Caracterização Geológica, Geoquímica E

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

CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLÓGICA DA SUÍTE PLUTÔNICA NEOPROTEROZÓICA DA REGIÃO DE SERRINHA, PORÇÃO CENTRO-LESTE DO MACIÇO SÃO JOSÉ DE CAMPESTRE, SUDESTE DO RN

Autor: LUIZ GUSTAVO DA SILVEIRA DIAS

Orientador: PROF. DR. ANTONIO CARLOS GALINDO

Co-Orientador: PROF. DR. ZORANO SÉRGIO DE SOUZA

Dissertação N°57/PPGG

Natal-RN, Agosto de 2006 UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLÓGICA DA SUÍTE PLUTÔNICA NEOPROTEROZÓICA DA REGIÃO DE SERRINHA, PORÇÃO CENTRO-LESTE DO MACIÇO SÃO JOSÉ DE CAMPESTRE, SUDESTE DO RN

Autor: LUIZ GUSTAVO DA SILVEIRA DIAS

Comissão Examinadora: Prof. Dr. ANTONIO CARLOS GALINDO (PPGG/UFRN - Orientador) Prof. Dr. FERNANDO CÉSAR ALVES DA SILVA (PPGG/UFRN) Prof. Dr. ELTON LUIZ DANTAS (IG/UnB)

Dissertação de Mestrado apresentada em 31 de agosto de 2006, para obtenção do título de Mestre em Geodinâmica pelo Programa de Pós- Graduação em Geodinâmica e Geofísica da UFRN.

Natal-RN, Agosto de 2006. i

A suíte plutônica da região de Serrinha, localizada no extremo nordeste da Província Borborema (NE do Brasil), caracteriza-se por um volumoso e diversificado magmatismo de idade neoproterozóica, intrusivo no substrato gnáissico-migmatítico, de idade arqueana a paleoproterozóica, do Maciço São José de Campestre. Relações de campo, dados petrográficos e geoquímicos permitiram individualizar os diferentes tipos litológicos desta suíte plutônica, que são representados por encraves intermediários a máficos, rochas dioríticas porfiríticas, granitóides porfiríticos, granodioritos porfiríticos, granitos microporfiríticos e diques/sheets micrograníticos. Os encraves intermediários a máficos ocorrem, principalmente, associados aos granitóides porfiríticos, exibindo feições de mistura. Os dioritos porfiríticos ocorrem como corpos isolados, associados com encraves intermediários a máficos, e localmente como encraves nos granitos porfiríticos. Os granodioritos representam um fácies típico de mistura entre um magma intermediário a máfico, diorítico, e outro ácido, granitico. Os granitos microporfiríticos apresentam-se como pequenos corpos isolados, geralmente deformados. Os diques e sheets micrograníticos são tardios na seqüência magmática da área estudada, com relações intrusivas nas demais unidades magmáticas. Uma idada U-Pb em zircão de 576 + 3 Ma foi obtida para o Granito Serrinha, que ocorre controlado por uma zona de cisalhamento de direção geral E-W (Zona de Cisalhamento Rio Jacu). Tendo em vista o caráter sintectônico desse plúton, essa idade marca a sua colocação e o pico da deformação D3 associada. Este evento é responsável pela atual arquitetura estrutural da área mapeada, com geração da tectônica transcorrente/distensional impressa nas zonas de cisalhamento que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Os granitóides porfiríticos apresentam composição predominantemente monzogranítica, apresentando características transicionais entre peraluminosos e metaluminosos, tipicamente de afinidade subalcalina - cálcio-alcalina de alto K. Os encraves intermediários a máficos variam de quartzo dioritos a tonalitos/granodioritos, com textura fanerítica fina a média. São rochas metaluminosas de afinidade shoshonítica. As rochas dioríticas porfiríticas são principalmente quartzo monzodioritos, com textura inequigranular porfirítica, com predomínio de fenocristais de plagioclásio ii imersos numa matriz composta por biotita e piroxênios. São rochas metaluminosas, de afinidade subalcalina máfica. Os granitos microporfiríticos são essencialmente monzogranitos de textura fina a média, inequigranular, e os diques e sheets micrograníticos apresentam composição variando de monzogranitos a sienogranitos, com textura fina, equigranular. Apesar da pouca quantidade de dados, essas rochas apresentam características de afinidade geoquímica com a série cálcio-alcalina de alto K. O diversificado magmatismo ocorrendo em uma superfície relativamente pequena, associado a zonas de cisalhamento, apontam dimensões litosféricas para essas estruturas, com extração de magmas a partir de diferentes níveis da crosta e do manto superior. As características geológicas, geoquímicas e geocronológicas da suíte plutônica Neoproterozóica da região de Serrinha sugerem um contexto geodinâmico pós-colisional para a colocação dos corpos estudados ao final da orogênese Neoproterozóica. Dados termobarométricos apontam condições P-T da ordem de 5-6 kbar (AlT-anfibólio) e 730-740°C (plagioclásio-anfibólio) para a colocação dos granitóides porfiríticos e encraves intermediários a máficos associados. iii

The of Serrinha plutonic suite, northeastern portion of the Borborema Province (NE Brazil), is characterized by a voluminous and diversified magmatism of Neoproterozoic age, intrusive in the Archean to Paleoproterozoic gneissic-migmatitic basement of the São José de Campestre massif. Field relations and petrographic and geochemical data allowed us to individualize different lithologic types among this plutonic suite, which is represented by intermediate to mafic enclaves, porphyritic diorites, porphyritic granitoids, porphyritic granodiorites, microporphyritic granites and dykes/sheets of microgranite. The intermediate-to-mafic enclaves occur associated with porphyritic granitoids, showing mixture textures. The porphyrytic diorites occur as isolated bodies, generally associated with intermediate-to- mafic enclaves and locally as enclaves within porphyritic granites. The granodiorites represent mixing between an intermediate to mafic magma with an acidic one. The micropophyritic granites occur as isolated small bodies, generally deformed, while the microgranite dykes/sheets crosscut all the previous granitoids. A U-Pb zircon age of 576 + 3 Ma was obtained for the Serrinha granite. This age is interpreted as age of the peak of the regional ductile deformational event (D3) and of the associated the E-W Rio Jacu shear zone, which control the emplacement of the Neoproterozoic syntectonic plutons. The porphyrytic granitoids show monzogranitic composition, transitional between peraluminous and metaluminous types, typically of the high potassium subalkaline-calc- alkaline series. The intermediate-to-mafic enclaves present vary from quartz diorite to tonalite/granodiorite, with metaluminous, shoshonitic affinity. The diorites are generally quartz-monzodiorite in composition, with metaluminous, subalkaline affinity. They display coarse-grained, inequigranular, porphyrytic texture, with predominance of plagioclase phenocrystals immersed in a matrix composed of biotite and pyroxenes. The microporphyrytic granites are essentially monzogranites of fine- to medium-grained texture, whereas microgranite dikes/sheets varying from monzogranites to syenogranites, with fine to media texture, equigranular. iv The diversified magmatism occurring at a relatively small surface associated with shear zones, suggests lithospheric dimensions for such structures, with magma extractions from different depths within the lower crust and upper mantle. The geological, geochemical and geochronological characteristics of the Serrinha plutonic suite suggest a pos-collisional geodynamic context for the Neoproterozoic magmatism. Thermobarometric data show emplacement conditions in the range 5-6 kbar (AlT- amphibole) and 730-740°C (plagioclase-amphibole) for the porphyrytic granitoids (Serrinha body) and the intermediate-to-mafic enclaves. v

Desejo expressar minha gratidão a todos àqueles que generosamente se propuseram a compartilhar e ajudar nessa nossa caminhada rumo ao eterno aprendizado. Gostaria de agradecer inicialmente aos meus familiares, em especial aos meus pais, que tudo fizeram e tem feito, para que eu possa progredir e melhorar cada vez mais. Vocês sempre foram e sempre serão o meu embasamento!! A Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) e ao Departamento de Geologia (DG-UFRN) por toda infra-estrutura. A CAPES pelo apoio financeiro e, em especial, ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG-UFRN) por todo o apoio necessário ao desenvolvimento deste trabalho. Agradeço aos professores do PPGG, especialmente ao Prof. Dr. Antonio Carlos Galindo (Orientador), por todos os ensinamentos valiosos e pela sua dedicação. E ao Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza (Co-Orientador) pelo incentivo e encorajamento na realização deste trabalho. Estendo meus agradecimentos ao Prof. Dr. Fernando César Alves da Silva, pelo apoio e discussões/contribuições ao longo do nosso trabalho, bem como ao Prof. Dr. Jaziel Martins Sá, pelos bons ensinamentos. Deixo aqui meus agradecimentos ao Prof. Dr. Elton Luiz Dantas, em nome do Laboratório de Geocronologia do IG-UnB, pela obtenção dos dados geocronológicos utilizados nessa dissertação. Não poderia deixar de agradecer a todos os amigos que me ajudaram, de diversas formas, a subir mais um degrau, abdicando de parte do tempo para me ajudar a realizar esse sonho. Finalmente, agradeço a Patrícia R. C. Costa, por todo o incentivo e ajuda, nessa árdua, porém apaixonante tarefa que é o aprendizado geológico. Obrigado por tudo!! Resumo...... Abstract...... ii Agradecimentos...... v

Capítulo 1 - Introdução...... 01

1.1 - Apresentação...... 01 1.2 - Justificativas e Objetivos...... 01 1.3 - Localização da Área...... 02 1.4 - Métodos de Trabalho...... 05 1.4.1 - Etapa Inicial...... 05 1.4.2 - Etapa de Campo...... 05 1.4.3 - Etapa de Laboratório...... 06 1.4.4 - Etapa Final...... 06

Capítulo 2 - Contexto Geológico Regional...... 07

2.1 - A Província Borborema (PB)...... 07 2.2 - O Domínio Seridó...... 11 2.2.1 - A Faixa Seridó...... 12 2.2.2 - O Maciço Rio Piranhas...... 13 2.2.3 - O Maciço São José de Campestre...... 15 2.3 - O Magmatismo Neoproterozóico na PB...... 18 2.3.1 - Suíte Básica a Intermediária...... 19 2.3.2 - Suíte Porfirítica...... 21 2.3.3 - Suíte Leucogranítica...... 22 2.3.4 - Suíte Alcalina...... 22 2.4 - Síntese Geocronológica do Magmatismo Neoproterozóico...... 23

Capítulo 3 - Mapeamento Geológico e Litoestratigrafia...... 27

3.1 - Introdução...... 27 3.2 - Relações Estratigráficas entre as Unidades Mapeadas...... 27 3.3 - Substrato Gnáissico-Migmatítico...... 30 3.3.1 - Gnaisses Arqueanos...... 30 3.3.2 - Gnaisses Paleoproterozóicos...... 30 3.4 - Suíte Plutônica Neoproterozóica...... 33 3.4.1 - Encraves Intermediários a Máficos...... 33 3.4.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas...... 34 3.4.3 - Granitóides Porfiríticos...... 36 3.4.4 - Granitos Microporfiríticos...... 40 3.4.5 - Diques e Sheets Leucograníticos...... 41 Capítulo 4 - Geologia Estrutural...... 43

4.1 - Introdução...... 43 4.2 - Eventos Deformacionais Pré-Alojamento da Suíte Plutônica...... 43

4.2.1 - Evento Dn...... 43

4.2.2 - Evento D1...... 44

4.2.3 - Evento D2...... 45

4.3 - O Evento Deformacional D3...... 47

4.4 - Cinemática das Zonas de Cisalhamento D3...... 52 4.4.1 - Setor 1 - Zona de Cisalhamento São José de Campestre...... 52 4.4.2 - Setor 2 - Extremidades NW e SE do Plúton Serrinha...... 52 4.4.3 - Setor 3 - Zona de Cisalhamento Rio Jacu...... 54 4.4.4- Setor 4 - Extremidades do Plúton Poço Verde...... 56 4.5 – Modelo Cinemático de Alojamento do Plúton Serrinha...... 57

Capítulo 5 – Geocronologia do Plúton Serrinha...... 60

5.1 - Introdução...... 60 5.2 - Procedimentos Analíticos...... 60 5.3 - A idade do Plúton Serrinha...... 61 5.4 - Discussões...... 62

Capítulo 6 - Aspectos Petrográficos e Microtexturais...... 64

6.1 - Introdução...... 64 6.2 - Nomenclatura da Suíte Plutônica...... 64 6.2.1 - Encraves Intermediários a Máficos...... 65 6.2.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas...... 67 6.2.3 - Granitóides Porfiríticos...... 69 6.2.4 - Granitos Microporfiríticos...... 72 6.2.5 - Diques e Sheets Micrograníticos...... 73 6.3 - Descrição Petrográfica e Microtextural...... 75 6.3.1 - Encraves Intermediários a Máficos...... 75 6.3.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas...... 77 6.3.3 - Granitóides Porfiríticos...... 81 6.3.4 - Granitos Microporfiríticos...... 84 6.3.5 - Diques e Sheets Micrograníticos...... 87 6.4 - Seqüência de Cristalização...... 89 6.5 - Considerações Petrogenéticas Preliminares...... 93

Capítulo 7 - Química Mineral e Condições de Cristalização...... 94

7.1 - Introdução...... 94 7.2 - Anfibólios...... 94 7.3 - Piroxênios...... 99 7.4 - Biotitas...... 102 7.5 - Plagioclásios...... 108 7.6 - Condições de Cristalização...... 114 7.6.1 - Geobarometria...... 114 7.6.2 - Geotermometria...... 116

7.6.3 - Fugacidade de Oxigênio (fO2)...... 119

Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica...... 122

8.1 - Introdução...... 122 8.2 - Caracterização Química com base em Diagramas de Variação...... 123 8.3 - Definição de Séries Magmáticas...... 132 8.3.1 - Saturação em Alumínio...... 132 8.3.2 - Diagramas Discriminantes de Séries Magmáticas...... 135 8.4 - Comportamento dos Elementos Terras Raras e Diagramas Multielementares...... 139 8.4.1 - Geoquímica de Elementos Terras Raras (ETR)...... 139 8.4.2 - Diagramas Multielementares...... 145 8.5 - Tipologia da suíte plutônica de Serrinha...... 150 8.6 - Diagramas Discriminantes de Ambientes Tectônicos...... 151 8.7 - Considerações Petrogenéticas...... 156

Capítulo 9 - Considerações Finais...... 158

Referências Bibliográficas...... 162

Anexos

Anexo 01 - Mapa de Pontos Anexo 02 - Mapa Geológico Capítulo 1 - Introdução

Figura 1.1 - Mapa de localização da região estudada, situada na porção sudeste do Estado do Rio Grande do Norte...... 03 Figura 1.2 - Detalhe das folhas topográficas onde a área de estudo encontra-se inserida, com destaque para as principais vias de acesso da região...... 04

Capítulo 2 - Contexto Geológico Regional

Figura 2.1 - Reconstrução pré-deriva mesozóica de parte dos continentes africano e sul-americano, com ênfase nos grandes lineamentos dúcteis continentais, onde neste contexto paleogeográfico a Província Borborema (retângulo vermelho) mostra uma nítida continuidade com as faixas orogênicas do continente africano...... 09 Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando o arcabouço tectono-estratigráfico da Província Borborema...... 10 Figura 2.3 - Mapa geológico simplificado do Domínio Seridó, com destaque para as zonas de cisalhamento que particionam a região em diferentes blocos, bem como as diferentes suítes plutônicas neoproterozóicas... 11 Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado do Maciço São José de Campestre, com detalhe da área estudada na presente dissertação...... 17 Tabela 2.1 - Correlação entre as principais classificações para o magmatismo neoproterozóico da Província Borborema...... 20 Tabela 2.2 - Integração de dados geocronológicos para o magmatismo neoproterozóico do Domínio Seridó (Província Borborema)...... 26

Capítulo 3 - Mapeamento Geológico e Litoestratigrafia

Figura 3.1 - Mapa geológico simplificado da região estudada...... 29 Foto 3.1 - Aspecto geral dos gnaisses bandados apresentando faixas claras de composição granítica/granodiorítica, enriquecidas em quartzo e feldspatos, e faixas escuras de composição tonalítica, enriquecidas em biotita e anfibólio...... 32 Foto 3.2 - Feição de campo dos gnaisses bandados, fortemente milonitizados, de composição granodiorítica, com injeções pegmatíticas. Notar mobilizado pegmatítico interdigitando-se ao gnaisse granodiorítico gerando um bandamento gnáissico pronunciado...... 32 Foto 3.3 - Gnaisse milonitizado, com dobras sin-miloníticas D3 em veio pegmatítico...... 32 Foto 3.4 - Gnaisse bandado, fortemente migmatizado, marcado por uma estruturação aleatória, possivelmente formada durante a intrusão dos plútons granitóides...... 32 Foto 3.5 - Gnaisse tonalítico/quartzo diorítico apresentando bandamento pronunciado e processo de fusão avançado, gerando gnaisses quartzo-feldspáticos...... 32 Foto 3.6 – Detalhe da fusão in situ de gnaisses tonalítico/quartzo diorítico (melanossoma), gerando gnaisses quartzo-feldspáticos (leucossoma)...... 32 Foto 3.7 - Aspecto geral dos encraves dioríticos associados aos granitóides porfiríticos...... 35 Foto 3.8 - Contato interdigitado entre o magma granítico (ácido) e diorítico (básico), indicando alto contraste de viscosidade...... 35 Foto 3.9 - Interação entre o magma granítico (ácido) e diorítico (básico), onde observa-se estrutura de fluxo dobrada, indicando alto contraste de viscosidade...... 35 Foto 3.10 - Encraves dioríticos, em forma de pequenas bolhas ou glóbulos, associados a um mega-encrave quartzo diorítico...... 35 Foto 3.11 - Diques sin-magmáticos de dioritos em granitóides porfiríticos...... 35 Foto 3.12 - Detalhe de um dique sin-magmático englobando granodioritos porfiríticos...... 35 Foto 3.13 - Diorito porfirítico Poço Verde apresentando clot máfico e finas vênulas de quartzo...... 37 Foto 3.14 - Diorito porfirítico Poço Verde apresentando encrave diorítico microgranular com fenocristais de plagioclásico imersos nos encraves, denotando processo de mistura mecânica de magmas...... 37 Foto 3.15 - Porção de borda do diorito porfirítico Poço Verde apresentando encrave diorítico microgranular com forma elipsoidal...... 37 Foto 3.16 - Diques leucograníticos e pegmatíticos truncando a trama principal (NE-SW) das rochas dioríticas porfiríticas, e dobrados segundo essa estruturação...... 37 Foto 3.17 - Encraves de rochas dioríticas (tipo Poço Verde) em granitóide porfirítico...... 37 Foto 3.18 - Aspecto de campo dos corpos dioríticos porfiríticos ao oeste do Plúton Poço Verde, os quais apresentam textura média e ocorrem com abundantes cristais de biotita e piroxênios...... 37 Foto 3.19 - Aspecto textural do granitóide porfirítico de Serrinha, onde observa-se o caráter porfirítico bem marcado pelos fenocristais de feldspato potássico...... 39 Foto 3.20 - Aspecto de campo dos granitóides porfiríticos que afloram na transição entre o Plúton Serrinha e o Batólito de M. das Gameleiras...... 39 Foto 3.21 - Aspecto de campo dos granitóides porfiríticos que afloram na transição entre o Plúton Serrinha e o Batólito de M. das Gameleiras, onde observa-se a textura grossa dessas rochas, marcada por pórfiros centimétricos de K-feldspato...... 39 Foto 3.22 - Fenocristais centimétricos de feldspato potássico, orientados segundo o trend geral da Zona de Cisalhamento São José de Campestre...... 39 Foto 3.23 - Textura típica inequigranular porfirítica, marcada por fenocristal euédrico de feldspato potássico imerso na matriz da rocha...... 39 Foto 3.24 - Aspecto de campo dos granodioritos porfiríticos, onde estes ocorrem, invariavelmente, associados aos encraves intermediários a máficos...... 39 Foto 3.25 - Texturas de zonação, marcadas por orlas claras (albíticas) contornando os pórfiros de feldspato potássico...... 40 Foto 3.26 - Encrave diorítico em granitóide porfirítico, onde se observa processo de mistura mecânica de magmas, marcado pela presença de fenocristais de feldspato potássico imersos na matriz diorítica...... 40 Foto 3.27 – Aspecto de campo dos granodioritos porfiríticos, onde observa-se pórfiros de feldspato potássico disseminados em uma matriz escura (diorítica), denotando processo de mistura do tipo mixing...... 40 Foto 3.28 - Relação de campo observada para os granitos porfiríticos e os granodioritos porfiríticos, onde observa-se contatos interdigitados entre o magma granítico e diorítico, gerando uma mistura tipo mixing e dando origem aos tipos granodioríticos...... 40 Foto 3.29 - Aspecto de campo dos granitos microporfiríticos, onde observa-se a presença de microfenocristais de feldspato potássico, denotando o aspecto porfirítico fino dessas rochas, além de cristais de biotita fortemente alinhados, marcando uma foliação na rocha...... 42 Foto 3.30 - Dique microgranítico de coloração cinza e espessura métrica, intrusivo em gnaisses arqueanos... 42 Foto 3.31 - Diques leucograníticos de espessuras centimétricas, intrusivos em augen gnaisses paleoproterozóicos...... 42 Foto 3.32 - Dique leucogranítico com xenólito de gnaisse bandado...... 42

Capítulo 4 - Geologia Estrutural

Foto 4.1 - Dobra recumbente em gnaisse arqueano, evidenciando a estruturação planar de baixo ângulo, comumente observada nessas rochas (Evento Dn?). A ilustração abaixo mostra a geometria do dobramento, B com detalhe para a lineação de estiramento e eixo de dobra LX ...... 44 Foto 4.2 - Gnaisse bandado paleoproterozóico expondo mesodobramento isoclinal, evidenciando a paralelização entre as tramas S1 e S2...... 46 Foto 4.3 - Desenvolvimento de dobras isoclinais intrafoliais D2 em ortognaisses bandados...... 46 Foto 4.4 - Mesodobramento aberto afetando a trama S1+S2, com desenvolvimento de foliação de plano axial S3...... 47 Foto 4.5 - Gnaisses bandados apresentando dobras inversas, características da deformação D3, com plano axial inclinado para NW...... 48 Foto 4.6 - Padrão de interferência coaxial, evidenciando o retrabalhamento da trama S1//S2 durante o Evento D3...... 48 Foto 4.7 - Detalhe de um corte transversal (em planta) de uma dobra em bainha...... 49 Foto 4.8 - Ortognaisse bandado apresentando bandas de cisalhamento conjugadas, sendo sinistrógira as com direção NE-SW e dextrógira as com direção NNW-SSE...... 50 Foto 4.9 - Junta de distensão preenchida por quartzo, com direção aproximadamente N-S...... 50 Foto 4.10 – Desenvolvimento de dobras nos planos de cisalhamento C3’, mostrando o caráter dúctil desse evento no final do Neoproterozóico e início do Cambriano...... 51 Foto 4.11 - Shear bands apresentando preenchimento por mobilizados anatéxicos no embasamento indicando regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons neoproterozóicos...... 51 Figura 4.1 – Modelo esquemático mostrando a arquitetura estrutural das zonas de cisalhamento transcorrentes/distensionais que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos da região estudada. Observar subdivisão em setores, usados na caracterização estrutural, e respectivos estereogramas (Schmidt, hemisfério inferior) das estruturas analisadas...... 53 x Foto 4.12 - Lineação de estiramento mineral L3 , com suave caimento para NE, marcada pelo estiramento de quartzo em dioritos...... 55 Foto 4.13 - Porfiroclasto de feldspato potássico, do tipo V, indicando cinemática transcorrente dextrógira...... 55 Foto 4.14 - Cisalhamento C3, marcado por milonítica, onde observa-se a cinemática dextrógira evidenciada pela inflexão da foliação magmática da rocha...... 55 Foto 4.15 - Veio leucogranítico sigmoidal, indicando cinemática transcorrente dextrógira...... 55 Foto 4.16 - Encrave diorítico sigmoidal, indicando cinemática dextrógira...... 55 x Foto 4.17 - Lineação de estiramento mineral L3 , com caimento forte (downdip) para NNW...... 55 x Foto 4.18 - Lineação de estiramento mineral L3 , com caimento forte para NNE, marcada pelo estiramento de quartzo e feldspatos...... 57 Foto 4.19 – Foto em perfil mostrando porfiroclasto de feldspato potássico apresentando caudas assimétricas, indicando cinemática distensional para esta porção da Z.C. Rio Jacu...... 57 x Foto 4.20 - Lineação de estiramento mineral L3 , marcada pelo forte estiramento de quartzo e feldspato, no x substrato gnáissico-migmatítico. L3 apresenta caimento forte para NW...... 57 Foto 4.21 - Assimetria de pórfiros de plagioclásio, fortemente estirados, com desenvolvimento de caudas de recristalização indicando movimentação normal com topo para NW...... 57 Figura 4.2 - Modelo cinemático de alojamento proposto para a colocação do Plúton Serrinha...... 59

