu trabalho)
CORPO DE LAMA (Chico Science, Jorde Du Peixe, Dengue, Lúcia Maia e Gira)
Trecho retirado do albúm Afrociberdelia de Chico Science & Nação Zumbi de 1996
Deixar que os fatos sejam fatos naturalmente, sem que sejam forjados para acontecer.
Deixar que os olhos vejam pequenos detalhes lentamente. Deixar que as coisas que lhe circundam estejam inertes
como móveis inofensivos pra lhe servir quando for preciso e nunca lhe causar danos morais, físicos ou psicológicos.