Capítulo 5 - Geocronologia do Plúton Serrinha

Tabela 5.1 - Dados analíticos/isotópicos de determinações U/Pb em zircões do granitóide porfirítico de Serrinha (amostra ES300)...... 63 Figura 5.1 - Diagrama U-Pb para o Plúton Serrinha (Amostra ES-300). Regressão em vermelho utilizando todas as frações analisadas...... 63 Figura 5.2 - Diagrama concórdia U-Pb em zircão do Plúton Serrinha, utilizando as frações ES-300-E2, E11 e E14. Na regressão em vermelho o intercepto inferior foi forçado para a origem...... 63

Capítulo 6 - Aspectos Petrográficos e Microtexturais

Figura 6.1 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os encraves intermediários a máficos...... 65 Tabela 6.1 - Composição modal representativa dos encraves intermediários a máficos...... 66 Figura 6.2 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas dioríticas porfiríticas...... 67 Tabela 6.2 - Composição modal representativa das rochas dioríticas porfiríticas...... 68 Figura 6.3 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas granitóides porfiríticas...... 69 Tabela 6.3 - Composição modal representativa das rochas granitóides porfiríticas...... 70 Tabela 6.4 - Composição modal representativa dos granitos microporfiríticos...... 72 Figura 6.4 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os granitos microporfiríticos...... 73 Tabela 6.5 - Composição modal representativa dos diques e sheets micrograníticos...... 74 Figura 6.5 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os diques e sheets micrograníticos...... 74 Fotomicrografia 6.1 - Cristal de plagioclásio (Pl) zonado, fortemente saussuritizado. Encraves Intermediárias a Máficas...... 78 Fotomicrografia 6.2 - Aspecto geral dos cristais de anfibólio (Hbll), apresentando inclusões de opaco (Op), biotita (Bt) e apatita (Ap). Encraves Intermediárias a Máficas...... 78 Fotomicrografia 6.3 - Processo de esfenitização de opacos (Op) onde observa-se cristais de opacos II (OpII), xenomórficos, rodeados por titanita II (TitII). Encraves Intermediárias a Máficas...... 78 Fotomicrografia 6.4 - Cristal de epídoto (Ep) subédrico incluso em biotita (Bt). Encraves Intermediárias a Máficas...... 78 Fotomicrografia 6.5 - Fenocristal de clinopiroxênio (Cpx) apresentando núcleo alterado. Observa-se também cristal de ortopiroxênio (Opx) que difere-se do cristal de Cpx pela sua menor birrefringência. Rochas Dioríticas Porfiríticas...... 78 Fotomicrografia 6.6 - Aspecto geral da mineralogia máfica dominante nas rochas dioríticas porfiríticas, onde observa-se cristais de biotita (Bt) associados a opacos (Op), bem como cristais de clinopiroxênio (Cpx) se transformando para anfibólio (Anf). Rochas Dioríticas Porfiríticas...... 78 Fotomicrografia 6.7 - Aspecto geral dos fenocristais de plagioclásio das rochas dioríticas porfiríticas. Observa-se vários indícios de deformação tanto em baixa temperatura como em alta temperatura, evidenciado por fraturas intra e intergranulares nos plagioclásios (Pl I e Pl II), extinção ondulante em grãos de quartzo (Qtz) e plagioclásio (Pl II), geminação mecânica em plagioclásio (Pl II) e recristalização de quartzo e plagioclásio (Pl III)...... 80 Fotomicrografia 6.8 - Fenocristal de feldspato potássico (Kf) exibindo geminação simples segundo a lei de Carslbad conjugada às geminações da Albita e do Periclínio em padrão xadrez. Exsoluções pertíticas em filetes também podem ser visualizadas. Granitóides Porfiríticos...... 83 Fotomicrografia 6.9 - Cristais de plagioclásio (Pl I) inclusos em fenocristal de feldspato potássico (Kf) pertítico. O Pl I exibe borda albítica e textura mirmequítica (Mir). Granitóides Porfiríticos...... 83 Fotomicrografia 6.10 - Franja de mirmequita bulbosa (Mir) no contato entre o Pl II e os fenocristais de feldspato potássico (Kf). Granitóides Porfiríticos...... 83 Fotomicrografia 6.11 - Mirmequita em gotículas (Mir) no interior do Pl II, gradando para mirmequita bulbosa em contato com o feldspato potássico (Kf). Granitóides Porfiríticos...... 83 Fotomicrografia 6.12 - Cristal de plagioclásio (Pl II) apresentando extinção ondulante e maclas dobradas, denotando processo de deformação mecânica da rocha. Granitóides Porfiríticos...... 83 Fotomicrografia 6.13 - Cristal de quartzo (Qtz) desenvolvendo extinção em bandas, indicando expressivo processo de deformação mecânica. Granitóides Porfiríticos...... 83 Fotomicrografia 6.14 - Cristal losangular de titanita (Tit I) com inclusão de Opaco (Op), associada a biotita (Bt) e Opacos (Op). Granitóides Porfiríticos...... 85 Fotomicrografia 6.15 - Inclusão de opaco (Op) em cristal hipidiomórfico de Titanita (Tit II). Granitóides Porfiríticos...... 85 Fotomicrografia 6.16 - Cristal prismático de allanita (All) apresentando fraturas radiais. Granitóides Porfiríticos...... 85 Fotomicrografia 6.17 - Cristais idiomórficos de allanita (All) e titanita (Tit I), exibindo associação com epídoto (Ep II e Ep I, respectivamente). Observa-se também o aspecto zonado da Allanita. Granitóides Porfiríticos...... 85 Fotomicrografia 6.18 - Cristal de allanita (All) com processo de metamictização e com espessa borda de epídoto (Ep II). Granitóides Porfiríticos...... 85 Fotomicrografia 6.19 - Cristal de allanita (All) com processo de metamictização avançado e com borda irregular de epídoto (Ep II). Granitóides Porfiríticos...... 85 Fotomicrografia 6.20 - Microfenocristal de feldspato potássico (Kf) geminado segundo a lei da Albita e do Periclínio em padrão xadrez, apresentando inclusões de plagioclásio (Pl) e parcialmente alterado para mica branca. Granitos Microporfiríticos...... 90 Fotomicrografia 6.21 - Abundantes mirmequitas de borda em cristais de plagioclásio (Pl I e Pl II) no contato com feldspato potássico. Diques e Sheets micrograníticos...... 90 Fotomicrografia 6.22 - Aspecto geral dos plagioclásios apresentando alteração para carbonato, observa-se também cristais de feldspato potássico (Kf) geminados segundo a lei da Albita e do Periclínio em padrão xadrez. Diques e Sheets micrograníticos...... 90 Figura 6.6 - Seqüências de cristalização propostas para as rochas da suíte plutônica estudada...... 92

Capítulo 7 – Química Mineral e Condições de Cristalização

Tabela 7.1a - Análises de microssonda de anfibólios do granitóide porfirítico de Serrinha...... 96 Tabela 7.1b - Análises de microssonda de anfibólios dos encraves intermediários a máficos...... 97 Figura 7.1 - (a, b) Diagramas de classificação de anfibólios para o granitóide porfirítico de Serrinha e encraves intermediários a máficos associados...... 98 Tabela 7.2 - Análises de microssonda representativas de ortopiroxênios do diorito porfirítico de Poço Verde.. 100 Figura 7.2 - (a, b) Diagramas aplicados para os ortopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, com explicações mais detalhadas no texto...... 100 Tabela 7.3 - Análises de microssonda representativas de clinopiroxênios do diorito porfirítico de Poço Verde. 101 Figura 7.3 - (a, b) Diagramas aplicados para os clinopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, com explicações mais detalhadas no texto...... 102 Tabela 7.4 - Análises de microssonda representativas de biotitas do granitóide porfirítico de Serrinha...... 104 Tabela 7.5 - Análises de microssonda representativas de biotitas dos encraves intermediários a máficos...... 105 Tabela 7.6 - Análises de microssonda representativas de biotitas do diorito porfirítico de Poço Verde...... 106 Figura 7.4 – Diagrama de classificação para as micas com base na quantidade de AlT e na razão Fe/(Fe+Mg), de acordo com Speer (1984)...... 106 Figura 7.5 – Diagrama TiO2 - FeO+MnO - MgO (Nachit 1986), mostrando as características de reequilíbrio pós-magmático observado para algumas biotitas analisadas...... 107 Figura 7.6 – Diagrama AlT vs. Mg (Nachit et al., 1985), mostrando a natureza subalcalina – cálcio-alcalina das biotitas dos fácies majoritários da suíte plutônica estudada...... 107 Figura 7.7 – Diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Abdel-Rahman 1994) para classificação das biotitas, mostrando a relação destas com granitos de afinidade cálcio-alcalina...... 108 Figura 7.8 - Diagrama Or - Ab - An para classificação dos plagioclásios da suíte de rochas analisadas...... 109 Tabela 7.7 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios do granitóide porfirítico de Serrinha.... 110 Tabela 7.8 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios dos encraves intermediários a máficos...... 111 Tabela 7.9 - Análises de microssonda representativas de plagioclásios das rochas dioríticas porfiríticas...... 112 Tabela 7.10 - Valores de pressão para alguns litotipos da área mapeada, calculados com base nos geobarômetros de AIT em hornblenda...... 115 Figura 7.9 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrando os possíveis intervalos de pressão para os anfibólios do granito porfirítico e encraves intermediários a máficos... 116 Tabela 7.11 - Valores de temperatura calculados com base no geotermômetro plagioclásio-anfibólio...... 117 Tabela 7.12 - Temperatura de saturação em Zr, de acordo com cálculos sugeridos por Watson (1987)...... 119 Figura 7.10 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrando as composições desses minerais nos granitóides porfiríticos e encraves, e suas prováveis relações com a gO2 reinante durante a cristalização...... 120 Tabela 7.13 – Estimativa da fO2 para as rochas estudadas (Wones 1989)...... 121 Figura 7.11 - Diagrama gO2 (log gO2) vs. temperatura, mostrando a estabilidade de várias paragêneses minerais (Wones 1989)...... 121

Capítulo 8 – Caracterização Geoquímica

Tabela 8.1 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os granitóides porfiríticos...... 124 Tabela 8.2 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os encraves intermediários a máficos e os dioritos porfiríticos...... 125 Tabela 8.3 - Análises químicas de elementos maiores e alguns traços para os granodioritos porfiríticos, granitos microporfiríticos e diques e sheets micrograníticos...... 126 Figura 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de diferenciação 128 Figura 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para os elementos traços, utilizando SiO2 como índice de diferenciação...... 129 Figura 8.3 - Diagramas de variação do tipo Harker (alguns elementos maiores e traços) com destaque para os trends descontínuos dos litotipos estudados, indicando que estes não apresentam correlação genética..... 131 Figura 8.4 - Representação das suítes de rochas estudadas segundo o Índice de Shand...... 132 Tabela 8.4 - Normas CIPW para os granitóides porfiríticos...... 133 Tabela 8.5 - Normas CIPW para os encraves intermediários a máficos e dioritos porfiríticos...... 133 Tabela 8.6 - Normas CIPW para os granodioritos porfiríticos, diques e sheets micrograníticos...... 134 Figura 8.5 - Diagrama catiônico R1 vs. R2, segundo De La Roche et al. (1980)...... 136 Figura 8.6 - Diagrama SiO2 versus K2O, segundo Rickwood (1989)...... 136 Figura 8.7 - Diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2) com campos e tendências de séries granitóides...... 137 Figura 8.8 - Diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981)...... 138 tot tot Figura 8.9 - (a) Diagrama SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO e (b) SiO2 vs. FeO /(FeO +MgO) (Frost et al. 2001)...... 139 Tabela 8.7 - Análises de elementos terras raras para as rochas da suíte plutônica estudada...... 140 Figura 8.10 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitóides porfiríticos (granitos porfiríticos e granodiorítos porfiríticos), sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978)...... 141 Figura 8.11 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os encraves intermediários a máficos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978)...... 142 Figura 8.12 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para as rochas dioríticas porfiríticas, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978)...... 143 Figura 8.13 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitos microporfiríticos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978)...... 144 Figura 8.14 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os diques e sheets micrograníticos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978)...... 144 Figura 8.15 - Diagrama multielementar para os granitóides porfiríticos...... 146 Figura 8.16 - Diagrama multielementar para os encraves intermediários a máficos...... 147 Figura 8.17 - Diagrama multielementar para as rochas dioríticas porfiríticas...... 148 Figura 8.18 - Diagrama multielementar para os granitos microporfiríticos...... 148 Figura 8.19 - Diagrama multielementar para os diques e sheets micrograníticos...... 149 Figura 8.20 – Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos, segundo Pearce et al. (1984)...... 153 Figura 8.21 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Cabanis 1990)...... 154 Figura 8.22 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Tégyev 1994)...... 154 Figura 8.23 - Padrões geoquímicos normalizados em relação ao ORG (Pearce et al. 1984), para as rochas da suíte plutônica estudada (a, b, c, d, e), comparados a alguns tipos de suítes plutônicas de ambiente tectônico colisional (f, g)...... 155

1.1 - Apresentação A presente dissertação é parte dos requisitos necessários para a obtenção do grau de Mestre junto ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). O trabalho teve a participação dos professores Dr. Antonio Carlos Galindo (orientador) e Dr. Zorano Sérgio de Souza (co-orientador) e importante auxílio por parte dos professores doutores Fernando César Alves da Silva (PPGG-UFRN) e Elton Luiz Dantas (IG-UnB). O mesmo consta de 09 Capítulos+Anexos, onde são reportadas as principais atividades desenvolvidas, bem como, os principais resultados obtidos ao longo do mapeamento geológico (1:50.000), visando a caracterização da petrogênese e evolução geodinâmica da suíte plutônica neoproterozóica da região. O apoio logístico e financeiro para o desenvolvimento das atividades ficou a cargo do programa de pós- graduação (PPGG/UFRN), além da bolsa de mestrado junto ao programa de demanda social da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES).

1.2 - Justificativas e Objetivos O nordeste brasileiro, geologicamente representado pela entidade geotectônica denominada por Almeida et al. (1977) de Província Borborema, tem como característica marcante um volumoso e diversificado plutonismo de idade neoproterozóica, controlado por zonas de cisalhamento. Esse plutonismo vem sendo alvo de diversas discussões e tem despertado o interesse de vários autores ao longo dos anos (Almeida et al. 1967, Brito Neves 1975, Jardim de Sá et al. 1981, Sial 1987, Jardim de Sá 1994, Santos 1995, Nascimento et al. 2000, entre outros), resultando em vários modelos de evolução tectonoestratigráfica e diferentes propostas de classificação para o plutonismo granitóide da Província Borborema. Todavia, algumas lacunas ainda permanecem, onde destacamos: a ausência de estudos mais aprofundados das relações entre as diferentes suítes neoproterozóicas, bem como, trabalhos de mapeamento geológico em escalas de maior detalhe; escassez de análises mais detalhadas da mineralogia dessas rochas; melhor entendimento dos processos responsáveis pela petrogênese do plutonismo; compreensão das fontes envolvidas na gênese dessas rochas; 2 entendimento/detalhamento do modo de alojamento dos corpos plutônicos ao longo das zonas de cisalhamento; e carência de dados geocronológicos. Diante do exposto, destacamos alguns aspectos relevantes nessa dissertação, tais como: (i) Caracterização petrográfica, geoquímica e geocronológica do plutonismo granitóide neoproterozóico, controlado por zonas de cisalhamento pré-cambrianas. Essas estruturas são bem marcantes na área de estudo, com destaque para a Zona de Cisalhamento Rio Jacu-ZCRJ, que possui direção aproximadamente E-W, diferentemente das demais estruturas do Maciço São José de Campestre (extremo nordeste da Província Borborema), que apresentam direção geral NE-SW; (ii) Aquisição de dados geocronológicos U-Pb em zircão, uma vez que são poucos os dados existentes; (iii) Por fim, um terceiro aspecto importante neste trabalho é o detalhamento cartográfico e sugestão do modo de alojamento do granitóide Serrinha, com o intuito de definir como se dá a transição entre este plúton e o batólito granitóide Monte das Gameleiras, tendo em vista a proximidade entre esses corpos, além das similaridades em vários aspectos geológicos que serão discutidos ao longo do trabalho. Com isso, como objetivos gerais da presente pesquisa, cita-se: (i) a realização de um mapeamento geológico na escala de 1:50.000, visando o detalhamento da suíte plutônica neoproterozóica da região de Serrinha-RN; (ii) a análise detalhada da mineralogia dessas rochas, buscando um melhor entendimento dos processos petrogenéticos e das fontes envolvidas na geração do magmatismo; (iii) a compreensão do modo de alojamento da suíte plutônica ao longo das zonas de cisalhamento; e, por fim, (iv) a análise dos dados geocronológicos U/Pb em zircão obtidos, permitindo posicionar no tempo a deformação dúctil que propiciou o alojamento das suítes plutônicas da região mapeada.

1.3 - Localização da Área A região estudada encontra-se posicionada no extremo Nordeste do Brasil, mais especificamente na porção sudeste do estado do Rio Grande do Norte, compreendendo uma área de 1.152 km2. Geograficamente está posicionada entre os meridianos 35°16´42´´W e 35°42´39,1´´W e os paralelos 06°13´2,4´´S e 06°26´10,8´´S (Folhas topográficas: São José do Mipibu - MI-1055 e São José de Campestre - MI- 1054). O acesso à área pode ser feito partindo de Natal (RN), através das rodovias 3 federais BR-101 ou BR-226, as quais interligam a capital do RN às cidades de Goianinha (RN) e Tangará (RN), respectivamente. A partir destas cidades, o acesso à região é feito por meio de rodovias estaduais (RN-003; RN-093) que dão acesso aos municípios de Santo Antônio, Serrinha e São José de Campestre. Já no interior da área estudada, são utilizadas rodovias estaduais, estradas secundárias carroçáveis e diversos caminhos que interligam os pequenos povoados, fazendas e sítios da região (Figuras 1.1 e 1.2). No âmbito geológico regional, a região estudada encontra-se inserida no extremo nordeste da Província Borborema, no denominado Maciço São José de Campestre, um bloco gnáissico-migmatítico na porção leste da Faixa Seridó (detalhes no capítulo seguinte).

Figura 1.1 - Mapa de localização da região estudada, situada na porção sudeste do Estado do Rio Grande do Norte (ver detalhe na Figura 1.2). 4 5

1.4 - Métodos de Trabalho Para elaboração da presente dissertação, a execução das atividades ocorreu de forma sistemática, envolvendo trabalhos de gabinete e campo, alternados com trabalhos de laboratório. A determinação dos métodos empregados foi decorrente dos tipos de caracterização propostos no tema da pesquisa, e os subitens abaixo resumem as várias etapas de trabalho realizadas ao longo da elaboração desta dissertação. Maiores detalhes sobre as diferentes atividades serão apresentados nos capítulos que se seguem.

1.4.1 - Etapa Inicial As atividades tiveram inicio com um apanhado bibliográfico dos principais trabalhos realizados na região estudada. Além disso, foram adquiridos materiais básicos para a realização do trabalho, tais como cartas topográficas (1:100.000), diferentes produtos de sensores remoto (Fotografias Aéreas – 1:70.000, Imagens de Radar – 1:250.000 e Imagens de Satélite Landsat 7ETM+ – resolução de 30m) e mapas geológicos pré-existentes. Procederam-se ainda nesta etapa, a interpretação e confecção de mapas base a partir dos diferentes produtos de sensores remotos, além da integração de mapas pré-existentes na literatura (Campelo 1997; Lima 1997; Antunes 1999; Lima 2002).

1.4.2 - Etapa de Campo Essa etapa teve como premissa o mapeamento geológico na escala de 1:50.000, com ênfase na separação das diferentes suítes plutônicas neoproterozóicas, e o estudo do controle tectônico-estrutural das fases deformacionais que afetaram a região estudada. Durante o mapeamento, foram coletadas amostras para análises petrográficas, litogeoquímicas e geocronológicas. Como ferramenta para a execução do mapeamento, fez-se uso de interpretações realizadas a partir dos produtos de sensores remotos citados no item anterior. Considerando a complexidade tectônica da região estudada, além do mapeamento litoestratigráfico usual, destaque foi dado às principais feições estruturais da área mapeada, com caracterização das zonas de cisalhamento imediatas aos corpos neoproterozóicos, visando à compreensão dos seus aspectos cinemáticos, regime, geometria e estimativa das condições termais de funcionamento/instalação. 6

1.4.3 - Etapa de Laboratório As atividades continuaram com o estudo petrográfico e textural detalhado das rochas mapeadas da suíte plutônica neoproterozóica, permitindo o reconhecimento de diferentes litotipos e possibilitando aumentar o conhecimento sobre a petrogênese do magmatismo neoproterozóico. O estudo petrográfico subsidiou a seleção de amostras para análises geocronológicas (U-Pb em zircão) e químicas (rocha total e mineral). As amostras utilizadas para determinações geocronológicas a partir do método U-Pb em zircão foram britadas no Laboratório de Preparação de Amostras da UFRN e enviadas para o Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília (UnB), onde, nesse laboratório, as mesmas foram moídas, concentradas/bateadas, selecionados os grãos e datados aos cuidados do Prof. Dr. Elton Luiz Dantas (IG-UnB). Os estudos litogeoquímicos tiveram início após britagem e moagem no Laboratório de Preparação de Amostras do Departamento de Geologia UFRN, onde algumas amostras foram selecionadas e analisadas quimicamente para elementos maiores, menores e terras raras. As análises foram feitas por fluorescência de raio-x e através da utilização de espectometria de emissão acoplada a uma fonte de plasma (ICP). Os dados litogeoquímicos foram obtidos no aboratoireL de Pétrologie et ectoniqueT da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), no Centre de echerchesR Pétrograph iques et oquimiqueséG – CRPG/CNRS (Vandoeuvre, França) e no Lakefield Geosol Laboratórios Ltda. (Belo Horizonte, Brasil). As análises de química mineral foram feitas por microssonda eletrônica nas universidades de Brasília (IG-UnB) e Blaise Pascal (Clermont-Ferrand, França). Foram analisados anfibólios, piroxênios, biotitas e plagioclásios.

1.4.4 - Etapa Final De posse de todos os dados adquiridos nas etapas descritas anteriormente, foi feita uma interpretação final dos mesmos seguida de uma integração e discussão dos resultados, culminando na elaboração do mapa geológico final (1:50.000) e da presente dissertação de mestrado, incluindo texto, figuras, tabelas e fotos.

2.1 - A Província Borborema (PB) A região denominada de Província Borborema (Almeida et al. 1977), onde está inserida a área objeto do presente trabalho, é interpretada como um segmento crustal de uma extensa faixa fortemente afetada pela deformação Brasiliana/Pan-Africana (cerca de 700-540 Ma) (Figura 2.1), resultante da colisão entre os crátons do Oeste Africano/São Luís e Congo/São Francisco, que constituíam massas continentais consolidadas em tempos pré-Brasilianos (Jardim de Sá 1994, Brito Neves et al. 2001). As características marcantes da Província Borborema são o expressivo magmatismo neoproterozóico e o notável sistema de zonas de cisalhamento, constituindo o último episódio de deformação dúctil regional afetando a região (Corsini et al. 1991, Jardim de Sá 1994, Vauchez et al. 1995). Essa deformação é caracterizada por um regime transcorrente traduzido num complexo arranjo de zonas de cisalhamento dúcteis litosféricas e de escala continental, com trends NE-SW e E-W (principalmente), associadas a um volumoso plutonismo de origem crustal e mantélica (Jardim de Sá 1994). Os limites atuais da província (Figura 2.2) são marcados a sul com o Cráton São Francisco (este representando um embasamento consolidado em tempos pré-Brasilianos), a oeste, é recoberta por sedimentos fanerozóicos da Bacia do Parnaíba, enquanto que os demais limites são delineados pelos sedimentos das bacias costeiras e interiores do Nordeste brasileiro, implantadas no Mesozóico (bacias Potiguar, Pernambuco-Paraíba e Sergipe-Alagoas; a Bacia de Tucano-Jatobá recorta o limite da província com o Cráton São Francisco). De forma sinóptica, a Província Borborema é formada por uma vasta área de rochas gnáissico-migmatíticas de idades arqueana a paleoproterozóica, correspondendo ao substrato geológico regional (Jardim de Sá 1994). Esse embasamento compõe vários blocos que separam extensas faixas de rochas supracrustais, cujas idades variam desde paleoproterozóicas a neoproterozóicas (p.ex., Zona Transversal, entre os lineamentos Pernambuco e Patos; NW do Ceará; Ceará Central; Faixa Seridó; Faixa Riacho do Pontal; e Faixa Sergipana, as duas últimas no limite sul da província). Intrusivo nesta seqüência encontra-se o expressivo 8 magmatismo Neoproterozóico, que representa uma das características mais marcantes da Província Borborema (Figura 2.2). Tendo em vista a presença de vários blocos crustais apresentando evoluções geodinâmicas distintas, inúmeros trabalhos vêm subdividindo a Província Borborema em setores ou domínios estruturais, onde ressaltamos os primeiros trabalhos de Brito Neves (1975; 1983), Almeida et al. (1976), Santos & Brito Neves (1984) e Santos et al. (1984), dentre outros. Esses autores subdividiram a província em vários segmentos, englobando faixas de supracrustais (metassedimentos e metavulcânicas proterozóicas) e maciços medianos (embasamento gnáissico-migmatítico arqueano a paleoproterozóico). Os vários trabalhos de Jardim de Sá (1984; 1988; 1994) e Jardim de Sá et al. (1990; 1992) discutiram a ocorrência, na província, de faixas supracrustais monocícliacas ou policíclicas. As faixas monocíclicas seriam aquelas afetadas apenas pela orogênese Brasiliana/Panafricana, enquanto que as faixas policíclicas também teriam sido afetadas por orogêneses pré-brasilianas (Transamazônica ou Cariris Velhos/Kibariana). Trabalhos recentes, utilizando-se de um maior acervo de dados geocronológicos (idades U-Pb e Rb-Sr; idades modelo Sm-Nd) admitiram ou reforçaram a ocorrência de um evento orogênico denominado de Cariris Velhos (aproximadamente 1.0 Ga), equivalente ao Kibariano na África (Santos & Brito Neves 1993, Campos Neto et al. 1994, Jardim de Sá 1994, Santos et al. 1994, Santos 1995, Van Schmus et al. 1995, Santos & Medeiros 1998, 1999, Kozuch 2003, dentre outros). Todavia, uma hipótese alternativa, considerando um contexto anorogênico/rifte para o evento Cariris Velhos, onde algumas feições atribuídas a este ciclo são consideradas como de um evento mais jovem, foi defendida por Bittar (1998), Mariano et al. (1999), Neves et al. (2000), Neves (2002), Silva et al. (2003), dentre outros. Dentre os trabalhos mais recentes a cerca da subdivisão da Província Borborema, destacam-se os trabalhos do início da década de 1990, onde foram atribuídos aos diferentes blocos crustais o conceito de terrenos, resultando em uma série de compartimentos no arcabouço da província (Jardim de Sá et al. 1992, Jardim de Sá 1994, Santos 1995, 1999). Dentro dessa ótica de terrenos, destacamos o Maciço São José de Campestre, no qual a área do presente trabalho encontra-se inserida (maiores detalhes no item 2.2.3). 9

Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando o arcabouço tectono-estratigráfico da Província Borborema (modificado de Jardim de Sá 1994). 11

2.2 - O Domínio Seridó A região denominada de “Domínio Seridó” compreende a porção da Província Borborema situada entre o Lineamento Patos (a sul), a Zona de Cisalhamento Portalegre (a oeste), e as rochas sedimentares meso-cenozóicas das bacias Potiguar e Pernambuco-Paraíba (a norte e a leste, respectivamente). Essa terminologia é aqui adotada em virtude da definição do termo Faixa Seridó se confundir com a nomenclatura oferecida ao conjunto de metassedimentos do Grupo Seridó (a conhecida Faixa Seridó). Desta forma, o termo Domínio Seridó ora adotado, corresponde à região composta em sua porção central pela Faixa Seridó, a oeste pelo Maciço Rio Piranhas e a leste pelo Maciço São José de Campestre, onde estes serão detalhados a seguir (Figura 2.3).

Figura 2.3 - Mapa geológico simplificado do Domínio Seridó, com destaque para as zonas de cisalhamento que particionam a região em diferentes blocos, bem como as diferentes suítes plutônicas neoproterozóicas (modificado de Jardim de Sá 1994 e Nascimento et al. 2000). 12

2.2.1 - A Faixa Seridó (FSe) A Faixa Seridó constitui um segmento crustal da Província Borborema, caracterizado por conter uma seqüência de metassedimentos, dispostos discordantemente sobre um substrato gnáissico-migmatítico, representado nas suas porções oriental e ocidental pelos maciços São José de Campestre e Rio Piranhas, respectivamente. Os limites sul e oeste da Faixa Seridó são feitos através das zonas de cisalhamento Patos, de trend E-W, e Portalegre, NE. Em direção à costa setentrional é recoberta por sedimentos meso-cenozóicos da Bacia Potiguar (ver Figura 2.3). A estratigrafia das supracrustais da Faixa Seridó ainda é bastante discutida na literatura, todavia, uma divisão em três subunidades (Jardim de Sá & Salim 1980) tem sido aceita. Essa subdivisão é constituída por uma unidade basal, composta de paragnaisses, com intercalações de mármores e calciossilicáticas (Formação Jucurutu); uma intermediátia de quartzitos e metaconglomerados (Formação Equador) e uma superior de micaxistos (Formação Seridó). Um modelo alternativo (Archanjo & Salim 1986, Caby et al. 1995) propõe a presença de uma discordância entre as formações Jucurutu/Equador e a Formação Seridó, onde está última é divida por esses autores nas formações Parelhas e Seridó. O arcabouço estrutural da Faixa Seridó é explicado em termos de uma sucessão de três eventos de deformação principais (Ries & Shackleton 1977, Salim et al. 1979,

Jardim de Sá 1994). O primeiro evento deformacional (D1) está representado por um bandamento gnáissico migmatítico (S1) restrito às rochas do embasamento, variavelmente obliterado pelos eventos subseqüentes. O segundo evento (D2) é relacionado a uma tectônica contracional de grande penetratividade. Esta evoluiu para um contexto de empurrões, gerando megadobramentos recumbentes que provocaram inversões locais na estratigrafia, com introdução de fatias alóctones do embasamento no interior dos metassedimentos do Grupo Seridó. O evento deformacional D3 (Brasiliano), é caracterizado por um retrabalhamento crustal que gerou um mosaico complexo de zonas de cisalhamento transcorrentes de orientação principal NE. Esse regime deformacional essencialmente transcorrente durante o evento D3 mostra uma distribuição em domínios, com a concentração de uma cinemática transpressiva, caracterizada por estruturas em flor, na porção central da Faixa Seridó (Jardim de Sá 1994, Archanjo et al. 1992, 2002), enquanto que a leste, o estilo tectônico é 13 dominantemente transtensional dado pelo desenvolvimento de expressivas zonas de cisalhamento distensionais (Jardim de Sá et al. 1993, 1999). Com relação à cronologia da FSe, existem algumas contradições. Jardim de Sá (1994 e diversos trabalhos anteriores) considera esse segmento como formado de rochas paleoproterozóicas com deformações policíclicas e polifásicas. Para Caby (1988) e Caby et al. (1991, 1995), nessa unidade tectônica residem seqüências paleoproterozóicas (Formação/Grupo Jucurutu) sotopostas às neoproterozóicas (Formação/Grupo Seridó). Van Schmus et al. (1995), datando uma amostra da Formação Jucurutu pelo método U/Pb em zircões de gnaisses epidotíferos, obteve valores de 1,75 Ga, por eles interpretada como a idade máxima da sedimentação e possível idade do vulcanismo sincrônico. Van Schmus et al. (1996) reportaram idades Sm-Nd de 1,2 Ga a 700 Ma para a fonte dos xistos da Formação Seridó e 1,6 Ga para os gnaisses Jucurutu. Entretanto, datações U-Pb realizadas sobre zircões em prováveis metatufos intercalados aos xistos Seridó, forneceram idades de 741+15 Ma, sendo esses zircões, considerados como de origem ígnea. Araújo & Alves da Silva 2000 e Araújo et al. 2000 acreditam que essas idades mais jovens podem ser o reflexo de processos de re-homogeneização isotópica parcial ou total, influenciada pela extensiva deformação de alta e baixa temperatura, durante os processos tectono-metamórficos da Faixa Seridó. Recentemente, Van Schmus et al. (2003), obteve uma idade em torno de 610 a 650 Ma para o Grupo Seridó, através do método U-Pb (SHRIMP) em zircões detríticos.

2.2.2 - O Maciço Rio Piranhas Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves (1984) denominaram de Maciço Rio Piranhas (MRP) um conjunto de rochas gnáissico-migmatíticas, correspondentes ao embasamento da Faixa Seridó, cujos limites são dados pelas zonas de cisalhamento Picuí-João Câmara (a leste) e Portalegre (a oeste), o Lineamento Patos a sul e os sedimentos fanerozóicos da Bacia Potiguar a norte (ver Figura 2.3). Em cartografia geológica de reconhecimento e síntese, a litoestratigrafia do MRP é delineada, na maioria das vezes, em termos do Complexo Caicó (Campos et al. 1979). Entretanto, diversas propostas têm sido aventadas, tal como uma divisão nos complexos ou grupos Caicó e São Vicente ou complexos Caicó e Nordestino ou 14 simplesmente Pré-Cambriano Não-Diferenciado, incluindo núcleos arqueanos (Gomes et al. 1981, Schobbenhaus et al. 1982). Os primeiros estudos que definem o Complexo Caicó como embasamento da Faixa Seridó foram realizados por Jardim de Sá (1978) que identificou uma discordância marcada por seixos de gnaisses em metaconglomerados basais do Grupo Seridó. Esta informação é reforçada pela observação de diques básicos anfibolitizados dobrados ou boudinados que truncam o bandamento gnáissico das rochas do Complexo Caicó e são ausentes na cobertura supracrustal. Essas correlações implicam em uma relação de não conformidade entre as rochas do Grupo Seridó e o Complexo Caicó. Com base em estudos petrológicos e geoquímicos, Souza (1991) e Souza & Martin (1991a, 1991b) dividem o Complexo Caicó em dois conjuntos litoestratigráficos: (1°) uma seqüência metavulcanossedimentar mais antiga, constituída por paragnaisses e anfibolitos, com intercalações subordinadas de lentes de kinzigito, quartzito, formações ferríferas, leucognaisse fino, mármore e calciossilicática (escassas soleiras de metagabros e boudins ultramáficos também estão presentes nessa unidade); (2°) rochas metaplutônicas mais jovens que cortam o bandamento dos paragnaisses, englobam suítes petrograficamente distintas de gnaisses tonalíticos, granodioríticos, graníticos, além de rochas metaultramáficas e metabásicas a meta-intermediárias. Quanto aos aspectos cronoradiométricos, os estudos mais recentes (Hackspacher et al. 1990 e 1992; Dantas et al. 1991; Legrand et al. 1991; Souza at al. 1993; Jardim de Sá 1994; Magini et al. 1997; Legrand et al. 1997) evidenciam uma predominância de ortognaisses granitóides de idades compreendidas entre 2,24 Ga e 2,15 Ga (migmatização em torno de 2,0 Ga). Contudo, nesse contexto, tem-se como ponto controvertido a idade dos chamados granitóides G2, que para alguns pesquisadores (Jardim de Sá 1994) seriam relacionados a uma tectônica tangencial no Paleoproterozóico, marcada na unidade basal (Formação Jucurutu) do Grupo Seridó. Entretanto, outros autores (Hackspacher et al., 1990; Dantas et al., 1991) admitem esses G2 como membros mais evoluídos de uma suíte TTG (Complexo Caicó), ou seja, geoquimicamente pertencentes ao mesmo trend de diferenciação cálcio-alcalina de metagranitóides tidos como embasamento do Grupo Seridó. 15

2.2.3 - O Maciço São José de Campestre A área de estudo da presente dissertação encontra-se inserida no Maciço São José de Campestre, que está posicionado no extremo Nordeste brasileiro, limitando-se a sul pela Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos, a oeste pela Zona de Cisalhamento Picuí-João Câmara, e na porção norte e leste, pelos sedimentos meso- cenozóicos das bacias costeiras (Figura 2.4). Os primeiros trabalhos realizados neste maciço foram feitos por Barbosa & Braga (1974), ao caracterizarem geológica e petrograficamente migmatitos e gnaisses indiferenciados. Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves (1984) denominaram o conjunto de rochas que ocorrem à leste do “sistema de dobramento Seridó” de Maciço Caldas Brandão/São José de Campestre, onde utilizaremos a segunda denominação, simplificada em MSJC. Esse maciço constitui um bloco dominantemente gnáissico, representado por litotipos de composições diversas, variavelmente migmatizados, amplamente intrudidos por corpos granitóides neoproterozóicos (ex. Plúton Serrinha). Em caráter mais restrito, afloram fatias isoladas de metassedimentos da Formação Seridó: a norte de Ielmo Marinho (RN), parcialmente capeados pelas coberturas sedimentares costeiras; e a sudeste de Barra de Santa Rosa (PB). Nesses locais, os micaxistos repousam diretamente sobre o substrato gnáissico-migimatítico, desenvolvendo foliações de baixo ângulo com caimento, respectivamente, para NE e SE. A ausência das formações inferiores do Grupo Seridó (formações Jucurutu e Equador) e os contatos miloníticos com o substrato gnáissico-migmatítico condizem com a interpretação dos micaxistos como fatias alóctones, tectonicamente decepadas das unidades inferiores do Grupo Seridó (Jardim de Sá et al. 1993, Trindade et al. 1993, Jardim de Sá 1994). Esse posicionamento alóctone dos metassedimentos conduz a evitar a designação de embasamento para o complexo gnáissico-migmatítico da região. Em ambos os setores, são possíveis reconstituir a seqüência de eventos deformacionais (D2 e D3), no entanto, a geometria em baixo ângulo do fabric D3, especialmente desenvolvida nestes setores do MSJC, permite inferir uma deformação em regime distensional ou transtracional, marcada por transporte de massa para nordeste (região de Ielmo Marinho) e sul- sudeste (região de Barra de Santa Rosa), respectivamente. No que tange à estruturação presente no restante do MSJC, a análise sistemática de imagens de satélite, conjugada com dados de campo, confirma um arranjo macroscópico das zonas de cisalhamento distinto daquele observado nos 16

outros setores do “Domínio Seridó” (Amaro 1998). No MSJC, as grandes estruturas D3 também se dispõem em trends NW, apresentando rejeito sinistral-distensional, seccionando ou limitando blocos de idades distintas (Dantas et al. 1997). Estas estruturas desenvolvem-se entre as duas grandes zonas de cisalhamento NE dextrais (Picuí-João Câmara e Remígio-Pocinhos), formando um mosaico de pequenos blocos retangulares, cujo arranjo geométrico condiciona sua interpretação como falhas antitéticas regionais em um sistema conjugado com zonas transcorrentes E-W e NE (Dantas et al. 1997 e Dantas 1997). Dantas (1997) e Dantas et al. (1997, 1998), através de mapeamento geológico e estudos de isotópos de Nd, apresentaram um contexto mais complexo para o MSJC. Primeiramente, foi reconhecido um núcleo arqueano na porção central do maciço (regiões de São José de Campestre (RN) e Serra Caiada (RN)), formado por ortognaisses, diversos tipos de migmatitos, granulitos e uma seqüência de rochas básicas. Dados geocronológicos (U-Pb em zircões) forneceram idades de 3,4 Ga nos ortognaisses, 3,2 Ga nos migmatitos e em granulitos, e 2,7 Ga em sienitos, sendo que as idades modelo TDM variam de 3,77 a 3,2 Ga. Em volta desse núcleo, encontram-se rochas metaplutônicas paleoproterozóicas, variavelmente migmatizadas, com composição oscilando de dioritos a granodioritos, além de augen gnaisses e leucogranitos. Dados U-Pb em zircões de granodioritos indicaram idades de cristalização no intervalo de 2,2 a 2,15 Ga. As idades TDM variam de 2,4 a 2,3 Ga para os terrenos a sul do bloco arqueano e 2,6 a 2,5 Ga para os situados na porção oeste. Além dos trabalhos reportados, citam-se ainda os trabalhos de mapeamento geológico básico de alunos do curso de geologia da UFRN realizados em meados e final da década de 1990 e início do terceiro milênio. Dentre estes trabalhos, destacam- se: o de Campelo (1997), que realizou mapeamento geológico em uma área a oeste de Santo Antonio (RN), com caracterização de campo e petrografia das principais unidades aflorantes na região; o de Lima (1997), que desempenhou mapeamento na região de São José de Campestre e Passa e Fica (RN); o de Antunes (1999), que realizou mapeamento do Plúton Monte das Gameleiras, com ênfase na caracterização cinemática de zonas de cisalhamento e alojamento do referido plúton; e o de Lima (2002), que desenvolveu um mapeamento geológico-estrutural na região de Serrinha (RN), visando a pesquisa hidrogeológica em terrenos cristalinos. Vale ainda enfatizar a importância do estudo dessa região, já que a Província Borborema tem sido considerada como um elo entre o Cráton Oeste Africano e o 17

Cráton São Francisco, com o MSJC ocupando geograficamente um ponto chave nesta correlação (Caby 1989, Brito Neves & Cordani 1991, Trompette 1994, Van Schmus et al. 1995).

Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado do Maciço São José de Campestre, com detalhe da área estudada na presente dissertação (modificado de Jardim de Sá 1994, Dantas 1997, Amaro 1998 e Nascimento et al. 2000). 18

2.3 - O Magmatismo Neoproterozóico na PB Como dito anteriormente, o magmatismo de natureza plutônica, o qual faz parte os diferentes corpos estudados neste trabalho (ênfase no Plúton Serrinha), constitui um dos aspectos geológicos mais marcantes do ciclo Brasiliano na Província Borborema.

Trata-se de uma granitogênese associada à deformação D3 (Brasiliana), sendo representado por um variado grupo de granitóides com diferentes afinidades. Dentre os trabalhos clássicos a cerca do magmatismo neoproterozóico, cita-se uma das primeiras tentativas de classificação proposta por Almeida et al. (1967) ao posicionarem as rochas plutônicas da Província Borborema de acordo com o ciclo Brasiliano, subdividindo o magmatismo neoproterozóico em: granitóides sin-tectônicos, compreendendo os tipos Itaporanga (granitos porfiríticos) e Conceição (granodioritos e tonalitos) e granitóides tardi-tectônicos, subdivididos nos tipos Catingueira (granitos peralcalinos, quartzo sienitos e sienitos) e Itapetim (corpos menores e diques graníticos finos). Subseqüente ao clássico trabalho de Almeida et al. (1967), destaca-se o trabalho de Jardim de Sá et al. (1981), o qual utiliza-se critérios estruturais para sugerir uma classificação para os granitóides da Faixa Seridó (RN-PB) relacionados ao evento

Brasiliano. Essas rochas foram reunidos nos subtipos Gx (rochas básicas a intermediárias), G3 (granitos e granodioritos porfiríticos ou equigranulares) e G4 (leucogranitos tardios). Posteriormente, Sial (1986), utilizando dados geoquímicos, discriminou quatro grandes grupos de granitóides para a Província Borborema, classificando-os como Cálcio-alcalino Potássico, Cálcio-alcalino, Trondhjemítico e Peralcalino. Jardim de Sá (1994) distingue as suítes básicas a intermediárias, porfiríticas e leucograníticas, às quais foram adicionadas rochas com afinidades shoshoníticas e alcalinas (Hollanda et al. 1995; Galindo et al. 1997a,b; Nascimento et al. 1997; Nascimento 1998). Dentre os trabalhos recentes, destaca-se o de Nascimento et al. (2000) que integrou vários dados pré-existentes. Esses autores subdividiram as rochas plutônicas neoproterozóicas do Domínio Seridó em quatro tipologias principais: (i) Suíte Cálcio- alcalina Potássica Porfirítica (tipos porfiríticos com biotita e/ou anfibólio); (ii) Suíte Shoshonítica (rochas básicas a intermediárias); (iii) Suíte Cálcio-alcalina Potássica Equigranular (biotita+muscovita±granada leucogranitos); e (iv) Suíte Alcalina (leuco- microgranitos com aegirina-augita e/ou andradita e faialita granitos). 19

A tabela 2.1 sumariza as principais classificações citadas acima e os subitens que se seguem sintetizam as principais suítes plutônicas relacionadas à granitogênese neoproterozóica da Província Borborema.

2.3.1 - Suíte Básica a Intermediária A suíte básica a intermediária (Jardim de Sá et al. 1987 e Jardim de Sá 1994), tipo Gx (Jardim de Sá et al. 1981) ou rochas K-dioríticas (Sial 1986, Mariano 1989, entre outros), ou ainda, suíte shoshonítica (Nascimento et al. 2000) compreendem termos gabro-dioríticos (gabronoritos com clinopiroxênio e ortopiroxênio em equilíbrio com labradorita ou andesina), embora dioritos/quartzo dioritos e quartzo monzodioritos sejam as rochas dominantes. Nestes últimos, anfibólio e biotita representam à mineralogia máfica principal e o plagioclásio é do tipo oligoclásio. Essas rochas ocorrem como pequenos plútons isolados ou associados a corpos da suíte porfirítica. Exibem textura fina a média (eventualmente grossa nos termos gabro-dioríticos) e, feições de mistura com as rochas porfiríticas, são comumente observadas (mixing ou mingling).

No geral são rochas enriquecidas em Fe(t), CaO, MgO e Ba e empobrecidas em Th. Apresentam caráter metaluminoso e afinidade geoquímica com as rochas da série shoshonítica (Leterrier et al. 1990, Galindo 1993, Jardim de Sá 1994). Com relação ao padrão dos elementos terras raras, essa suíte apresenta um enriquecimento em terras raras leves em relação aos pesados, com suaves anomalias positivas ou negativas de Eu, e subordinadamente sem anomalia de Eu (Mariano 1989, Galindo 1993 e Jardim de Sá 1994). Segundo Hollanda et al. (2003), as rochas K-dioríticas representam um exemplo de magmatismo potássico intracontinental derivadas de uma fonte relacionada ao manto enriquecido. Os tipos shoshoníticos clássicos são representados pelos complexos de Terra Nova e Bom Jardim e pelo batólito de Teixeira, estes no Domínio da Zona Transversal (Silva Filho et al. 1987, Sial e Ferreira 1988, Guimarães 1989, Silva Filho 1989 e Medeiros 1995), e pelo granitóide Quixaba no Domínio Seridó (Galindo 1993, Galindo et al 1997a). 20 21

2.3.2 - Suíte Porfirítica

Os granitóides porfiríticos, tipo Itaporanga (Almeida et al. 1967), ou suíte G3 (Jardim de Sá et al. 1981), ou grupo Cálcio-alcalino Potássico (Sial 1986), ou ainda Suíte Porfirítica (Jardim de Sá 1994) e Suíte Cálcio-alcalina Potássica Porfirítica (Nascimento et al., 2000), representam os tipos mais abundantes, ocorrendo sob a forma de batólitos isolados ou associados a outros tipos de rochas (principalmente a K- dioritos, suíte básica a intermediária de Jardim de Sá 1994). São caracterizados por um fácies grosso, contendo grandes fenocristais de feldspato potássico com comprimentos de até 15 cm. Esses granitóides apresentam composição, predominantemente, monzogranítica, com granodioritos e quarzto monzonitos subordinados. Biotita e anfibólio representam os máficos dominantes, com titanita, opacos (magnetita e ilmenita), epídoto, allanita, zircão e apatita compondo a mineralogia acessória (Nascimento et al. 2000). Ao longo da Província Borborema, a suíte porfirítica representa o fácies dominante na maioria dos plútons granitóides, a exemplo dos batólitos de Itaporanga, Sa. Lagoinha, Bodocó (Sial 1986, Mariano 1989, McMurry 1991, Sobreira 1995), Acari (Jardim de Sá et al. 1986), Monte das Gameleiras (Galindo 1982, Antunes 1999), São José de Espinhares (Jardim de Sá et al. 1987), Patu-Caraúbas (Galindo 1993), Catolé do Rocha-Alexandria, Pombal (Archanjo 1993) e Barcelona (Archanjo 1993, Cavalcante 2003). Esses granitóides estão relacionados à orogênese brasiliana, sendo caracterizados pela ausência de um fabric tectônico (lineação/foliação) penetrativo ou, quando estruturados, sua assinatura é correlacionável à tectônica transcorrente (evento

D3) cuja idade neoproterozóica pode ser assumida com segurança. Geoquimicamente, a suíte porfirítica é representada por rochas transicionais de metaluminosas a peraluminosas enriquecidas em álcalis (Na2O+K2O > 8%), TiO2, Rb,

Zr, Ba, Y e Ga e empobrecidas em MgO, CaO e Fe(t) (McMurry et al. 1987a, Mariano & Sial 1990, Jardim de Sá 1994, Medeiros 1995 e Galindo et al. 1997c). Mostram algumas afinidades geoquímicas com os granitos tipo I e magnetita granitos, e um padrão de terras raras caracterizado por um enriquecimento de terras raras leves em relação aos pesados com uma significativa anomalia negativa de Eu (Sial 1987, Mariano 1989, Mariano & Sial 1990, Jardim de Sá 1994, Galindo et al. 1997c). 22

2.3.3 - Suíte Leucogranítica A suíte leucogranítica (Jardim de Sá 1994) é correlata ao tipo Itapetim de

Almeida et al. (1967), ou aos granitóides G4 de Jardim de Sá et al. (1981), ou ainda a suíte Cálcio-alcalina Potássica Equigranular de Nascimento et al. (2000). Ocorrem como enxames de diques, sheets, soleiras e corpos isolados, como por exemplo, em Serra Pelada (NW de Ielmo Marinho), Dona Inês e Picuí, ou associados aos batólitos de Acari, São José de Espinhares e Brejo do Cruz (Jardim de Sá 1994). Composicionalmente variam de sienogranitos a monzogranitos, com textura equigranular ou microporfirítica, fina a média. Segundo Nascimento et al. (2000), plagioclásio (oligoclásio), microclina e quartzo são os minerais essenciais. A mineralogia acessória é composta por biotita + anfibólio, titanita, epídoto, apatita, zircão, allanita, opacos e turmalina. Em Dona Inês, granada e/ou muscovita podem estar presentes como minerais primários.

São rochas dominantemente peraluminosas, enriquecidas em SiO2 e empobrecidas em Fe(t), MgO, CaO, Sr e Zr, o que sugere uma fonte essencialmente crustal para essas rochas (Jardim de Sá 1994). O padrão de distribuição de elementos terras raras é caracterizado por um enriquecimento dos terras raras leves com relação aos pesados e uma significativa anomalia negativa de Eu.

2.3.4 - Suíte Alcalina A suíte Alcalina ou granitóides Peralcalinos a Alcalinos (Tipo Catingueira de Almeida et al. 1967 e tipo Triunfo de Sial 1987), ocorrem sobre a forma de diques, stocks ou batólitos. O tipo Catingueira inclui diques de rochas alcalinas supersaturadas (quartzo sienitos a granitos), com piroxênio e anfibólio sódico, enquanto o tipo Triunfo engloba álcali-feldspato sienitos com aegirina-augita. No Domínio Seridó, as rochas que compõem a suíte alcalina são representadas pelos plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Caxexa e parte do Plúton Japi, esses posicionados no Maciço São José de Campestre (Araújo et al. 1993; Hollanda et al. 1995, 1999; Nascimento et al. 1997; Nascimento 1998). No extremo NW do Maciço Rio Piranhas ocorre o Granitóide Umarizal (Galindo 1993), representando outro corpo granítico de afinidade alcalina. Os corpos alcalinos da região do MSJC são formados por álcali-feldspato granitos, com quartzo álcali-feldspato sienitos subordinados e sienogranitos (Galindo et al. 1997b). Possuem textura fina, equigranular, e contêm aegirina-augita/augita sódica 23 e hedenbergita, as quais podem se transformar em anfibólio. Segundo Nascimento (1998), nos plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão e Caxexa, ocorrem granadas ricas em moléculas de andradita como mineral máfico, e o plagioclásio, em geral, é bastante sódico, sendo mais rico em cálcio quando associado a granada. Já no Granitóide de Umarizal, são identificados monzogranitos e quartzo monzonitos, com textura média e inequigranular. Quanto à mineralogia apresentam plagioclásio tipo oligoclásio, com mineralogia acessória formada por faialita ou ferro- hiperstênio, além de hedenbergita, hornblenda ferro-edenítica, biotita subordinada, e eventualmente zircão, apatita, allanita, magnetita e ilmenita (Galindo 1993). Segundo Nascimento at al. (2000), os plútons alcalinos do MSJC mostram variação na quantidade de sílica (67-77%), com forte enriquecimento em álcalis, e acentuado empobrecimento em CaO e MgO. São rochas meta a peraluminosas, ricas em Sr e pobres em Zr. As anomalias positivas de Eu são típicas dos tipos alcalinos do MSJC, enquanto que em Umarizal as anomalias são negativas a positivas. Segundo estes mesmos autores, a afinidade alcalina é sugerida em diagramas geoquímicos discriminantes, permitindo separar as alcalinas de Umarizal daquelas do MSJC. As rochas alcalinas do MSJC se assemelham com exemplos descritos em outras partes do mundo (Martin et al. 1994), enquanto que as alcalinas de Umarizal são ligeiramente mais cálcicas e de natureza charnoquítica (Galindo et al. 1995, McReath et al. 2002).

2.4 - Síntese Geocronológica do Magmatismo Neoproterozóico O maior volume de dados geocronológicos do magmatismo Neoproterozóico da Província Borborema refere-se à suíte porfirítica. Na localidade típica de Itaporanga- PB, Brito Neves et al. (2003) obteve uma idade pelo método U-Pb em zircão de 580 + 4 Ma, compatível com dados Ar-Ar em hornblenda de 580 Ma (Dallmeyer et al. 1987, Mariano 1989), valor considerado por esses autores como idade mínima para a alocação do granito de Itaporanga. Para o fácies porfirítico grosso do Maciço de Acari (porção central da Faixa Seridó), Jardim de Sá (1994) obteve uma isócrona Rb-Sr (rocha total) com 547 + 21 Ma. Esse valor corrobora o obtido por Legrand et al. (1991), que dataram o referido maciço pelo método U-Pb em zircão, obtendo uma idade de 555 + 5 Ma. Galindo (1993) e Galindo et al. (1993) apresentam um grande volume de dados isotópicos Rb-Sr para rochas porfiríticas do extremo NW do Maciço Rio Piranhas, apontando para a região um intervalo de 630 Ma e 570 Ma para a atuação do evento brasiliano. Da mesma forma, datações pelos métodos U-Pb (zircão) e isócronas Rb-Sr 24

(rocha total) de granitóides da Faixa Seridó permitem estimar o principal episódio de plutonismo em 580 ± 30 Ma (Leterrier et al. 1994; Galindo et al. 1995), intervalo este considerado como o do pico do evento tectonometamórfico sincrônico ao plutonismo (Jardim de Sá 1994). Recentemente, Galindo et al. (2005) apresentaram uma idade U- Pb em zircão para o plúton Monte das Gameleiras, com idade de 573 + 7 Ma (maiores discussões no capítulo 5). Para as rochas da suíte intermediária a máfica, Macedo et al. (1993) destacam que as evidências de contaminação e mistura de magmas com a suíte porfirítica dificultam a obtenção de datações geocronológicas confiáveis pelo método Rb-Sr, obtendo-se pseudoisócronas com idades elevadas entre 900 e 700 Ma (Jardim de Sá et al. 1987). Todavia, idades pelo método U-Pb em zircão fornecem valores mais confiáveis para essa suíte, onde Leterrier et al. (1994) obtiveram idade de 579 + 7 Ma para dioritos do Maciço de Acari. Dantas (1997) apresentou uma idade de 599 + 16 Ma para o plúton Poço Verde (hiperstênio diorito-U/Pb em zircão). Datação em monazitas, através de microssonda eletrônica para esse mesmo corpo, forneceu uma idade de 555 + 10 Ma, sendo interpretada como o pico de um evento térmico responsável pela reabertura do sistema U-Th-Pb em monazitas do Diorito Poço Verde (Souza et al. 2006). Da mesma forma que se observa para a suíte básica a intermediária, os estudos geocronológicos para a suíte leucogranítica são escassos e não muito confiáveis, geralmente apresentando idades com erros muito elevados. No plúton de Dona Inês (McMurry et al. 1987b), apesar da boa variação das razões 87Rb/86Sr, o alinhamento de 15 amostras não é bom, definindo uma pseudoisócrona (MSWD = 197) com idade de 555 + 35 Ma. Borges (1996) acrescentou três amostras às 15 dos autores mencionados, obtendo uma idade de 557 + 13 Ma (MSWD = 2,9), sendo este valor considerado como de referência para a cristalização do plúton. A idade para o magmatismo alcalino ainda é pouco conhecida, sendo mais bem representada pelo granitóide de Umarizal através de uma concórdia U-Pb em zircão que forneceu idade de 593 + 5 Ma (McReath et al. 2002). Para o plúton Serra do Algodão (associado a Z.C. Remígio-Pocinhos-PB), o plote de três amostras em uma isócrona Rb-Sr (rocha total), forneceu um valor de 530 + 54 Ma (MSWD = 0,60), podendo representar a idade de cristalização, apesar do erro elevado (Nascimento 1998). Da mesma forma, uma isócrona Sm-Nd com rocha total e mineral (clinopiroxênio 25

+ granada) para o plúton Caxexa, apresentou uma idade de 578 + 14 Ma, interpretada como a mais adequada para o final da cristalização deste corpo (Nascimento 2000). Recentemente, Brito Neves et al. (2003), apresentaram determinações U-Pb em zircão para alguns granitos clássicos da Província Borborema, quando reportaram idades de 651 + 15 Ma no granito de Tavares-PB, 635 + 9 Ma no granodiorito de Conceição-PB, 573 + 45 Ma no granito de Catingueira-PB (este com erro elevado), bem como a idade mencionada anteriormente para o granito Itaporanga-PB. Mais recentemente, Guimarães et al. (2004) realizaram um estudo geocronológico (U/Pb) em granitóides neoproterozóicos no Domínio da Zona Transversal (porção central da Província Borborema), onde os mesmos dividiram o magmatismo intrusivo em quatro eventos entre cerca de 644 e 512 Ma. O evento mais antigo (610 – 644 Ma) evidenciado em granitóides cálcio-alcalinos médio a baixo-K (tipo-I), está relacionado ao pico do metamorfismo e desenvolvimento da foliação de baixo ângulo associada com a convergência entre os crátons São Francisco/Congo e Oeste Africano. O segundo evento (590 – 581 Ma) caracterizado em granitóides cálcio- alcalinos alto-K e shoshoníticos (estes últimos usualmente chamados de K-dioritos), marca a transição entre o evento de baixo ângulo para o evento transcorrente. O terceiro evento (cerca de 570 Ma), relacionado à colocação dos granitóides alcalinos pós-colisionais, marca o estágio final da Orogênese Brasiliana. E por fim, o último evento (540 – 512 Ma), evidenciado em granitos tipo-A, relacionados à extensão pós- orogênica, reflete o relaxamento pós-tectônico da Orogênese Brasiliana. A tabela 2.2 mostra um quadro com as principais determinações geocronológicas para a granitogênese brasiliana no Domínio Seridó, onde de forma preliminar, os valores permitem esboçar uma evolução regional, subdividida em intervalos, com eventos distribuídos ao longo de aproximadamente 200 Ma, do Neoproterozóico III ao Cambriano/Ordovinciano. Os dados atualizados no quadro abaixo se somam às interpretações prévias de Brito Neves et al. (2003), onde se observam intervalos de tempo importantes sinalizados na maioria das idades, marcando eventos de formação de granitos no Neoproterozóico III (cerca de 580 a 570 Ma), além de idades dispersas, caracterizando formação de rochas graníticas do final do Neoproterozóico III ao Cambriano/Ordivinciano (aproximadamente 550 a 450 Ma) e presença de eventos acrecionários graníticos mais precoces, com idades superiores a 590 Ma. 26

Tabela 2.2 - Integração de dados geocronológicos para o magmatismo neoproterozóico do Domínio Seridó (Província Borborema), adaptado de Brito Neves et al. (2003). As idades assinaladas com (*) e (**), representam, respectivamente, idades Rb-Sr e Sm-Nd. As demais idades constituem dados U-Pb e Pb-Pb.

3.1 - Introdução Este capítulo apresenta uma descrição sumarizada das principais unidades geológicas e suas respectivas litologias, definidas durante o mapeamento geológico. Ao longo do mapeamento, procurou-se caracterizar os litotipos estudados no que diz respeito às suas feições de campo, distribuição na área e suas relações estratigráficas, bem como suas correlações com as unidades geológicas regionais, descritas no capítulo anterior. Vários critérios foram utilizados visando o ordenamento cronológico das litologias estudadas, onde estas foram individualizadas por critérios como contatos por intrusão, xenólitos, mistura de magmas e características estruturais (foliações e lineações originadas em diferentes épocas). Ênfase maior foi dada aos litotipos pertencentes à suíte plutônica tema desta dissertação, procurando-se separar os diferentes litotipos ígneos e entender as relações existentes entre estes. Além disso, procurou-se estabelecer as relações de contato entre os corpos ígneos e suas encaixantes de natureza, principalmente, meta-ígnea. A partir dos dados obtidos em campo, foi possível confeccionar um mapa de pontos (Anexo 1) e respectivo mapa geológico (Anexo 2, ver simplificação na figura 3.1), ambos na escala de 1:50.000.

3.2 - Relações Estratigráficas entre as Unidades Mapeadas A partir dos critérios supracitados, foi definida a seguinte ordem de empilhamento estratigráfico para a área mapeada (vide figura 3.1 e coluna litoestratigráfica no Anexo 2), que é formada da base para o topo por: (1) Substrato Gnáissico-Migmatítico: - gnaisses arqueanos (ortognaisses sienograníticos a monzograníticos de textura homogênea); - gnaisses paleoproterozóicos (ortognaisses variados, essencialmente graníticos a tonalíticos, em parte migmatizados e milonitizados); 28

(2) Suíte Plutônica Neoproterozóica: - encraves intermediários a máficos (encraves dioríticos, quartzo-dioríticos e tonalíticos, correspondendo à suíte diorítica que ocorre associada aos granitos porfiríticos); - rochas dioríticas porfiríticas (correspondem a corpos dioríticos de textura média a grossa com pórfiros de plagioclásio imersos em uma matriz composta, principalmente, por biotita e piroxênios); - granitóides porfiríticos (anfibólio-biotita monzogranitos e biotita monzogranitos porfiríticos, com granodiorítos ocorrendo de forma subordinada); - granitos microporfiríticos (biotita monzogranitos de coloração acinzentada, com pórfiros de feldspato potássico milimétricos); - diques e sheets leucograníticos (biotita leucogranitos de coloração cinza a rósea e leucogranitos grossos de coloração esbranquiçada); (3) Coberturas recentes: - sedimentos cenozóicos (arenitos e conglomerados inconsolidados que não serão aqui detalhados por não fazerem parte dos objetivos do trabalho). No que diz respeito à estruturação da área, pelo menos cinco gerações de deformações são aqui apontadas (Dn, D1, D2, D3 e D4). As estruturas mais antigas são restritas ao Substrato Gnáissico-Migmatítico, com o Evento Dn relacionado às rochas do substrato gnáissico arqueano, e o Evento D1 correspondendo à deformação mais antiga das rochas gnáissicas paleoproterozóicas. As estruturas formadas no Evento D1 mostram-se retrabalhadas pelo Evento D2, também restrito ao substrato, onde as tramas S1+S2 estão fortemente paralelizadas por dobramentos isoclinais D2. O Evento

D3 é o principal responsável pela atual arquitetura estrutural da área mapeada, com geração da tectônica transcorrente/distensional responsável pela formação das zonas de cisalhamento que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Este evento deformacional foi responsável por dobramentos abertos, onde a foliações de plano axial S3 encontra-se em ângulo com a trama S1+S2, sendo que, em regiões de mais alto strain, todas as tramas mostram-se paralelizadas (S1//S2//S3). Finalmente, o

Evento D4 corresponde à estruturação frágil, relacionada à falhas e fraturas, que seccionam praticamente todas as unidades mapeadas. No capítulo 4 são apresentados maiores detalhes a cerca da geometria, cinemática dos eventos dúcteis e alojamento dos corpos graníticos. 29 30

3.3 - Substrato Gnáissico-Migmatítico

3.3.1 - Gnaisses Arqueanos Representam as rochas mais antigas da região, aflorando na extremidade NW da área mapeada (proximidades de São José de Campestre, ver Anexo 2). Compreendem, principalmente, rochas metaplutônicas de composição monzogranítica a sienogranítica de coloração cinza esbranquiçada a rósea e textura equigranular média. Mineralogicamente, os ortognaisses são compostos principalmente por feldspato potássico, quartzo e plagioclásio, com anfibólio e biotita como máficos dominantes. Os ortognaisses arqueanos apresentam-se em contato direto com os gnaisses paleoproterozóicos. As regiões de contato são marcadas por zonas de cisalhamento, onde as rochas ocorrem bastante deformadas e exibindo uma trama L>>S. Além disso, as rochas arqueanas apresentam uma estruturação caracterizada por superfícies planares de baixo ângulo, frequentemente evidenciadas por dobramentos recumbentes. Essa estruturação é aqui descrita como sendo relacionada à deformação

D1//D2, restrita às rochas do substrato gnáissico-migmatítico. É provável que essa deformação tenha obliterado uma estruturação prévia (Dn) restrita as rochas arqueanas, já que diferentes episódios de magmatismo são registrados durante a história evolutiva do Arqueano no MSJC, com idades variando do Paleoarqueano (3.4 Ga), Mesoarqueano (3.2 Ga) e Neoarqueano (2.7 Ga) (Dantas 1997).

3.3.2 - Gnaisses Paleoproterozóicos Representam os litotipos dominantes na área mapeada, compreendendo rochas polideformadas, compostas por ortognaisses variados, essencialmente graníticos a tonalíticos, em parte migmatizados e milonitizados. Em campo, distinguem-se, principalmente, ortognaisses bandados com bandas tonalíticas a graníticas, ortognaisses de coloração cinza e composição tonalítica a granodiorítica, augen gnaisses granodioríticos a tonalíticos e ortognaisses quartzo- feldspáticos. São observados ainda, diques máficos (anfibolíticos) intrusivos nesses gnaisses. Esse conjunto compõe as rochas encaixantes dos plútons neoproterozóicos (ver Anexo 2). 31

Os ortognaisses bandados correspondem aos tipos mais comuns do substrato gnáissico-migmatítico. São caracterizados por um bandamento metamórfico de alto grau marcado por alternâncias de bandas félsicas, enriquecidas em quartzo, plagioclásio e feldspato potássico, e máficas, enriquecidas em biotita e anfibólio (Prancha 3.1 - Foto 3.1). As bandas ocorrem com espessuras variadas, onde o aspecto bandado dos gnaisses é decorrente da contribuição de injeções pegmatíticas e, principalmente, do efeito de zonas miloníticas (Prancha 3.1 - Foto 3.2). Esse bandamento marca a fase deformacional D1, que se encontra retrabalhada pelo Evento

D2, gerando a trama planar S1+S2, já discutida anteriormente. Nas zonas de maior strain as estruturas pretéritas são obliteradas pelo fabric milonítico superimposto (S3,

C3 - Evento D3), gerando a trama S1+S2+S3 (Prancha 3.1 - Foto 3.3). Nessas regiões de mais alto strain, em especial nas proximidades das intrusões graníticas, os gnaisses, por vezes, apresentam-se fortemente migmatizados (Prancha 3.1 - Foto 3.4). Os ortognaisses de coloração cinza-esbranquiçada a cinza-escuro apresentam textura equigranular média, com plagioclásio e quartzo compondo a mineralogia félsica principal, e biotita + anfibólio como máficos dominantes. Mostram uma foliação bem marcada (S1+S2), geralmente afetada por dobramentos suaves a apertados e por zonas miloníticas, relativos ao Evento D3. Comumente são cortados por diques pegmatíticos. Os augen gnaisses ocorrem ao longo de faixas estreitas, geralmente se dispondo na direção NE-SW. São rochas de textura média a grossa, tendo como característica marcante, a presença de porfiroclastos estirados (augens) de feldspato potássico nos tipos granodioríticos e plagioclásio nos tipos tonalíticos. Os augens apresentam-se bastante deformados, caracterizando uma trama L>>S. Os gnaisses quartzo-feldspáticos estão associados à fusão avançada de gnaisses tonalíticos/quartzo dioríticos (Prancha 3.1 - Fotos 3.5 e 3.6). Apresentam textura grossa e coloração esbranquiçada, sendo compostos principalmente por quartzo e plagioclásio. São rochas fortemente deformadas, com uma trama S+L geralmente bem desenvolvida. 32 33

Os diques máficos, anfibolitizados, ocorrem de maneira restrita, dispersos, não sendo representativos na escala do mapeamento. Correspondem a diques intrusivos que ocorrem truncando em baixo ângulo a trama S1 dos gnaisses paleoproterozóicos. São rochas de coloração escura (esverdeada a negra), compostas principalmente por anfibólio, com biotita e plagioclásio em quantidades menores. Apresentam textura fina a média, sendo provavelmente derivados do metamorfismo de diabásios. Os gnaisses paleoproterozóicos podem ser correlacionados às rochas metaplutônicas pertencentes ao Complexo Gnáissico-Migmatítico do MSJC, porção leste do Domínio Seridó (ver Capítulo 2).

3.4 - Suíte Plutônica Neoproterozóica

3.4.1 - Encraves Intermediários a Máficos Ocorrem tipicamente como encraves nos granitos porfiríticos (Prancha 3.2 - Foto 3.7), ou ainda, mais restritamente, como pequenos corpos isolados (ver Anexo 2). São, em sua maioria, encraves comumente alongados e com tamanhos variando desde centimétricos a decamétricos. Apresentam-se com textura fina a média, colorações negra e esverdeada, enriquecidos em biotita e anfibólio. Essas rochas constituem litotipos que variam desde dioritos a quartzo dioritos/tonalitos. Em vários afloramentos são observados processos de mistura do magma granítico com o magma diorítico. Algumas feições de campo dão suporte aos processos de mistura de magmas, onde contatos interdigitados são comumente observados entre as rochas dioríticas e os granitóides porfiríticos, além de estruturas de fluxo dobradas, ocorrendo em afloramentos com predomínio do magma intermediário a máfico, indicando alto contraste de viscosidade entre essas rochas (Prancha 3.2 - Fotos 3.8 e 3.9). Um outro aspecto observado em campo é a presença de encraves dioríticos em quartzo dioritos, mostrando a complexidade das diferentes interações observadas para esta suíte, que comumente apresenta-se como encrave nos corpos porfiríticos (Prancha 3.2 - Foto 3.10). Além de ocorrerem na forma de encraves, as rochas intermediárias a máficas apresentam-se como diques sin-magmáticos, sendo estes, possivelmente, relacionados ao último estágio de injeção de magmas dioríticos (Prancha 3.2 - Fotos 3.11 e 3.12). 34

No Plúton Serrinha, os encraves dioríticos ocorrem de maneira dispersa, geralmente com formas elípticas e se dispondo, principalmente, nas porções de borda do corpo granítico. O forte estiramento dos encraves nas porções de borda do plúton se dá pela atuação das zonas de cisalhamento que bordejam o plúton, indicando deformação ainda em estado magmático. Os encraves intermediários a máficos podem ser correlacionados com as rochas da Suíte Básica-Intermediária de Jardim de Sá (1994), descrita na literatura como sendo os litotipos mais precoces das suítes brasilianas. Os mesmos também são referidos como K-dioritos de afinidade shoshonítica (vide discussões no Capítulo 2).

3.4.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas Ocorrem como corpos isolados intrusivos no embasamento Paleoproterozóico, bem como associados aos granitóides porfiríticos. São rochas de textura média a grossa, equigranulares a inequigranulares porfiríticas, de composição diorítica a quartzo monzonítica. A mineralogia é formada por fenocristais de plagioclásio imersos em uma matriz composta por plagioclásio, piroxênios e biotita. Na região estudada, o Plúton Poço Verde representa o principal corpo ígneo, diagnóstico da suíte diorítica porfirítica ora detalhada. O mesmo encontra-se localizado na porção centro-oeste da área mapeada, intrusivo nos gnaisses paleoproterozóicos, dispondo-se de forma alongada numa direção geral NE-SW, com mergulhos invariavelmente para NW (ver Anexo 2). O diorito porfirítico Poço Verde tem como característica marcante, a grande quantidade de encraves máficos, evidenciados pela presença de clots máficos (Prancha 3.3 - Foto 3.13) e encraves dioríticos microgranulares, onde processos de mistura mecânica de magmas são observados (magma mingling), com fenocristais de plagioclásio imersos nos encraves dioríticos (Prancha 3.3 - Foto 3.14). Nas bordas deste plúton, é comum a presença de xenólitos do substrato gnáissico (gnaisses bandados e anfibolitos), e os encraves apresentam-se geralmente estirados com formas sigmoidais (Prancha 3.3 - Foto 3.15). Um outro aspecto observado é a presença de diques leucograníticos, pegmatitos e veios de quartzo truncando a trama principal (NE-SW) do Plúton Poço Verde e/ou dobrados segundo essa estruturação (Prancha 3.3 - Foto 3.16). 35 36

Ao oeste do Plúton Poço Verde, corpos menores, ora isolados, intrusivos nos gnaisses, ou como encraves em granitos porfiríticos são comumente observados (Prancha 3.3 - Foto 3.17). Nessa região, as rochas dioríticas apresentam uma textura média e são mais enriquecidas em máficos (biotita e piroxênios) (Prancha 3.3 - Foto 3.18). Quando associadas aos granitóides porfiríticos, observa-se processo de mistura mecânica de magmas, com fenocristais de feldspato potássico imersos na matriz diorítica.

3.4.3 - Granitóides Porfiríticos Representam os litotipos dominantes da suíte neoproterozóica, com destaque para o Plúton Serrinha que aflora na porção central da área mapeada, ocorrendo com forma alongada numa direção aproximadamente E-W, estando alojado nos gnaisses paleoproterozóicos (ver Anexo 2). Além do referido plúton, foram mapeados parte do batólito de Monte das Gameleiras (extremo SW da área) e corpos menores posicionados na transição desses dois granitóides (ver Anexo 2). Os granitóides porfiríticos apresentam textura média a muito grossa, inequigranular (Prancha 3.4 - Fotos 3.19, 3.20, 3.21 e 3.22), marcada pela presença de fenocristais milimétricos a centimétricos de feldspato potássico (até 15 cm de comprimento - Prancha 3.4 - Foto 3.23), imersos numa matriz formada principalmente por quartzo, feldspatos e biotita, com proporções subordinadas de anfibólio. Em campo, dois fácies podem ser separados, um granítico (principal) e outro granodiorítico (subordinado), sendo este último relacionado a processos de mistura de magmas. Em mapa, o fácies subordinado ocorre invariavelmente associado a encraves dioríticos, geralmente nas extremidades dos corpos porfiríticos (Prancha 3.4 – Foto 3.24). Uma característica comum, observada nos fenocristais são os geminados Carlsbad, além de texturas de zonação, marcadas por orlas claras (albíticas) (Prancha 3.5 - Foto 3.25). 37 38

Essas rochas apresentam como característica marcante, feições deformacionais diferenciadas, onde se consegue distinguir um fácies com fabric magmático de fluxo viscoso (fabric PFC, Hutton 1988) e um fácies com deformação no estado sólido de alta ou baixa temperatura (fabric SPD, Hutton 1988). No Plúton Serrinha, as porções centrais do corpo são caracterizadas pela não orientação dos fenocristais (Prancha 3.4, foto 3.19) ou, quando orientados, o fabric é estritamente de origem magmática. Já em direção às bordas do plúton, os cristais adquirem uma orientação muito pronunciada, desenvolvendo caudas de recristalização e/ou sombras de pressão, com o quartzo fortemente estirado (ribbons), denotando deformação em estado sólido. Feições de mistura de magmas são comumente observadas, onde a interação entre o magma ácido (granítico) com o magma básico (diorítico) é relatada pela presença de fenocristais de feldspato potássico imersos em encraves dioríticos (Prancha 3.5 - Foto 3.26), denotando processo de mistura mecânica de magmas (mistura do tipo mingling). Já a presença de rochas de caráter híbrido, denotadas por cristais de feldspato potássico ocorrendo disseminados na matriz diorítica de encraves, assumindo um aspecto porfirítico (granodioritos porfiríticos), sugere a atuação de processos de mistura do tipo mixing (Prancha 3.5 - Foto 3.27). Esses tipos de mistura são formados por diversos fatores, com o volume do magma envolvido e os contrastes termais e de viscosidade favorecendo um determinado tipo de mistura. Um exemplo disso é observado em alguns afloramentos dos granodioritos porfiríticos, os quais ocorrem, principalmente, nas extremidades dos corpos graníticos, onde são encontradas maiores concentrações de encraves dioríticos, favorecendo a formação de misturas do tipo mixing. Nesses afloramentos é possível observar a passagem dos granitos para os granodiorítos porfiríticos, onde estes se apresentam em contatos interdigitados (Prancha 3.5 - Fotos 3.28). Os granitóides porfiríticos ora mapeados mostram-se fortemente controlados pelo último evento deformacional de natureza dúctil reconhecido na área (D3), onde este evento é bem marcado pelas zonas de cisalhamento que bordejam os granitóides, exercendo forte controle na intrusão desses corpos (detalhes no Capítulo 4). Esses granitóides podem ser correlacionados à suíte G3 de Jardim de Sá et al. (1981) e aos clássicos granitos tipo Itaporanga de Almeida at al. (1967). 39 40

3.4.4 - Granitos Microporfiríticos Ocorrem de forma subordinada na região, em especial na borda leste do Plúton Poço Verde, como pequenos corpos intrusivos nos gnaisses paleoproterozóicos (ver Anexo 2). São rochas de coloração acinzentada, caracterizadas pela textura inequigranular microporfirítica, marcada pela presença de fenocristais de feldspato potássico com comprimento inferior a 1 cm, imersos numa matriz composta por quartzo, feldspato e biotita (Prancha 3.6 - Foto 3.29). Os tipos microporfiríticos apresentam uma foliação desenvolvida em estado sólido (tipo SPD), bem marcada pela 41 forte orientação dos cristais de biotita e estiramento dos cristais de feldspato e quartzo (Prancha 3.6 - Foto 3.29).

3.4.5 - Diques e Sheets Leucograníticos Ocorrem de forma intrusiva tanto nos gnaisses do substrato como também nas demais rochas da suíte neoproterozóica (Prancha 3.6 - Fotos 3.30, 3.31 e 3.32, ver Anexo 2). Além disso, essas rochas praticamente não apresentam evidências de deformação dúctil, exceto nas zonas de contato. Esse fato sugere que as mesmas são tardias na seqüência magmática da área. Dois tipos de diques e sheets são caracterizados em campo, os primeiros apresentam-se com colorações cinza a rósea e espessuras métricas a decamétricas e o segundo ocorre com coloração esbranquiçada e espessuras centimétricas a métricas (Prancha 3.6 - Fotos 3.30, 3.31 e 3.32). Os diques e sheets ocorrem com orientações subparalelas ou oblíquas ao trend local, sendo freqüentemente cortadas por falhas de natureza rúptil e, em alguns afloramentos, truncados por diques pegmatíticos. Uma característica comum observada nos diques e sheets é a presença de xenólitos de rochas do substrato gnáissico (Prancha 3.6 - Foto 3.32). 42

4.1 - Introdução A região estudada comporta um amplo registro de uma estruturação tectônica associada à atuação do Ciclo Orogênico Brasiliano. A maior expressão dessa deformação dúctil corresponde a zonas de cisalhamento, a exemplo das zonas de cisalhamento São José de Campestre (ZCJSC) e Espírito Santo (ZCES), de trend geral NE-SW, como também à onaZ de Cisalhament o Rio Jacu (ZCRJ), que se difere das duas primeiras por apresentar um trend geral E-W (ver Anexo 2). Os efeitos dessa deformação são visualizados em toda a extensão da área estudada, em graus variados de intensidade. Nas regiões de menor strain, as estruturas relacionadas aos eventos mais antigos (D1+D2) encontram-se bem preservadas. Já nos setores de maior strain, a individualização dessas estruturas antigas é dificultada devido a paralelização destas com as estruturas mais jovens (D3). No decorrer deste capítulo será abordada a evolução do quadro estrutural da área, estabelecida com base nas observações de campo, a partir da identificação e análise dos elementos estruturais que caracterizam os diferentes eventos deformacionais. Ênfase maior será dada à estruturação dúctil mais jovem (neoproterozóica), analisando-se sua geometria, cinemática, e o seu controle sobre o alojamento dos corpos plutônicos.

4.2 - Eventos Deformacionais Pré-Alojamento da Suíte Plutônica

4.2.1 - Evento Dn Esse evento deformacional é aqui descrito na tentativa de individualização da deformação impressa nos gnaisses de idade arqueana, aflorantes no extremo NW da área mapeada (Anexo 2). Em campo a deformação observada nas rochas arqueanas é caracterizada por uma estruturação planar de baixo ângulo, evidenciada por dobras sem raiz, transpostas e dobramentos recumbentes (Foto 4.1). Apesar dessa estruturação não ter sido objeto de detalhamento neste trabalho, chama-se a atenção para a dificuldade de se reconhecer tramas antigas relacionadas unicamente ao 44

Arqueano. O evento Dn é aqui empregado de moda a chamar a atenção para os diferentes episódios de magmatismo do Arqueano no MSJC (3.4 a 2.7 Ga, Dantas 1997), o que sustenta a hipótese de tramas tipicamente arqueanas, sendo que estas estão fortemente obliteradas pela deformação D1/D2.

Foto 4.1 - Dobra recumbente em gnaisse arqueano, evidenciando a estruturação planar de

baixo ângulo, comumente observada nessas rochas (Evento Dn?). A ilustração abaixo mostra a B geometria do dobramento, com detalhe para a lineação de estiramento e eixo de dobra LX (Afloramento localizado próximo a São José de Campestre - Ponto LG-176).

4.2.2 - Evento D1

A estruturação relacionada à D1 é de difícil identificação, já que as estruturas relacionadas a esse evento encontram-se fortemente retrabalhadas pelos eventos posteriores (D2, D3). Na região mapeada, o evento D1 é caracterizado por um bandamento gnáissico de alto grau, marcado por bandas milimétricas a centimétrias, 45 evidenciado pela alternância de níveis máficos, formados principalmente por anfibólio, biotita e plagioclásio, e níveis félsicos, quartzo-feldspáticos (Foto 4.2). Esse evento corresponde ao mais antigo presente no substrato gnáissico paleoproterozóico, com corpos anfibolíticos reconhecidos como antigos diques básicos, cortando o bandamento S1 em baixo ângulo e sendo deformado em conjunto pelos eventos posteriores D2 e D3.

No geral, as estruturas desenvolvidas durante o evento D1 encontra-se retrabalhado e paralelizado às estruturas D2, compondo a trama plano-linear S1+S2 (Foto 4.2).

4.2.3 - Evento D2

A deformação D2 encontra-se bem impressa nos ortognaisses bandados do substrato gnáissico paleoproterozóico, sendo evidenciada por dobras isoclinais que ocorrem afetando o bandamento gnáissico S1, gerando a trama S1+S2 (Foto 4.2). Essa deformação é também evidenciada nestas rochas pela presença de dobras isoclinais intrafoliais, as quais, possivelmente, foram geradas em regiões onde a deformação D2 atingiu alto strain (Foto 4.3).

A foliação S2 apresenta-se, geralmente, com variações em sua direção e sentido de mergulho, os quais se dispõem coincidentemente com as orientações da foliação X S3. O mesmo ocorre com as lineações de estiramento L2 , que tendem a se paralelizar X às lineações L3 . Isso mostra o forte retrabalhamento exercido pela deformação D3 nas estruturas pretéritas, dificultando a reconstrução da macroestruturação D2 na área de estudo. De todo modo, nas regiões onde o evento D3 foi menos intenso (distanciando- se das zonas de cisalhamento), a trama S1+S2 ocorre com mergulhos moderados, x geralmente para NW e SW e contendo uma lineação de estiramento mineral L2 de forte rake, também para NW e SW, marcada pela orientação de anfibólio e/ou biotita, bem como pelo estiramento de quartzo e feldspato. A medida que se aproxima dos contatos miloníticos, a foliação S1+S2 é inflexionada devido à atuação das zonas de cisalhamento D3, gerando a trama S1+S2+S3. 46

Foto 4.2 – Gnaisse bandado paleoproterozóico expondo mesodobramento isoclinal,

evidenciando a paralelização entre as tramas S1 e S2 (Afloramento nas proximidades da localidade Carnaúba - Ponto LG-29).

Foto 4.3 - Desenvolvimento de dobras isoclinais intrafoliais D2 em ortognaisses bandados (Afloramento localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37). 47

4.3 - O Evento Deformacional D3

O evento D3 é o principal responsável pela atual arquitetura estrutural da área mapeada. Foi durante esse evento que se desenvolveram as zonas de cisalhamento transcorrentes/distensionais que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Além das zonas de cisalhamento, são associados a esse evento dobramentos abertos, apertados, por vezes transpostos, com plano axial vertical, e freqüentes dobras inversas, com plano axial inclinado para NW (Fotos, 4.4 e 4.5).

A superposição do evento D3 em relação ao fabric pretérito (D1//D2), provoca a formação de padrões de redobramentos, coaxial (tipo III, Ramsay 1967) que são comumente observados (Foto 4.6). Essas estruturas são observadas nos setores de alto strain da deformação D3 (próximo às zonas de cisalhamento), gerando uma foliação composta S1//S2//S3. Nesses setores, podem ser encontradas dobras em bainha, desenvolvidas em ortognaisses bandados, demonstrando o alto strain alcançado pelo evento D3 (Foto 4.7).

Foto 4.4 - Mesodobramento aberto afetando a trama S1+S2, com desenvolvimento de foliação

de plano axial S3 (Afloramento localizado na saída sul de São José de Campestre - Ponto LG- 174). 48

Foto 4.5 - Gnaisses bandados apresentando dobras inversas, características da deformação D3, com plano axial inclinado para NW (Afloramento localizado ao leste de Santo Antônio – Ponto LG-87).

Foto 4.6 - Padrão de interferência coaxial, evidenciando o retrabalhamento da trama S1//S2

durante o Evento D3 (Afloramento localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37). 49

Foto 4.7 - Detalhe de um corte transversal (em planta) de uma dobra em bainha (Afloramento localizado ao sul de Poço Verde - Ponto LG-37).

mU estágio tardio para a deformação D 3 é caracterizado pelo desenvolvimento de abundantes bandas de cisalhamento (shear bands) C3 ’ mesoscópicas com direção NE-SW e cinemática sinistrógira distensional (Foto 4.8) e subordinadamente ocorrem com direção NNW-SSE e cinemática dextrógira (Foto 4.8). Juntas de distensão preenchidas por veios e mobilizados félsicos de direção aproximadamente N-S (Foto 4.9), também estão presentes. A ductilidade dessas estruturas é marcada pelo desenvolvimento de dobras nos planos de cisalhamento (Foto 4.10) e pelo preenchimento por mobilizados anatéxicos no embasamento e por líquidos graníticos tardios nos plútons granitóides (Foto 4.11), indicando ainda um regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons neoproterozóicos. Como hipótese preliminar, este último evento pode ter sido responsável pela reabertura do sistema isotópico U-Th-Pb em monazitas do Plúton Poço Verde, que indicam idades de cerca de 550 Ma (Souza et al., 2006). 50

Foto 4.8 - Ortognaisse bandado apresentando bandas de cisalhamento conjugadas, sendo sinistrógira as com direção NE-SW e dextrógira as com direção NNW-SSE (Afloramento ao norte de Serrinha - Ponto LG-20).

Foto 4.9 - Junta de distensão preenchida por quartzo, com direção aproximadamente N-S (Afloramento ao leste de Santo Antônio - Ponto LG-49). 51

Foto 4.10 – Desenvolvimento de dobras nos planos de cisalhamento C 3’, mostrando o caráter dúctil desse evento no final do Neoproterozóico e início do Cambriano (Afloramento nas proximidades da localidade Carnaúba - Ponto LG-29).

Foto 4.11 - Shear bands apresentando preenchimento por mobilizados anatéxicos no embasamento indicando regime em altas temperaturas no final da colocação dos plútons neoproterozóicos (Afloramento nas proximidades da localidade Carnaúba - Ponto LG-29). 52

4.4 - Cinemática das Zonas de Cisalhamento D3 Várias feições observadas em campo denotam o caráter sin-tectônico da suíte plutônica estudada em relação às zonas de cisalhamento adjacentes. Nos subitens que se seguem, serão apresentadas as principais características das zonas de cisalhamento imediatas aos plútons, analisando-se o comportamento dessas estruturas com base no fabric plano-linear (foliações e lineações) e respectivo registro de indicadores cinemáticos associados. Para tanto, a área foi individualizada em 4 setores, pelo fato de se identificar, nestas regiões, características distintas das zonas de cisalhamento mapeadas na área estudada (Figura 4.1).

4.4.1 - Setor 1 - Zona de Cisalhamento São José de Campestre O setor 1 compreende a porção oeste da área, onde ocorre a Zona de Cisalhamento São José de Campestre. Essa estrutura delimita a borda NW do Batólito de Monte das Gameleiras e corpos menores aflorantes na transição entre este batólito e o Plúton Serrinha (Figura 4.1; Anexo 2). A mesma possui direção geral NE-SW, caracterizada por uma foliação S3 que apresenta mergulhos fortes principalmente para NW, desenvolvida no substrato gnáissico e nos granitóides porfiríticos. As lineações de X estiramento mineral L3 apresentam, no geral, caimentos suaves para NE, marcada pela orientação de anfibólios e/ou biotitas e pelo forte estiramento do quartzo em forma de ribbons (Figura 4.1; Prancha 4.1 - Foto 4.12). Os marcadores cinemáticos observados em campo apontam uma cinemática transcorrente dextrógira para a CSJC.Z Os elementos cinemáticos estão bem desenvolvidos nos gnaisses do substrato, como também nos granitóides porfiríticos e encraves intermediários a máficos. Os mesmos incluem assimetria de boudins de veios, tramas SC e porfiroclastos do tipo V e G (Prancha 4.1 - Foto 4.13). A cinemática dextrógira é corroborada pela geometria en cornue dos plútons que ocorrem associados a essa zona de cisalhamento, como também pela fabric S1+S2, que ocorre inflexionado em alguns setores com mergulhos para SW (ver Anexo 2).

4.4.2 - Setor 2 - Extremidades NW e SE do Plúton Serrinha Esse setor é aqui subdividido em 2a (extremidade NW) e 2b (extremidade SE), para representar o fabric milonítico (S3), que afeta o Granitóide Serrinha nessas regiões (Figura 4.1). 53 54

O Setor 2a marca a transição entre as zonas de cisalhamento São José de

Campestre e Rio Jacu. A foliação milonítica S3 apresenta orientação NE-SW, passando para E-W, acompanhando a orientação do granitóide Serrinha, com mergulhos fortes X para NW e para N (Figura 4.1; A nexo 2). A lineação de estiramento L3 , marcada por ribbons de quartzo e biotitas isorientadas, possui caimento suave a moderado, invariavelmente para NE. Na extremidade SE do Plúton Serrinha (Setor 2b), o fabric plano-linear coincide com o descrito para o Setor 2a, sendo que a foliação S3 mergulha preferencialmente para NW (Figura 4.1; Anexo 2). Os critérios cinemáticos são dados por zonas miloníticas, com o desvio da foliação magmática denotando movimentação dextrógira (Prancha 4.1 - Foto 4.14). Além disso, o desenvolvimento de caudas de recristalização assimétrica em cristais de feldspato potássico, estruturas SC, veios leucograníticos e encraves dioríticos sigmoidais, corroboram com a movimentação dextrógira sugerida para essas regiões (Prancha 4.1 - Fotos 4.15 e 4.16).

4.4.3 - Setor 3 - Zona de Cisalhamento Rio Jacu O setor 3, situado na porção centro-norte da área, compreende a onaZ de Cisalhamento Rio Jacu. Essa estrutura exerce um forte controle no alojamento do Plúton Serrinha, sendo caracterizada por uma geometria complexa, que acompanha a orientação desse corpo, delimitando-o nas suas extremidades N e S (ver Setores 3a e 3b, respectivamente - Figura 4.1; Anexo 2). X A CRJZ caracteriza-se por li neação de estiramento mineral L3 , definida por anfibólio e biotita isorientados e pelo estiramento de quartzo e feldspato, apresentando caimento moderado a forte (down dip) para NNW e NNE, sendo observada tanto no granito, como também nos gnaisses encaixantes (Figura 4.1; Prancha 4.1 - Foto 4.17; Prancha 4.2 - Foto 4.18). Fenocristais de feldspato potássico apresentam-se com caudas assimétricas (topo para NNW e NNE), indicando uma cinemática distensional para a onaZ de Cisalhamento Rio Jacu (Prancha 4.2 - Foto 4.19).

A foliação milonítica S3 dispõe-se acompanhando a forma do Plúton Serrinha, geralmente apresentando mergulhos forte para N (Figura 4.1; Anexo 2). Nas porções centrais do granitóide Serrinha, os fenocristais de feldspato potássico apresentam-se pouco estirados, possuindo uma orientação magmática condizente com o que é observado nas bordas do plúton e os cristais de quartzo são globulares, sendo que, 55 56 nas regiões de borda, os fenocristais de feldspato potássico possuem uma orientação proeminente e os cristais de quartzo são estirados. Tais características atestam o caráter sin-tectônico do Plúton Serrinha com relação à CRJ,Z onde essa estrutura deve ter servido de conduto para a colocação do plúton na crosta.

4.4.4- Setor 4 - Extremidades do Plúton Poço Verde Na porção centro-sudoeste da área, onde aflora o Plúton Poço Verde (Anexo 2), a trama S3 apresenta direção geral NE-SW, com mergulho moderado a forte invariavelmente para NW (Figura 4.1). O Plúton Poço Verde possui orientação geral

NE-SW, paralelo a direção da trama S3 das encaixantes gnáissica-migmatíticas. No plúton, a foliação milonítica é marcada pela orientação de biotitas e piroxênios e pelo estiramento de encraves e clots máficos. X Nas encaixantes do plúton, a lineação de estiramento mineral L3 é marcada pelo forte estiramento de quartzo e feldspato (Prancha 4.2 - Foto 4.20). Nas regiões de borda do plúton, essa lineação é evidenciada pelo forte estiramento dos fenocristais de X plagioclásio. A lineação L3 apresenta caimento moderado a forte (down dip), principalmente para NW e, subordinadamente para NE (Figura 4.1). Os critérios cinemáticos, como assimetria dos pórfiros de plagioclásio, apontam uma movimentação normal (distensional), com topo para NW para a zona milonítica que bordeja o Plúton Poço Verde (Prancha 4.2 - Foto 4.21). Essa estrutura possivelmente deve representar uma descontinuidade litosférica, tendo em vista o caráter básico dos dioritos porfiríticos que ela hospeda. As características supracitadas são indicativas de um alojamento sin-cinemático do Plúton Poço Verde com relação à zona de cisalhamento que o bordeja. A idade -U Pb em zircão de aproximadamente 600 Ma do Plúton Poço Verde (Dantas 1997), mesmo apresentando um erro elevado (+ 16), é comparativamente mais antiga que as idades obtidas para os plútons Monte das Gameleiras (Galindo et al. 2005) e Serrinha (detalhes no capítulo 5), denotando, possivelmente, uma etapa precoce para o Evento

D3 na região. Todavia, faz-se necessário a aquisição de novos dados geocronológicos para o diorito porfirítico de Poço Verde, bem como, uma análise detalhada das estruturas relacionadas ao mesmo. 57

4.5 - Modelo Cinemático de Alojamento do Plúton Serrinha Como previamente relatado nos itens anteriores, a freqüente disposição dos corpos graníticos adjacentes às zonas de cisalhamento, aliado à continuidade de orientação e cinemática entre o fabric de estado sólido, na encaixante, e o fabric magmático, impresso nos plútons, evidenciam o forte controle exercido pelas zonas de cisalhamento no alojamento de magmas graníticos na crosta. O Plúton Serrinha apresenta uma orientação geral E-W, dispondo-se ao longo da onaZ de Cisalhamento Rio Jacu (ZCRJ). Essa estrutura posiciona-se entre as zonas de cisalhamento São José de Campestre (ZCSJC) e Espírito Santo (ZCES), que apresentam direção geral NE-SW e cinemática transcorrente dextrógira (ver Mapa 58

Geológico - Anexo 2). A hipótese empregada na tentativa de explicar o mecanismo de criação de espaço, de acordo com a forma atual do Plúton Serrinha, baseia-se no desenvolvimento de uma cunha crustal entre as CSJCZ e CES,Z em favorecimento de uma cavidade distensional, gerada a partir de uma abertura tipo pull-apart, constituindo um potencial mecanismo de alojamento do granitóide Serrinha. A figura 4.2 sumariza as feições cinemáticas apontadas para a CRJZ e possível mecanismo gerador de espaço para a colocação do Plúton Serrinha. Como visto anteriormente, a ZCRJ apresenta setores com cinemática distensional e outros de cinemática transcorrente dextrógira. De acordo com o modelo proposto na figura supracitada, a combinação destas cinemáticas distintas pode ter subsidiado a abertura de uma estrutura tipo pull-apart, onde, possivelmente, o magma que deu origem ao Plúton Serrinha se alojou (ver maiores detalhes na figura 4.2). Dúvidas quanto ao real mecanismo de transporte e ascensão crustal do magma permanecem. Os trabalhos mais recentes (Petford 1996, Weinberg 1996) tem se concentrado em dois mecanismos de ascensão crustal: diápiros ou propagação de diques. maU das principais divergências par a a ascensão por diápiros é apontada por Paterson e Fowler (1993), os quais apontam que as estruturas internas e externas de plútons, descritos na literatura como diapíricos, não se ajustam com modelos físicos e matemáticos propostos para o diapirismo. Para a propagação de diques, dois modelos são reconhecidos: ascensão por fraturas geradas pela subida do magma (Clemens e Mawer 1992) e ascensão aproveitando falhas ou zonas de cisalhamento como condutos (Petford et al., 1993, 1994). Paterson e Fowler (1993) também discutem algumas limitações para o modelo por propagação de diques, levantando dúvidas por este não deixar claro a transformação de um enxame de intrusões tabulares em corpos elípticos no final da colocação dos plútons. Em suma, as características estruturais dos plútons refletem, principalmente, os estágios evolutivos finais de alojamento crustal e num determinado nível estrutural de exposição das rochas. 59

5.1 - Introdução Nos últimos anos, estudos geocronológicos a partir do método -PbU em zircão têm desempenhado um papel importante no entendimento geodinâmico da Província Borborema, com os plútons granitóides sendo considerados peças chaves para a compreensão das relações entre as diferentes suítes, permitindo posicionar no tempo a tectônica atuante durante o neoproterozóico. Com isso, esse capítulo tem como principais objetivos, apresentar a idade U-Pb em zircão obtida para o Plúton Serrinha, discutir esta idade com relação ao contexto geológico da área estudada e com relação a idades prévias.

5.2 - Procedimentos Analíticos Para datação do Plúton Serrinha, foram coletados cerca de 10 kg de amostra, que foi britada no Laboratório de Preparação de Amostras da FRNU e enviada para o Laboratório de Geocronologia da niversidadeU de Brasília (U nB). Neste laboratório, a amostra foi moída (80 mesh) e concentrada/bateada. Em seguida foi reconcentrada utilizando um separador isodinâmico Frantz e, posteriormente, selecionado os grãos com a utilização de um microscópio binocular. Os grãos de zircão escolhidos apresentam-se com formas prismáticas e colorações claras, rosados e límpidos. Os procedimentos analíticos utilizados para datação dos zircões seguem conforme descrito em Dantas et al. (2001) e Laux et al. (2004). As medidas isotópicas foram realizadas em um espectrômetro de massa tipo Finnigan MAT-262 nos módulos de coletor individual ou múltiplo. No Laboratório de Geocronologia da niversidadeU de Brasília (IG-UnB), as frações de zircão fo ram pesadas e dissolvidas em uma mistura de

HF e HNO3 (HF:HNO3 =4:1), usando microcápsulas em bombas de Teflon. maU solução traçadora (spike) Pb205-U235 foi utilizada. A extração química seguiu uma técnica padrão de troca de ânions, com microcolunas de troca iônica, com os procedimentos seguintes modificados de Krogh (1973). As composições isotópicas de

Pb e Usão analisadas em filamentos individuais de Rênio, usando H3PO4 e sílica gel e corrigidas pela média obtida no padrão de Pb comum SEM 981. O fracionamento do U 61

é monitorado pela réplica de análises do padrão SM 500. Incertezas na razão U-Pb decorrentes de espectrometria de massa e do fracionamento são da ordem de 0,5 %. Isótopos de Pb radiogênico são calculados pela correção para os brancos analíticos (blank) de Pb e para Pb original não radiogênico correspondente ao modelo de Pb de Stacey & Kramers (1975), em relação à idade apropriada da amostra. As constantes de decaimento utilizadas são propostas por Steiger & Jager (1977), e o total do branco do procedimento durante as análises é em torno de 10-50 picogramas (10-7 gramas) para Pb e de 0,5-1 picogramas para .U Para o cálculo da idade, foram utilizados os programas PBDAT (Ludwig, 1993) e ISOPLOT-Ex (Ludwig, 2001).

5.3 - A idade do Plúton Serrinha A amostra do Plúton Serrinha datada foi coletada na pedreira da cidade de Serrinha (afloramento ES300, ver Anexo 1). Os dados analíticos obtidos constam na tabela 5.1. tilizandoU todas as frações de zircão ana lisadas (6 frações) na tentativa de determinar a idade do plúton (Figura 8.1), o valor calculado é de 569 Ma (intercepto inferior), todavia com um erro analítico elevado (+74). No diagrama podem ser observados diferentes alinhamentos das frações de zircão analisadas (Figura 8.1), com algumas frações apresentando um erro muito elevado. No diagrama da figura 5.2, foram utilizadas 3 frações de zircão (ES300-E2, E11 e E14), duas correspondendo a zircões únicos (monozircão) e outra constituindo uma fração composta (três zircões). Essas frações se alinham e plotam praticamente sobre a curva concórdia, obtendo-se uma idade de 575,8 + 2,7 Ma, com intercepto inferior forçado para a origem. Essa idade é interpretada como a idade de cristalização e posicionamento do Plúton Serrinha. Esse valor de 576 Ma permite correlacionar o granitóide de Serrinha às suites brasilianas previamente estudadas do Domínio Seridó, marcando um importante episódio deformacional daquele ciclo orogênico. Na área mapeada (Anexo 2), esse episódio se expressa por zonas de cisalhamento contemporâneas, de cinemática transcorrente/distensional de direção aproximadamente E-W (Zona de Cisalhamento Rio Jacu) e NE-SW (zonas de cisalhamento São José de Campestre e Espírito Santo). O resultado confirma e amplia a ocorrência de deformação transtensional em alta temperatura durante o Ciclo Brasiliano, uma característica do MSJC. 62

5.4 - Discussões As feições de campo corroboradas com dados geocronológicos permitem correlacionar o Plúton Serrinha (576 Ma) ao Batólito de Monte das Gameleiras, no qual Galindo et al. (2005), apresentaram uma idade -PbU em zircão de 573 + 7 Ma. Idades prévias obtidas para esses dois granitóides impossibilitavam tal interpretação, já que para o Plúton Serrinha, valores obtidos a partir de uma isócrona em rocha total pelo método Rb-Sr por Macedo et al. (1997), apontavam uma idade de 603 + 22 Ma e da mesma forma, pelo mesmo método, Galindo (1982) fornecia uma idade de 547 + 6 Ma para o granitóide de Monte das Gameleiras. Com isso, os granitóides porfiríticos ora mapeados, podem ser correlacionados entre si, e também a corpos de idades similares do Domínio Seridó, como é o caso dos granitóides porfiríticos de Acari (579-555 Ma - Leterrier et al. 1994; Jardim de Sá, 1994), Tourão (580 + 4 Ma) e Caraúbas (576 + 24 Ma) (esses últimos em Trindade et al. 1999). Para o Plúton Poço Verde, faz-se necessário a aquisição de novos dados -PbU em zircão, já que Dantas (1997) apresentou uma idade de aproximadamente 600 Ma para este corpo (U-Pb em zircão), sendo que co m um erro analítico elevado, deixando dúvidas com relação à colocação deste plúton, se de fato ocorreu previamente aos granitóides porfiríticos, ou concomitantemente a estes. Além disso, Souza et al. (2006) apresenta uma idade de cerca de 550 Ma (datação em monazitas) para o diorito porfirítico de Poço Verde, sendo interpretada como o pico de um evento termal responsável pela reabertura do sistema isotópico U-Th-Pb em monazitas do corpo diorítico. Em síntese, essas idades em torno de 580 Ma, podem refletir o pico do evento tectônico-metamórfico responsável pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento dúcteis (D3) e conseqüente colocação do extensivo plutonismo granitóide no Domínio Seridó. 63

6.1 - Introdução Este capítulo descreve a suíte de rochas plutônicas mapeadas na escala de 1:50.000 (ver Anexo 2), abordando as principais características mineralógicas e microtexturais, a partir da análise de seções delgadas utilizando o microscópio petrográfico de luz transmitida. A identificação e quantificação das principais fases minerais, bem como suas relações microtexturais, são de fundamental importância para os estudos petrogenéticos e geoquímicos inerentes a presente dissertação. Para a caracterização das propriedades óticas e microtexturas, foram utilizados os textos básicos de Hibbard (1995), Deer et al. (1992), Shelley (1992), Bard (1987), MacKenzie et al. (1984), Roubault (1982), MacKenzie & Guilford (1980) e Phillips (1980). As abreviaturas dos minerais utilizadas estão na sua grande maioria, condizentes com a proposição de Kretz (1983) e suas mudanças para língua prática. Adotou-se ainda uma seqüência numérica de acordo com os diferentes padrões texturais observados para as fases minerais (ex. Qtz I, Qtz II, Qtz III e assim sucessivamente). O estudo apresentado adiante foi elaborado a partir de um total de 92 seções delgadas, sendo 25 para os encraves intermediários a máficos, 17 para as rochas dioríticas porfiríticas, 32 para os granitóides porfiríticos, 6 para os granitos microporfiríticos e 12 para os diques e sheets micrograníticos. Valores modais foram obtidos no contador de pontos tipo Swift, modelo F (mais de 1000 pontos por seção delgada), sendo contados pontos num total de 55 lâminas.

6.2 - Nomenclatura da Suíte Plutônica Para a classificação/nomenclatura das rochas que compõem a suíte plutônica estudada, foi utilizada a terminologia proposta por Streckeisen (1976), a partir dos diagramas modais Q-A-P e Q-(A+P)-M. 65

6.2.1 - Encraves Intermediários a Máficos A análise modal dos fácies representativos dos encraves intermediários a máficos foi efetuada a partir de 9 seções delgadas (Tabela 6.1). Essas rochas quando plotadas no diagrama Q-A-P, apresentam-se de forma heterogênea com composições variando de quartzo dioritos, tonalitos e granodioritos, com algumas amostras plotando como quartzo monzodioritos (Figura 6.1). Essa variação composicional dar- se, principalmente, pelo conteúdo relativo de quartzo e feldspato potássico presentes nessas rochas, possibilitando distinguir termos menos evoluídos (anfibólio-biotita quatzo dioritos) de termos mais evoluídos (anfibólio-biotita tonalitos/anfibólio-biotita granodioritos). Texturalmente, estes fácies são de difícil diferenciação. Os encraves têm como minerais máficos principais anfibólio e biotita, chegando a atingir 24,5% nas rochas mais diferenciadas e 61,1% nas menos evoluídas. O que caracteriza essas rochas, em termos de índice de cor, como sendo melanocráticas a leucocráticas (Figura 6.1).

Figura 6.1 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os encraves intermediários a máficos (Streckeisen 1976). 66 67

6.2.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas A classificação modal das rochas dioríticas porfiríticas (ênfase no Plúton Poço Verde) foi feita com base em 9 seções delgadas representativas dessa suíte (Tabela 6.2). De acordo com o diagrama da figura 6.2 e a partir de dados de microssonda eletrônica dos plagioclásios (An29-45%, vide Capítulo 7), os dioritos porfiríticos são classificados como biotita quartzo monzodiorito (fácies predominante), com quartzo monzonitos/granodioritos subordinados. Essas rochas apresentam como minerais máficos dominantes a biotita e os piroxênios, com anfibólio ocorrendo de forma subordinada, geralmente como produto de transformação dos piroxênios. Esses constituintes chegam a atingir 22,5% nos termos mais diferenciados e 62,3% nos menos evoluídos. Em termos de índice de cor, essas rochas podem ser chamadas de melanocráticas a leucocráticas, com predomínio de termos mesocráticos (Figura 6.2).

Figura 6.2 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas dioríticas porfiríticas (Streckeisen 1976). 68 69

6.2.3 - Granitóides Porfiríticos Apresentam composição predominantemente monzogranítica, com sienogranitos e quatzo monzonitos/granodioritos subordinados (Figura 6.3). Em função da assembléia máfica principal, dois subfácies podem ser identificados para o fácies predominante monzogranítico: anfibólio-biotita monzogranitos e biotita monzogranitos, sendo ambos indiferenciáveis texturalmente. A tabela 6.3 apresenta dados modais de 23 seções delgadas representativas dos granitóides porfiríticos. É possível observar que a mineralogia máfica não ultrapassa os 40%, classificando essas rochas como sendo hololeucocráticas a leucocráticas.

Figura 6.3 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para as rochas granitóides porfiríticas (Streckeisen 1976). 70 71 72

6.2.4 - Granitos Microporfiríticos A análise modal representativa dos granitos microporfiríticos foi efetuada a partir de 4 seções delgadas (Tabela 6.4). Essas rochas quando plotadas no diagrama Q-A-P, apresentam-se de forma homogênea com composição essencialmente monzogranítica (Figura 6.4). A mineralogia máfica é composta principalmente por biotita e anfibólio, com o somatório de máficos variando de 23,6% a 26,9%. O que caracteriza essas rochas, em termos de índice de cor, como sendo leucocráticas (Figura 6.4). 73

Figura 6.4 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os granitos microporfiríticos (Streckeisen 1976).

6.2.5 - Diques e Sheets Micrograníticos Para os microgranitos, foram efetuadas contagens de pontos em 10 seções delgadas (Tabela 6.5). Essas rochas apresentam composição predominantemente monzogranítica, com sienogranitos subordinados (Figura 6.5). O principal mineral máfico é a biotita, com o somatório dos máficos não ultrapassando os 20%. Os diques e sheets de biotita monzogranitos e biotita sienogranitos podem ser caracterizados, em termos de índice de cor, como sendo hololeucocráticos a leucocráticos (Figura 6.5). Há exemplo das rochas de textura grossa, os microgranitos, são rochas homogêneas, com composições de granito strictu sensu (Tabela 6.5 e Figura 6.5). 74

Figura 6.5 - Diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M para os diques e sheets micrograníticos (Streckeisen 1976). 75

6.3 - Descrição Petrográfica e Microtextural

6.3.1 - Encraves Intermediários a Máficos Apresentam-se com textura fanerítica, equigranulares a inequigranulares, fina a média, compostas por plagioclásio, quartzo, anfibólio e biotita como minerais essenciais, e feldspato potássico e clinopiroxênio aparecendo subordinadamente. A mineralogia acessória compreende titanita, opacos, epídoto, allanita, apatita e zircão. E a mineralogia secundária é formada por saussurita (produto de alteração dos plagioclásios), mica branca (alteração dos K-feldspatos) e clorita (alteração das biotitas).

O plagioclásio (An22-23 - dados de microssonda) ocorre principalmente como cristais hipidiomórficos, com dimensões máximas de 3 mm. Normalmente apresenta geminação polissintética segundo a lei da Albita, combinada ou não com geminação do Periclínio e de Carlsbad. Algumas vezes as maclas ocorrem encurvadas e os cristais apresentando extinção ondulante. Comumente constituem cristais zonados e também alterados para saussurita (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.1). Apresentam inclusões de anfibólio, biotita, opacos, titanita, apatita e zircão. Cristais menores de plagioclásio ocorrem como agregados mirmequíticos, no interior de cristais de feldspato potássico. O quartzo apresenta-se em três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O Qtz I representa a fase mais comum, ocorrendo disperso na matriz da rocha, como cristais granulares de tamanhos variados (0,2 a 3 mm), geralmente com extinção ondulante ou ainda, mais raramente, desenvolvendo textura mortar, evidenciando processo de deformação. O Qtz II constitui agregados policristalinos fortemente deformados, desenvolvendo textura em ribbon. O Qtz III compreende os tipos vermiformes associados às mirmequítas. O feldspato potássico corresponde a cristais de microclínio (Kf I) dispersos na matriz como cristais hipidiomórficos, com tamanhos inferiores a 1 mm e apresentando inclusões de biotita e apatita. Ocorrem ainda cristais maiores (Kf II), hipidiomórficos a xenomórficos, com textura mesopertítica, alterados para mica branca. Esses cristais podem ser relacionados aos pórfiros dos granitos que frequentemente são englobados pelos encraves. Os minerais máficos ocorrem, comumente, como agregados na rocha. O anfibólio representa o máfico dominante juntamente com a biotita. O mesmo 76 apresenta-se com pleocroísmo em tons de verde pálido e verde escuro, ângulo de extinção em torno de 15-25°, sinal ótico biaxial negativo e ângulo dos eixos óticos (2V) de aproximadamente 70º, tratando-se de cristais de anfibólio da família das hornblendas. Dois tipos texturas são observados (Hb I e Hb II). O primeiro compreende hornbledas geradas a partir da transformação de cristais reliquiares de clinopiroxênio. O segundo tipo Hb II, ocorre mais comumente na rocha como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões de até 5 mm. Algumas vezes apresentam geminação simples, sempre associados as biotitas (frequentemente formando simplectitos), com inclusões destas, e também de opacos e apatitas (Prancha 5.1, Fotomicrografia 6.2). As biotitas ocorrem com cores marrom clara e verde, como cristais hipidiomórficos, fortemente pleocróicos, com inclusões de apatita, zircão, titanita e allanita. Junto com as hornblendas, a biotita marca a foliação da rocha nos fácies mais deformados. Os clinopiroxênios ocorrem como cristais xenomórficos, fortemente transformados para anfibólios. Apresentam dimensões inferiores a 1 mm, pleocroísmo em tons de verde, ângulo de extinção alto (36° - 40º), sinal ótico positivo e ângulo dos eixos óticos (2V) de aproximadamente 60º. Tais características permitem classificá-lo como sendo da série diopsídio-hedenbergita. A titanita compreende dois tipos texturais (Tit I e Tit II). A Tit I ocorre como cristais idiomórficos a hipidiomórficos, losangulares, com tamanhos inferiores a 0,8 mm. Apresentam-se geralmente associadas às biotitas e os anfibólios e com inclusões de apatita e opacos. A Tit II apresenta-se associada a cristais de opacos como produto da esfenitização destes (Prancha 61, Fotomicrografia 6.3). Três tipos texturais de opacos são observados (Op I, Op II e Op III). O Op I apresenta-se como cristais idiomórficos, com tamanhos inferiores a 0,4 mm, ocorrendo dispersos na rocha, inclusos em plagioclásio, quartzo e feldspato potássico e com inclusão de apatita. O Op II ocorre como cristais xenomórficos, essencialmente associado às titanitas II (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.3). O Op III representa diminutos cristais relacionados à desestabilização das biotitas e anfibólios. Os cristais de epídoto são idiomórficos a hipidiomórficos, com dimensões inferiores a 0,2 mm. Ocorrendo, mais restritamente, inclusos em cristais de biotita (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.4) ou comumente coroando cristais de allanita. As allanitas ocorrem como cristais idiomórficos, de tamanho inferior a 0,4 mm, com avançado estágio de metamictização e frequentemente associadas ao epídoto. 77

A apatita e o zircão constituem pequenos cristais idiomórficos, ocorrendo dispersos na rocha, representando a fase mineral mais precoce.

6.3.2 - Rochas Dioríticas Porfiríticas Ocorrem com textura grossa, inequigranular porfirítica, com predomínio de fenocristais de plagioclásio imersos numa matriz composta principalmente por biotita e clinopiroxênio, onde em algumas seções, percebe-se a transformação deste último para anfibólio. Os minerais essenciais são plagioclásio, com quantidades inferiores de quartzo e feldspato potássico. A biotita representa o mineral máfico dominante, seguida de clinopiroxênio e ortopiroxênio. A mineralogia acessória é formada por opacos, titanita, apatita, epídoto, allanita e zircão. Os clinopiroxênios ocorrem como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com tamanhos variando de 0,5 a 4 mm. Possui ângulo de extinção alto (38 - 50°), sinal ótico biaxial positivo com ângulo dos eixos óticos (2V) de aproximadamente 65°, possivelmente, tratando-se de um mineral da série diopsídio-hedenbergita. Ocorrem frequentemente zonados (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.5). Os ortopiroxênios apresentam coloração cinza clara com leves tons acastanhados, sinal ótico negativo, extinção reta em todas as seções paralelas à zona [001] e cores de birrefringência em tons de cinza e amarelo de 1° ordem, podendo ser classificado como hiperstênio. Os mesmos são hipidiomórficos a xenomórficos, com dimensões de até 3 mm, ocorrendo sempre associados aos clinopiroxênios (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.5). Ambos, clino e ortopiroxênio apresentam inclusões de titanita, epídoto e opaco. Os anfibólios ocorrem associados aos clinopiroxênios como produto de transformação destes (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.6). Apresentam-se como lamelas de exsolução ou como borda de reação nos Cpx. A biotita se desenvolve em dois tipos texturais (Bt I e Bt II). A Bt I compreende cristais, lamelares, ocorrendo de forma intersticial entre os grãos da matriz, geralmente marcando a foliação da rocha. Já os cristais de Bt II, são hipidiomórficos a xenomórficos, cujas dimensões variam entre 0,8 e 2,5 mm, possuindo coloração marrom avermelhado e pleocroísmo em tons de ocre a castanho escuro. Geralmente ocorrem associados a opacos e clinopiroxênios (Prancha 6.1, Fotomicrografia 6.6). Os cristais de plagioclásio se distribuem em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl III). O tipo Pl I é caracterizado por cristais hipidiomórficos a xenomórficos, com tamanhos variando de 0,2 - 1,5 mm. Apresentam geminação polissintética 78 79 segundo a lei da Albita, ocorrendo na matriz da rocha ou como inclusões nos Pl II

(Fotomicrografia 6.7). Os cristais de Pl II (An29-45 dados de microssonda) representam os pórfiros da rocha (5 - 15 mm). Mostram-se como cristais prismáticos, zonados e com geminação polissintética segundo a lei da Albita (Fotomicrografia 6.7). Vários cristais de Pl II apresentam evidências de deformação em estado sólido, exemplificadas por geminação encurvada, extinção ondulante e geminados de origem mecânica (ver detalhes na Fotomicrografia 6.7). O Pl III compreende cristais que compõe textura em mosaico poligonal em bordas de recristalização dos Pl II (Fotomicrografia 6.7). Os cristais de plagioclásio podem desenvolver textura mirmequítica, quando em contato com o feldspato potássico. Comumente apresentam inclusões de biotita, opaco, apatita e zircão. O quartzo apresenta-se como três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O Qtz I é xenomórfico com dimensões inferiores a 2 mm, ocorrendo disperso na matriz da rocha, geralmente com extinção ondulante e/ou bandas de deformação mecânica. O Qtz II esta relacionado a deformação no estado sólido, sendo estes produto da recristalização de Pl II (Fotomicrografia 6.7). O Qtz III compreende pequenos cristais xenomórficos estirados, em agregados, definindo textura em ribbon, relacionados à deformação do Qtz I. Os cristais de feldspato potássico são xenomórficos, com dimensões de no máximo 2 mm, geralmente exibindo textura pertítica em filetes. Os opacos apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é hipidiomórfico a xenomórfico com tamanho inferior a 0,5 mm e ocorre geralmente associado às biotitas, dispersos na matriz ou associados à titanita. Apresentam inclusões de zircão e apatita. Já o tipo Op II é xenomórfico, menores que 0,2 mm, sendo o mesmo formado a partir da desestabilização da biotita e dos piroxênios, geralmente se desenvolvendo nas clivagens e fraturas destes minerais. Os cristais de titanita ocorrem de forma granular, com dimensões variando de 0,1 a 0,4 mm. Apresenta inclusões de opacos. O epídoto ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões inferiores a 0,4 mm e pleocroísmo fraco em tons esverdeados, geralmente inclusos em biotita e plagioclásio. Os cristais de allanita são idiomórficos a hipidiomórficos, com dimensões inferiores a 0,2 mm, comumente com fraturas radiais em seu entorno, exibindo processo de metamictização e apresentando inclusões de opacos. 80 81

A apatita ocorre como pequenos cristais circulares inclusa no plagioclásio, feldspato potássico, biotita e clinopiroxênio. Os zircões apresentam-se como diminutos cristais prismáticos de coloração amarronzada, inclusos nos minerais essenciais da rocha, além de biotita e titanita. A apatita e o zircão constituem as fases minerais mais precoces.

6.3.3 - Granitóides Porfiríticos Ocorrem com textura inequigranular porfirítica, grossa a muito grossa, caracterizados por fenocristais milimétricos a centimétricos de feldspato potássico imersos numa matriz composta principalmente por quartzo, plagioclásio, feldspato potássico, biotita, e subordinadamente, anfibólio. Modalmente, são formados essencialmente por quartzo, plagioclásio e feldspato potássico. Biotita, hornblenda, titanita e opacos representam as fases máficas principais, com epídoto, allanita, apatita e zircão compondo os minerais acessórios. São bastante comuns os processos de alteração em estado subsolidus, com saussuritização e carbonatação de plagioclásios e cloritização de biotitas. O feldspato potássico corresponde a pórfiros de microclínio que representam os maiores cristais da rocha, atingindo tamanhos centimétricos. São num geral, idiomórficos a hipidiomórficos mostrando geminação segundo as leis da Albita e do Periclínio em padrão xadrez, geralmente associadas à geminação Carlsbad, denotando processo de microclinização de ortoclásio (Prancha 6.3 - Foto A). Outra característica marcante são as exsoluções pertíticas em vênulas ou filetes (Prancha 6.2 - Fotomicrografia 6.8) e em barras. Esses cristais frequentemente ocorrem zonados e apresentam feição poiquilíticas com inclusões de plagioclásio, quartzo, biotita, titanita, opacos e zircão. Além disso, nos espaços entre os fenocristais e inclusos nestes, ocorre um segundo tipo textural de microclínio (Kf I), apresentando-se como cristais xenomórficos com geminação segundo as leis da Albita e do Periclínio em padrão xadrez, normalmente com extinção ondulante. O plagioclásio apresenta-se com pelo menos dois tipos texturais (Pl I e Pl II). O tipo textural Pl I (An15-22 - método Michel-Lévy) ocorre como cristais hipidiomórficos a xenomórficos, com tamanhos variando de 0,4 a 1,4 mm, inclusos nos fenocristais de microclínio. Comumente apresentam-se zonados com mirmequitas e albita desenvolvidas na borda dos cristais (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.9). O tipo textural Pl II (An20-24 - dados de microssonda) apresenta-se como cristais hipidiomórficos com 82 tamanhos variando de 0,6 a 4 mm, geralmente zonados e com geminação polissintética da Albita, sendo comum a associação desta com a geminação simples segundo a lei de Carlsbad. Esses cristais comumente desenvolvem vários tipos texturais de mirmequitas, sendo comum, espessas franjas de mirmequitas bulbosa no contato entre o Pl II e os fenocristais de microclínio (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.10) e mirmequita em gotículas no interior do Pl II, gradando para mirmequita bulbosa em contato com o microclínio, sem desenvolvimento de franja (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.11). Outras características observadas nestes cristais correspondem as maclas dobradas e extinção ondulante, denotando forte deformação mecânica (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.12). Em estágio tardio, esses cristais apresentam alteração para saussurita e carbonato. O quartzo representa a fase mais tardia, ocorrendo como cristais xenomórficos com dimensões bastante variadas (1 a 5 mm), apresentando-se, principalmente, sob a forma de agregados ocupando os espaços entre os feldspatos (Qtz I). Também ocorre de forma vermicular nas mirmequitas (Qtz II) e como diminutos cristais neoformados por processo de recristalização do Qtz I. O quartzo normalmente inclui todos os demais minerais da rocha e frequentemente desenvolve extinção em bandas nas porções mais deformadas (Prancha 6.2, Fotomicrografia 6.13). A mineralogia máfica pode ocorrer dispersa na rocha, sem nenhuma orientação, ou demarcando uma foliação nos fácies mais deformados. A biotita ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, lamelares, com pleocroísmo em tons marrom claro, avermelhado ou esverdeado. Frequentemente apresenta-se inclusos nos grãos de feldspato e truncando cristais de anfibólio. Geralmente os cristais de biotita ocorrem em associação com titanita, opacos, epídoto e anfibólio (Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.14). Os cristais de biotita alteram-se para clorita e opacos e apresentam inclusões de zircão, apatita e allanita. Os anfibólios apresentam características da família das hornblendas, com pleocroísmo variando do verde claro ao verde escuro, ângulo de extinção em torno de 25-30° e ângulo dos eixos óticos (2V) de ~65º. São num geral, hipidiomórficos, com tamanhos variados, geralmente associados às biotitas e epídotos e com inclusões de apatitas, opacos e titanitas. As titanitas distribuem-se em dois tipos texturais (Tit I e Tit II). A Tit I é representada por cristais idiomórficos (dimensões variando de 0,1 a 0,8 mm) com seções losangulares associadas a biotitas e opacos (Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.14), e com inclusões deste último e também de apatitas. O tipo 83 84 textural Tit II ocorre como cristais xenomórficos a hipidiomórficos, basicamente relacionados a opacos, denotando processo de esfenitização ou com inclusões deste (Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.15). Os opacos apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é hipidiomórfico a xenomórfico com tamanho de até 1 mm, ocorrendo geralmente associados à biotita, dispersos na matriz ou inclusos em Tit II (Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.15). Apresentam inclusões de zircão e apatita. Já o tipo Op II é xenomórfico, menores que 0,4 mm, sendo o mesmo formado a partir da desestabilização da biotita, anfibólio e allanita. Os cristais de allanita são idiomórficos a hipidiomórficos, com dimensões inferiores a 1 mm, comumente com fraturas radiais em seu entorno (Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.16), intimamente associados aos Ep II (Prancha 6.3, Fotomicrografias 6.17, 6.18 e 6.19), frequentemente zonados (Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.17), exibindo processo de metamictização (Prancha 6.3, Fotomicrografias 6.18 e 6.19) e apresentando inclusões de opacos. O epídoto ocorre sob três formas distintas (Ep I, Ep II e Ep III). O Ep I ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões inferiores a 0,8 mm e pleocroísmo fraco em tons esverdeados, geralmente inclusos em titanita (Prancha 6.3, Fotomicrografia 6.17), biotita e plagioclásio. O Ep II ocorre coroando cristais de allanita, formando bordas finas ou espessas (Prancha 6.4, Fotomicrografias 6.17 e 6.18), ou ainda com forma irregular (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.19). O Ep III é tipicamente secundário, xenomórficos, com tamanhos inferiores a 0,2 mm, relacionados a processos tardi-magmáticos a partir de biotita, anfibólio e plagioclásio. A apatita ocorre como pequenos cristais arredondados e os zircões apresentam-se como diminutos cristais prismáticos de coloração amarronzada. Ambos, apatita e zircão, ocorrem inclusos nos minerais essenciais da rocha, além de biotita, anfibólio e titanita.

6.3.4 - Granitos Microporfiríticos São rochas de textura fina a média, inequigranulares, microporfiríticas, possuindo feldspato potássico, plagioclásio e quartzo como fases essenciais e biotita e anfibólio como principais máficos. Podem conter ainda titanita, opacos, epídoto, allanita, zircão e apatita compondo a mineralogia acessória. É comum a presença de muscovita, mica branca, saussurita e clorita como minerais tardi-magmáticos. 85 86

O feldspato potássico corresponde a cristais de microclínio ocorrendo de forma hipidiomórfica a xenomórfica, com tamanho máximo de até 4 mm. Possuem geminação do tipo albita-periclínio em padrão xadrez (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.20) e textura pertítica venular. Nos cristais maiores são comuns as inclusões de biotita, quartzo, plagioclásio, opacos, titanita e allanita, gerando um aspecto textural poiquilítico ao microclínio. A alteração para mica branca é comumente observada (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.20). Além disso, cristais menores idiomórficos, com forma poligonal dispostos em mosaico, são observados localmente em algumas seções. Os cristais de plagioclásio se distribuem em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl III). O tipo Pl I é caracterizado por cristais nucleados inclusos nos cristais maiores de microclínio (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.20). Os mesmos apresentam-se com tamanhos inferiores a 0,5 mm e geminação polissintética. O tipo textural Pl II (An15-25 - método Michel-Lévy) constitui os cristais hipidiomórficos que compõem a matriz da rocha, ocorrendo com tamanhos variando de 0,4 até 1,0 mm e com geminação polissintética, às vezes associada à Carlsbad, e com zoneamento simples. Os mesmos ocorrem freqüentemente saussuritizados e com alteração para carbonato. Por fim, o Pl III corresponde aos tipos mirmequíticos, ocorrendo geralmente nos contatos entre o Pl II e o microclínio. Os cristais de quartzo são no geral xenomórficos, podendo ser subdivididos em três tipos texturais (Qtz I, Qtz II e Qtz III). O tipo Qtz I representa o mais comum ocorrendo com tamanhos inferiores a 1 mm e com textura em mosaico poligonal disseminado na matriz da rocha. O Qtz II corresponde aos tipos vermiformes encontrados na textura mirmequítica. O tipo Qtz III compreende pequenos cristais xenomórficos estirados, em agregados, definindo textura em ribbon, sendo este tipo textural relacionado a deformação mecânica do Qtz I em zonas de alto strain. Da mesma forma que observou-se nos granitóides porfiríticos, os máficos podem ocorrer dispersos na rocha, sem nenhuma orientação, ou estirados nos fácies mais deformados, demarcando a foliação. A biotita representa o máfico dominante, ocorrendo como cristais hipidiomórficos lamelares, de cores marrom clara, avermelhada ou esverdeada, sendo estes inclusos nos grãos de microclínio, Qtz I e Pl II. A mesma altera-se para muscovita, clorita e opacos. Os anfibólios são hipidiomórficos a xenomórficos, com tamanhos menores que 0,8 mm. As características óticas marcantes deste mineral são o pleocroísmo verde 87 escuro a verde acastanhado, duas clivagens geralmente perfeitas formando ângulo de ~56°, ângulo de extinção de ~25° e ângulo dos eixos óticos (2V) de ~60º. Tais características permitem classificar esse anfibólio como sendo do grupo das hornblendas. Transformações tardi-magmáticas desse mineral originam epídoto e opacos. Os clinopiroxênios ocorrem com forma xenomórfica e dimensões inferiores a 0,5 mm. As características óticas do tipo pleocroísmo em tons de verde, ângulo de extinção alto (~40º), sinal ótico positivo e ângulo dos eixos óticos (2V) de 60º, permitem classifica-lo como sendo da série diopsídio-hedenbergita. Dentre os acessórios, a titanita constitui pequenos cristais xenomórficos, inclusos na biotita e microclínio, ou dispersos na matriz. Também podem ocorrer coroando cristais de opacos, denotando processo de esfenitização. Os opacos apresentam-se sob dois tipos texturais (Op I e Op II). O tipo Op I é hipidiomórfico com tamanho inferior a 0,4 mm e ocorre geralmente associado à titanita. Já o tipo Op II é xenomórfico, sendo o mesmo formado a partir da desestabilização da biotita e allanita. Os cristais de epídoto estão associados à biotita e anfibólio, em geral inclusos nestes minerais. A allanita é tabular, xenomórfica de coloração amarelada a acastanhada, geralmente bastante metamictizada. O zircão e a apatita apresentam-se como pequenos cristais idiomórficos (< 0,2 mm), prismáticos, inclusos nas demais fases minerais, constituindo os cristais mais precoces da rocha.

6.3.5 - Diques e Sheets Micrograníticos Os microgranítos apresentam textura equigranular, fina a média com mineralogia formada por quartzo, feldspato potássico e plagioclásio como constituintes principais e biotita representando o máfico dominante. A mineralogia acessória é composta de opaco, epídoto, titanita, allanita, apatita e zircão. É bastante comum a presença de saussurita e carbonato, como produtos de alteração do plagioclásio, mica branca desenvolvida a partir dos feldspatos potássicos e muscovita, clorita e opacos como produto de alteração da biotita. O quartzo é xenomórfico, granular, com dimensões médias variando de 0,2 até 2,5 mm. Ocorre como cristais dispersos na rocha, geralmente formando textura em mosaico poligonal, apresentam-se também como cristais vermiformes encontrados nas abundantes texturas mirmequíticas dos plagioclásios (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.21). 88

O feldspato potássico é do tipo microclínio, são cristais hipidiomórficos a xenomórficos com tamanhos variando de 0,2 a 4 mm, apresentando geminação segundo as leis da Albita e do Periclínio em padrão xadrez (Prancha 6.4, Fotomicrografias 6.21 e 6.22) e também com geminados simples segundo a lei de Carlsbad. Apresentam textura pertítica venular e podem ter inclusões de plagioclásio, quartzo, biotita e titanita, dando aos cristais maiores um aspecto poiquilítico. Comumente apresentam-se alterados para mica branca. Os plagioclásios apresentam-se em três tipos texturais (Pl I, Pl II e Pl III). O Pl I apresenta-se incluso nos cristais maiores de microclínio, com tamanhos inferiores a 0,5 mm e com geminação polissintética segundo a lei da Albita. Os mesmos desenvolvem textura mirmequítica no contato com o microclínio (Prancha 6.4, Fotomicrografia 6.21).

O segundo tipo, o Pl II (An15-20 - métoto Michel-Lévy) representa os cristais mais comuns de plagioclásio, ocorrendo como cristais maiores (dimensões superiores a 1 mm), hipidiomórficos a xenomórficos e como cristais menores (tamanhos inferiores a 0,5 mm) dispersos na matriz da rocha. Apresentam geminação polissintética simples segundo a lei da Albita, inclusões de biotita, titanita, opacos, apatita e zircão, geralmente sofrem transformação para saussurita e carbonato e com abundantes mirmequítas bulbosas desenvolvidas nas bordas destes com os microclínios (Prancha 6.4, Fotomicrografias 6.21 e 6.22). O terceiro e último tipo, Pl III, compreende os pequenos cristais em agregados mirmequíticos, associados aos feldspatos potássicos (geralmente nas bordas destes, assemelhando-se a textura mortar). Como dito anteriormente, o máfico dominante nos dique e sheets micrograníticos corresponde a biotita, que ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos, lamelares, de cores marrom clara ou esverdeada, com tamanhos inferiores a 3 mm, inclusões de epídoto, allanita, zircão e apatita, comumente transformando-se para muscovita, clorita e opacos. Os opacos mostram-se em pelo menos dois tipos texturais (Op I e Op II). O Op I é o mais comum, ocorrendo de forma hipidiomórfica, de dimensões variando de 0,1 a 0,5 mm, com bordas de titanita e inclusos nos plagioclásios (Pl II), microclínio e quartzo. O Op II ocorre como diminutos cristais associados à desestabilização das biotitas. Os cristais de epídoto são xenomórficos, com tamanhos inferiores a 0,4 mm, associados à alteração de biotita e plagioclásio. As titanitas são hipidiomórficas, com tamanhos inferiores a 0,4 mm, sendo caracterizadas por dois tipos texturais (Tit I e Tit 89

II). A Tit I ocorre geralmente inclusa em cristais de Pl II, quartzo e biotita e a Tit II está intimamente associada a transformações de opacos (esfenitização). A allanita apresenta-se como pequenos cristais idiomórficos, dispersos na rocha, ou como inclusões em biotita, mostrando avançado processo de metamictização. A apatita e o zircão constituem os minerais mais precoces da rocha, estando inclusos nas outras fases minerais, ambos ocorrendo como diminutos cristais idiomórficos, prismáticos.

6.4 - Seqüência de Cristalização A partir das observações feitas nas diferentes fases minerais, tais como, relações de inclusões, contatos e morfologia, foi possível interpretar a seqüência de cristalização para as rochas da suíte plutônica estudada. Tais informações representam a base para as discussões a cerca das condições de cristalização que serão apresentadas no capítulo seguinte. Grande parte das feições diagnósticas das seqüências de cristalização apresentadas neste item estão contidas nas descrições petrográficas precedentes, sendo tratadas aqui apenas as consideradas mais relevantes. A figura 6.6 sintetiza a seqüência de cristalização para cada unidade plutônica descrita neste capítulo. Segui-se a baixo uma descrição sumária da seqüência de cristalização proposta para a suíte de rochas plutônias estudadas. As primeiras fases minerais a se cristalizarem, comuns a praticamente todas as suítes, são apatita e zircão, muito embora não tenha sido possível estabelecer quem é mais tardio em relação ao outro. Apesar de terem sido pouco observadas, texturas indicativa de zonação mineral em cristais de zircão são indicativas cristalização relativamente lenta, com variações de pressão e temperatura no decorrer da evolução magmática. Na seqüência, cristaliza-se a allanita e opacos (comum a todas as suítes). Subsequentemente ocorre à cristalização de titanitas I, comumente losangulares e epídoto I hipidiomórfico, frequentemente incluso em biotita e anfibólio. Ambos, Tit I e Ep I, são comuns aos Encraves Intermediários a Máficos, Rochas Dioríticas Porfiríticas e Granitóides Porfiríticos. Nos Granitos Microporfiríticos e Diques e Sheets Microgranitos, apenas a Tit I encontra-se presente. Os cristais de titanita II e epídoto II apresentam-se coroando cristais de opacos e allanita, respectivamente. 90 91

Representando minerais magmáticos precoces, têm-se a cristalização dos cristais de piroxênios que se formam nas suítes de rochas Intermediárias a Máficas (clinopiroxênio) e Dioríticas Porfiríticas (clino e ortopiroxênios). Os anfibólios e biotitas vêm em seguida, compreendendo fases importantes e abundantes em algumas suítes. Os cristais de anfibólio apresentam-se sob duas formas: a primeira corresponde a cristais idiómorficos a hipidiomórficos que ocorrem associados a biotitas, dispersos na matriz das rochas (Encraves Intermediários a Máficos, Granitóides Porfiríticos e Granitos Microporfiríticos), e a segunda representa cristais fortemente associados aos piroxênios, geralmente como produto da transformação destes (Encraves Intermediários a Máficos e Rochas Dioríticas Porfiríticas). As biotitas ocorrem geralmente com forma lamelar e são abundantes em todas as suítes estudadas, representando uma fase mineral mais tardia, comumente aparece truncando cristais de anfibólio. O plagioclásio I vem em seguida na, ocorrendo como inclusões em microclínio e plagioclásio II. O Pl II, comum a todas as suítes, cristaliza-se logo após, seguido por feldspato potássico tipo I (observado apenas nos Granitóides Porfiríticos), que ocorre incluso nos fenocristais de feldspato potássico (tipo II, para os granitóides). O feldspato potássico e o quartzo I cristalizam-se, e juntamente com plagioclásio formam a matriz da rocha, ocupando os interstícios entre os fenocristais. Vários tipos de mirmequítas são formadas, com destaque para as desenvolvidas nos Pl I (mirmequítas de inclusão) e no contato entre o Pl II e o microcínio (mirmequítas de borda e bulbosas). Em um estágio tardi-magmático de alta temperatura, observa-se principalmente nas rochas dioríticas porfiríticas, o geração de plagioclásio III, que juntamente com quartzo, ocorrem como produto da recristalização dos plagioclásios II. Minerais associados a transformações em estágio subsolidus de baixa temperatura, provavelmente relacionados a efeitos de fluidos tardi-magmáticos, são representados por saussurira, mica branca, clorita, muscovita, opacos, epídoto e carbonato. 92 93

6.5 - Considerações Petrogenéticas Preliminares Baseado nas feições microtexturais e nas associações minerais observadas ao longo deste capítulo, algumas considerações sobre as condições de cristalização, evolução e transformações tardi-magmáticas, inerentes às unidades plutônitas estudadas, são aqui reportadas prudentemente, visando fornecer evidências do ambiente e condições dominantes na época de formação destas rochas. Tendo em vista que a fugacidade de oxigênio de um magma esta relacionada com sua fonte, Wones (1989) afirma que a paragênese titanita + magnetita + quartzo, ocorrendo em equilíbrio, e associada à clinopiroxênios ou anfibólios com razão Mg/Mg+Fe2+ intermediárias a alta, são indicativos de condições de fugacidade de oxigênio elevadas. As suítes apresentam cristais de opacos como seções quadráticas (provavelmente tratando-se de magnetita - Op I) e titanitas losangulares, como fases precoces, indicando que o magma progenitor era relativamente oxidado. A presença marcante de cristais de allanita coroados por epídoto, também são idicativos de alta fugacidade de oxigênio. A allanita é oxidada e parte do seu Fe2+ é substituído por Fe3+, formando os mantos de epídoto. Essa textura é bastante comum nos granitóides porfiríticos e nas rochas intermediárias a máficas. Nos granitóides porfiríticos, a presença de anfibólios e biotitas (minerais hidratados) como fases precoces aos feldspatos, são indicativos que o magma progenitor dessas rochas estava subsaturado em água. A presença de mirmequítas, principalmente desenvolvidas nas bordas dos cristais maiores de plagioclásio e feldspato potássico, reflete um volume de fluidos tardi-magmáticos enriquecido em voláteis. Os processos de carbonatação dos plagioclásios sugerem atuação de fluidos tardi-magmáticos ricos em CO2. Já a saussuritisação, evidencia uma fase fluida mais rica em H2O. O processo de cloritização das biotitas reforça a indicação da introdução tardia de fluidos enriquecidos em H2O e O2 no sistema. Finalmente, os cristais zonados de plagioclásio e feldspato potássico, bem como allanita e zircão, são indicativos de cristalização fracionada, como processo principal de evolução magmática das suítes estudadas.

7.1 - Introdução Neste capítulo são apresentadas algumas análises químicas em anfibólios, piroxênios, biotitas e plagioclásios, visando compreender a natureza e as condições físico-químicas (P, T e gO2) nas quais as rochas graníticas estudadas foram cristalizadas. nfaseÊ será dada aos fácies dominantes da suíte plutônica estudada, como é o caso dos granitóides porfiríticos (Plúton Serrinha) e encraves intermediários a máficos associados, além das rochas dioríticas porfiríticas (Plúton Poço Verde). Para isso, 4 seções delgadas foram selecionadas, sendo 1 para o granito porfirítico, 2 para os encraves e 1 para o diorito porfirítico. As análises foram realizadas utilizando-se microssondas eletrônicas das universidades de Brasília (IG-UnB) e Blaise Pascal (Clermont-Ferrand, França). Na primeira, o equipamento utilizado foi do tipo Cameca SX-50 com sistema EDS acoplado, sendo as condições operacionais de 15 kV, corrente de 20 nA e tempo médio de contagem de 10s para cada análise. Na segunda, a microssonda utilizada foi a do tipo Camebax SX-100, com voltagem de 15 kV, corrente de 11 nA e tempo médio de contagem de 10s para cada análise.

7.2 - Anfibólios Foram analisados anfibólios do granitóide porfirítico de Serrinha e dos encraves intermediários a máficos (Tabelas 7.1a, b). Como visto no capítulo 6, o anfibólio ocorre como mineral primário no granitóide porfirítico de Serrinha e nos encraves intermediários a máficos associados, correspondendo a uma fase acessória comum no granitóide, ou como máfico modalmente importante nos encraves. É possível observar nas tabelas 7.1a, b que todos os anfibólios analisados são ricos em CaO, com teores médios em torno de 11%. Os teores de MgO aumentam do granitóide porfirítico para os encraves, ocorrendo o inverso em relação ao FeOt. Além disso, os anfibólios do granitóide porfirítico apresentam teores de TiO2 mais elevados do que os dos encraves. 95

A nomenclatura utilizada para os anfibólios segue as normas sugeridas pelo IMA (Internatial Mineralogical Association) apresentadas por Leake et al. (1997). A classificação química dos anfibólios tem como base a fórmula estrutural geral para 23 oxigênios, sendo do tipo:

VI IV AB2C 5T 8O22(OH2) T (6 = 8,00)= Si+4, Al+3 e Ti+4 C (6 = 5,00)= Al+3, Ti+4, Zr+2, Cr+3, Fe+3, Mg+2, Fe+2, Mn+2 e Li+1 B (6 = 2,00)= Mg+2, Fe+2, Mn+2, Li+1, Ca+2 e Na+1 A (6 = 1,00)= Na+1 e K+1.

A partir da fórmula padrão, o anfibólio pode ser classificado em quatro grupos, de acordo com os valores de (Ca+Na)B e NaB. Com isso, os anfibólios analisados para o granitóide porfirítico de Serrinha e encraves associados, são classificados como sendo do tipo cálcico (ver Figura 7.1a, b). No granitóide porfirítico, os anfibólios ocorrem como cristais subédricos, apresentando pleocroísmo variando do verde claro ao verde escuro. Composicionalmente apresentam-se de forma transicional entre Fe-Edenita, Edenita e Mg-Hastingsita (AlVI < Fe3+), ocorrendo ainda cristais de Mg-Hornblenda (Figura 7.1a, T b). Possuem em média razão Mg/(Mg+Fe2) de 0,52 e conteúdo de Al de 1,77, o que sugere cristalização a pressões relativamente elevadas (Hammarstron & Zen 1986, Hollister et al., 1987, Schimidt 1992, Anderson & Smith 1995). Nos encraves, o anfibólio forma cristais euédricos a subédricos, com pleocroísmo em tons de verde pálido e verde escuro. Composicionalmente mostram três populações distintas. A primeira apresenta uma gradação composicional de tschermakita para hornblenda magnesiana, a segunda com composiçao actinolítica (Figura 7.1a), ocorrendo ainda, anfibólios do tipo edenita (Figura 7.1b). O tipo actinolita representa a fase mais tardia da cristalização, possuindo uma razão Mg/(Mg+Fe2) entre 0,73 e 0,75 e conteúdos de AlT de 0,22 a 0,31, indicando uma cristalização em pressões menos elevadas que os outros tipos, os quais apresentam razão T Ma/(Mg+Fe2) entre 0,55 e 0,61 e conteúdos de Al de 1,35 a 2,07. 96 97 98

Figura 7.1 - (a, b) Diagramas de classificação de anfibólios para o granitóide porfirítico de Serrinha e encraves intermediários a máficos associados (Leake et al., 1997). 99

7.3 - Piroxênios Os piroxênios estão presentes como máficos modalmente importantes nas rochas dioríticas porfiríticas (Plúton Poço Verde), ocorrendo sob a forma de ortopiroxênios e clinopiroxênios. Sendo os primeiros de coloração cinza clara com leves tons acastanhados, subédricos a anédricos, ocorrendo sempre associados aos clinopiroxênios, que apresentam coloração verde pálida, mostrando-se como cristais subédricos a euédricos. A classificação adotada para os piroxênios segue as normas da IMA, proposta por Morimoto (1988), onde os piroxênios são divididos em 4 grupos: Ca-Mg-Fe (Quad), Ca-Na, Na e outros. Para a classificação inicial, utilizam-se os parâmetros Q (Ca+Mg+Fe+2) vs. J (2Na), com base no número total de cátions nas posições octaédricas M1 e M2. No caso dos piroxênios plotarem no campo Quad, utiliza-se o diagrama Wo-En-Fs, visando classificar os termos ricos em Ca-Mg-Fe. Para separar os piroxênios do tipo Quad dos demais, utiliza-se o diagrama Q (Wo+En+Fs) - Jd (Jadeíta) - Ae (Aegirina). A fórmula estrutural adotada em Morimoto (1988), tomando como base 6 átomos de oxigênio e 4 cátions, é do tipo:

VI VI IV M 2M 1T 2O6 T (6 = 2,00)= Si+4, Al+3 e Fe+3 +3 +3 +4 +3 +3 +3 +2 +3 +2 +2 +2 +2 M1 (6 = 1,00)= Al , Fe , Ti , Cr , V , Ti , Zr , Sc , Zn , Mg , Fe e Mn +2 +2 +2 +1 +2 +1 M2 (6 = 1,00)= Mg , Fe , Mn , Li , Ca e Na .

Os ortopiroxênios são enriquecidos em Fe+2 (0,93) e Mg (0,97) e empobrecidos em Ca (0,03), apresentando uma razão média de Fe/(Fe+Mg) de 0,49 (Tabela 7.2). Seguindo a proposta de Morimoto (1988), os mesmos são classificados como do tipo Quad (Ca-Mg-Fe) (Figura 7.2a), pertencentes à série Enstatita-Ferrosilita (Figura 7.2b), com composição média Wo(1,7)En(49)Fs(49,3) (Hiperstênio) (Tabela 7.2). Os clinopiroxênios são enriquecidos em Ca (0,86), Mg (0,68) e Fe2+(0,35) e empobrecidos em Na (0,03), apresentando uma razão média de Fe/(Fe+Mg) de 0,36 (Tabela 7.3). No diagrama Q (Ca-Mg-Fe 2+) vs. J (2Na) (Figura 7.3a), os clinopiroxênios plotam no campo Quad. Seguindo a classificação de Morimoto (1988), os 100

Figura 7.2 - (a, b) Diagramas aplicados para os ortopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, com explicações mais detalhadas no texto (Morimoto 1988). 101 102 clinopiroxênios do grupo Quad foram plotados no diagrama Wo-En-Fs (Figura 7.3b), onde observa-se que os mesmos apresentam composições de piroxênios cálcicos transicionais entre a série diopsídio-hedenbergita (Wo(46,5)En(33,9)Fs(17,8)) e augita

(Wo(34,8)En(37,8)Fs(26,2)).

Figura 7.3 - (a, b) Diagramas aplicados para os clinopiroxênios das rochas dioríticas porfiríticas, com explicações mais detalhadas no texto (Morimoto 1988).

7.4 - Biotitas Foram analisadas biotitas para o granito porfirítico de Serrinha, encraves intermediários a máficos e diorito porfirítico de Poço Verde (Tabelas 7.4, 7.5 e 7.6). Nestes, as mesmas representam o máfico dominante, seguida em alguns casos por anfibólio. Composicionalmente, as biotitas analisadas dos diferentes litotipos podem ser distinguidas com base nos teores de FeO, MgO e TiO2. É possível observar que as biotitas analisadas para o granito porfirítico, encraves e diorito porfirítico apresentam teores médios similares de MgO, variando entre 10,67% a 13,43%, e distintos com relação ao FeO e TiO2, com teores médios ligeiramente mais elevados de FeO para o granitóide porfirítico (20%) em relação aos encraves (17,4% a 19,4%) e ao diorito porfirítico (18,9%) e teores médios de TiO2 em torno de 5,4% para o diorito porfirítico, 1,5% a 2,4% para os encraves e 2,5% para o granitóide porfirítico. 103

O cálculo da formula estrutural das biotitas foi feito com base em 24 átomos de oxigênio (22 átomos de oxigênio equivalentes, não considerando H2O), com os sítios de ocupação sendo preenchidos de acordo com a equação abaixo definida por Deer et al., (1977):

X2Y4-6Z8O22(OH, F, Cl)2 Z (6 = 8,00)= Si+4, Al+3 e Fe+3 Y (6 = 6,00)= Al+3, Mg+2, Fe+2,Fe+3, Ti+4, Mn+3, Cr+3, Li+1 X (6 = 2,00)= K+1, Na+1, Ca+2, Ba+1, Rb+1 e Cs+1.

No diagrama AlIV vs. Fe/(Fe+Mg) (Figura 7.4), as biotitas analisadas para os fácies majoritários da suíte plutônica de Serrinha apresentam trends paralelos, caracterizados por variações limitadas nas razões Fe(Fe+Mg) e maiores variações nos teores de AlIV, plotando de forma transicional entre as moléculas da anita e da flogopita. Da mesma forma que visto para os anfibólios, populações distintas de biotitas para os encraves intermediários a máficos e granitóides porfiríticos podem ser observdas (Figura 7.4). Tais características evidenciam a complexidade dessas rochas, com as diferentes populações, refletindo, possivelmente, o variado grau de mistura observado em campo para essas suítes. Segundo Speer (1984), as biotitas encontradas em rochas plutônicas são freqüentemente afetadas por r eequilíbrio pós-magmático. No diagrama de Nachit

(1986), que utiliza TiO2 - FeO+MnO - MgO (Figura 7.5), as biotitas do granito porfirítico de Serrinha formam um trend verticalizado que vai do campo das biotitas primárias para o campo das biotitas reequilibradas, enquanto as biotitas dos encraves posicionam-se no campo de biotitas reequilibradas. Já as biotitas do diorito porfirítico plotam no primeiro campo, não mostrando evidências de reequilíbrio. Partindo-se do pré-suposto que a composição de biotitas reflete a natureza do magma a qual ela se cristalizou, alguns diagramas geoquímicos são utilizados na correlação da composição de biotitas com associações magmáticas. Nachit et al., (1985), utilizando os conteúdos de AlT e Mg de biotitas de diferentes granitóides, definiram campos representativos para essas rochas e mostraram a existência de uma relação direta entra a composição química do mineral com o magma parental. Abdel- Rahmam (1994) utilizando-se de elementos em % de óxido, mostrou, por diagrams do 104

tipo MgO - FeO - Al2O3, que a composição de biotitas é dependente da natureza do magma original. No diagrama AlT vs. Mg (Figura 7.6), as biotitas do granitóide porfirítico de Serrinha plotam no campo subalcalino, com duas populações podendo ser individualizadas. O mesmo ocorre para os encraves intermediários a máficos, com uma população plotando no campo cálcio-alcalino e a outra, trasicional entre subalcalino – cálcio-alcalino. Já as rochas dioríticas porfiríticas do plúton Poço Verde apresentam biotitas com características tipicamente subalcalinas. No diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Figura 7.7), as biotitas analisadas plotam invariavelmente no campo de granitóides cálcio-alcalinos, evidenciando o caráter orogênico das suítes estudadas. 105 106

Figura 7.4 – Diagrama de classificação para as micas com base na quantidade de AlT e na razão Fe/(Fe+Mg), de acordo com Speer (1984). 107

Figura 7.5 – Diagrama TiO2 - FeO+MnO - MgO (Nachit 1986), mostrando as características de reequilíbrio pós-magmático observado para algumas biotitas analisadas.

Figura 7.6 – Diagrama AlT vs. Mg (Nachit et al., 1985), mostrando a natureza subalcalina – cálcio-alcalina das biotitas dos fácies majoritários da suíte plutônica estudada. 108

Figura 7.7 – Diagrama MgO - FeO - Al2O3 (Abdel-Rahman 1994) para classificação das biotitas, mostrando a relação destas com granitos de afinidade cálcio-alcalina.

7.5 - Plagioclásios O estudo das variações composicionais e evolução dos plagioclásios são feitos com base na relação entre Albita (Ab) - Anortita (An) - Ortoclásio (Or). No cálculo da fórmula estrututal foi utilizada a proposta de Deer et al. (1997), na base de 8 átomos de oxigênio, descrita da seguinte forma:

1+ 2+ 3+ 4 (A xA 1-x) (B 2-xB 2+x)O8 com 0

No granitóide porfirítico, os plagioclásios analisados foram, principalmente, os denominados de Pl II (ver cap.6), não sendo observadas diferenças significativas entre este e o tipo textural Pl I, os quais composicionalmente são do tipo oligoclásio (An19,8-

24,4) (Figura 7.8). Comparando-se esses plagioclásios com os analisados para os 109 encraves intermediários a máficos, observa-se que os plagioclásios dos encraves são mais cálcicos e apresentam um intervalo composicional que vai do oligoclásio a andesina (An22,8-36,6), novamente com duas populações distintas, refletindo em diferentes graus de mistura (Figura 7.8 e Tabelas 7.7 e 7.8). Os plagioclásios do diorito porfirítico de Poço Verde apresentam um intervalo composicional significativo, que vai do oligoclásio a andesina, com uma amostra caindo no campo da labradorita A grande maioria das analises apresentam características composicionais da andesina (Figura 7.8 e Tabela 7.9).

Figura 7.8 - Diagrama Or - Ab - An para classificação dos plagioclásios da suíte de rochas analisadas. 110 111 112 113 114

7.6 - Condições de Cristalização O uso de geobarômetros, geotermômetros e tampões tem como função estabelecer, respectivamente, pressão, temperatura e fugacidade de oxigênio, atuantes nos magmas, durante a qual duas fases minerais atingiram o equilíbrio geoquímico. Vários geobarômetros, geotermômetros e tampões são descritos na literatura, com a utilização dos mesmos diretamente ligados a natureza do magma e a paragênese mineral presente. Para rochas granitóides, essas ferramentas permitem a obtenção de parâmetros físicos que dão suporte as interpretações de condições de cristalização.

7.6.1 - Geobarometria O geobarômetro utilizado refere-se a quantidade da AlT na hornblenda, proposto empiricamente por Hammarstrom e Zen (1986) e Hollister et al., (1987) e confirmados experimentalmente por Johnson e Rutherford (1989) e Schmidt (1992). Os experimentos de Hammarstrom e Zen (1986), Hollister et al., (1987) e Johnson e Rutherford (1989) foram realizados em rochas vulcânicas, enquanto que os de Schmidt (1992) foram realizados em tonalitos compostos por plagioclásio, quartzo, ortoclásio, titanita e óxidos de Fe e Ti, além de anfibólios com Si variando de 5,9 a 7,5 pfu e Ca entre 1,0 a 1,9 pfu, sob condições variáveis de pressão (2,5 a 13 Kbar). A correlação linear entre AlT na hornblenda e a pressão, deduzida por Hollister et al., (1987) (empírico) e Schmidt (1992) (experimental), obedecem às equações que se seguem:

T P (+1 kbar) = -4,76 + 5,64 Al Hb (Hollister et al., 1987) T P (+0,6 kbar) = -3,01 + 4,76 Al Hb (Schmidt 1992).

O geobarômetro do AlT em anfibólio foi aplicado para o granitóide porfirítico de Serrinha e enclaves intermediários a máficos associados. Os resultados calculados com base nos métodos de Hollister et al., (1987) e Schmidt (1992) estão apresentados na Tabela 7.10. As pressões calculadas para o granitóide porfirítico de Serrinha (5,2- 5,4 kbar) são ligeiramente menores do que as calculadas para os encraves (5,5-5,7 kbar). Tendo em vista os erros de 1,0 kbar e 0,6 kbar para os valores obtidos das equações de Hollister et al., (1987) e Schmidt (1992), pode-se admitir que as pressões dessas suítes se superpõem, interpretando-se para a região estudada uma pressão de cerca de 5-6 kbar para o reequilíbrio do AlT em anfibólio. 115

A figura 7.9 mostra o diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrando os possíveis intervalos de pressão para os anfibólios do granito porfirítico e encraves intermediários a máficos, confirmando-se as pressões em torno de 5 e 6 kbar. 116

Figura 7.9 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlT de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrando os possíveis intervalos de pressão para os anfibólios do granito porfirítico e encraves intermediários a máficos.

7.6.2 - Geotermometria Para a obtenção da temperatura, dois geotermômetros foram utilizados para o granitóide porfirítico e encraves associados. O primeiro corresponde ao geotermômetro do plagioclásio-anfibólio, que se baseia no AlIV contido no anfibólio coexistente com plagioclásio, em rochas saturadas em sílica. Blundy & Holland (1990) mostraram que o principal vetor de mudança no anfibólio em função da temperatura reside na molécula A T1 de tschermaquita [Na -1) (AlSi-1) ], com base nas reações: edenita + 4 quartzo tremolita + albita e pargasita + 4 quartzo hornblenda + albita, gerando a seguinte expressão matemática:

0,677P 48,98 Y Si 4 T com K ( )X Plag 0,0429 0,008314LnK 8 Si Ab

Nesta equação, Si representa o número de átomos por fórmula (pfu), com P em kbar e T em °K. Para XAb >0,5, o valor de Y é 0, e para X Ab < 0,5, Y = -8,06 + 25,5 (1- 117

2 XAb) . O resultado obtido representa a temperatura na qual o plagioclásio e o anfibólio atingiram o equilíbrio químico, com uma precisão no intervalo de 35°C a 75°C. Este geotermômetro só pode ser aplicado a anfibólios com Si < 7,8 pfu que coexistam com plagioclásios com Na < 92%. A tabela 7.11 mostra os valores obtidos através do geotermômetro do plagioclásio-anfibólio, de acordo com Blundy & Holland (1990) para o granitóide Serrinha e encraves máficos associados. Observa-se que os valores obtidos para essas duas suítes são bastante semelhantes, tendo em vista os erros envolvidos nos cálculos (35°C a 75°C), com o granito porfirítico apresentando valores médios de temperatura (730 °C) pouco menos do que os obtidos para os encraves (738°C). 118

O outro geotermômetro utilizado considera a saturação de Zr na rocha, partindo do principio que o coeficiente de partição do Zr cristal/líquido é função da temperatura. Tal principio foi definido com base em experimentos (Watson e Herrison 1984), definindo o comportamento da saturação em zircão em líquidos anatéticos, e o caracterizando como função da temperatura. Com isso, Watson (1987) estabelece uma equação para o cálculo da temperatura do zircão com base na saturação de Zr na rocha:

12900 T(qC) 273 ( ) , onde Zr é a concentração de Zr (ppm) na rocha. 17,18 LnZr

A aplicação da equação de Watson (1987) nas amostras analisadas encontra-se sumarizada na tabela 7.12. Os granitóides porfiríticos apresentam temperaturas médias calculadas pelo geotermômetro do Zr de 771°C, superiores as obtidas pelo plagioclásio-anfibólio (730°C). Como o zircão é uma das fases mais precoces na cristalização do magma (ver seqüência de cr istalização, cap. 6), é natural que o geotermômetro do Zr forneça temperaturas mais elevadas, as quais podem ser inferidas como a temperatura mínima do líquidus. As temperaturas calculadas para os encraves, para os dois métodos, são bastante similares (738°C – 739°C). Os encraves ocorrem frequentemente englobando cristais de feldspatos dos granitos porfiríticos, o que indica diferenças de temperatura entre os dois magmas, pois no momento em que os granitóides porfiríticos estavam com boa percentagem de cristais o magma intermediário a máfico, ainda estava líquido e quente para incorporar cristais do granito. As temperaturas obtidas pelo Zr para as rochas dioríticas porfiríticas de Poço Verde apresentam valores superiores as calculados para o granito porfirítico e encraves, com valores médios de 845°C. Podendo se tratar da temperatura inicial de cristalização deste corpo. Souza et al., (2005) aponta valores de temperatura para o mesmo corpo, com base no geotermômetro de dois piroxênios proposto por Brey e Köhler (1990), de 740°C a 640°C (partiç ão do Ca e Na, respectivamente). Os valores ora apresentados são condizentes com os cálculos termobarométricos obtidos por Souza et al., (2005) (rochas granulíticas tardi- brasiianas), Nascimento (1998) e Nascimento (2000) (ambos em granitóides sin- tectônicos), para rochas do Maciço São José de Campestre. 119

7.6.3 - Fugacidade de Oxigênio (gO2) Altas razões Mg/(Mg+Fe), tanto em rocha total quanto em minerais ferromagnesianos, são indicativas de cristalização a gO2 elevadas (Frost 1991, Anderson & Smith 1995), geralmente compatíveis com as condições de formação de granitos da série magnetita (Ishihara 1981). As razões Mg/(Mg+Fe) observadas para o granitóide porfirítico e encraves, sugerem que essas rochas formaram-se sob condições de gO2 relativamente oxidantes. O diagrama relacionando a razão Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (Figura 7.10) ilustra de maneira mais clara as relações entre a composição dos anfibólios com a gO2. Wones (1989) propõe o equilíbrio hedenbergita + ilmenita + oxigênio titanita + magnetita + quartzo para caracterizar o grau de oxidação em rochas graníticas. Com base nesta relação, a seguinte equação é proposta:

30930 0,142(P 1) log fO2 14,98 , com T em °K e P em bar. T T 120

A paragênese titanita + magnetita + quartzo, que define o tampão para a formula acima, está presente nas rochas enfatizadas neste capítulo. Para as rochas dioríticas porfiríticas utilizou-se o valor de P = 5,5 kbar, inferido com base na média das outras suítes. Os valores de gO2 estão representados na tabela 7.13 e na figura 7.11. O fato da titanita e magnetita ocorrerem como cristais mais precoces até cristais mais tardios, indica que, a cristalização das suítes estudadas se deu segundo o tampão titanita + magnetita + quartzo (Figura 7.11). As hipóteses ora apresentadas são reforçadas pelos dados petrográficos discutidos no capítulo anterior, onde se observou a ocorrência de titanita e magnetitas magmáticas, considerados minerais de ambiente oxidante (Wones 1989). Além disso, a presença de epídoto magmático corrobora com tal afirmação, sugerindo magma relativamente oxidado como progenitor destas rochas.

Figura 7.10 - Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. AlIV de anfibólios (baseado em Anderson & Smith 1995) mostrando as composições desses minerais nos granitóides porfiríticos e encraves, e

suas prováveis relações com a gO2 reinante durante a cristalização. 121

Figura 7.11 - Diagrama gO2 (log gO2 ) vs. temperatura, mostrando a estabilidade de várias paragêneses minerais (Wones 1989).

122

8.1 - Introdução Este capítulo apresenta dados analíticos e interpretações dos aspectos geoquímicos das rochas plutônicas neoproterozóicas, separadas inicialmente com base em características de campo e petrográficas (Capítulos 3, 4 e 5). O estudo tem como premissa analisar quimicamente a suíte plutônica e situar a mesma no contexto de séries magmáticas. Além disso, o presente capítulo tem como objetivo discutir as principais feições petrogenéticas da suíte plutônica de Serrinha com base na correlação dos dados apresentados ao longo da presente dissertação. Visando caracterizar de forma qualitativa os mecanismos que atuaram na gênese e evolução das suítes ora estudadas, serão aqui abordadas de forma resumida, as principais feições inerentes à tipologia, inferências quanto a fontes, processos evolutivos e ambiente tectônico das rochas analisadas. No tocante a discriminação de ambientes tectônicos, os esquemas classificatórios aqui adotados são baseados principalmente no quimismo de elementos traços. Para o presente estudo, foram realizadas 35 análises de rocha total, para elementos maiores, menores e alguns traços, e 12 análises para elementos terras raras. Deste conjunto, foram feitas 14 análises para as rochas granitóides porfiríticas (3 para ETR), 10 análises para os encraves intermediários a máficos (2 para ETR), 2 para as rochas dioríticas porfiríticas (1 para ETR), 2 para os granodioritos porfiríticos (1 para ETR), 3 para os granitos microporfiríticos (2 para ETR) e 4 para os diques e sheets micrograníticos (3 para ETR). As análises foram feitas por fluorescência de raio-X e através da utilização de espectometria de emissão acoplada a uma fonte de plasma (ICP). Os dados litogeoquímicos foram obtidos no Laboratoire de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), no Centre de Recherches Pétrographiques et Géoquimiques – CRPG/CNRS (Vandoeuvre, França) e na Lakefield Geosol Laboratórios Ltda. (Belo Horizonte, Brasil). O tratamento dos dados e construção dos diferentes diagramas geoquímicos foram feitos com os softwares Excel, Newpet (D. Clarke, versão 1994 - Mem. Univ. Newfoundland) e PetroGraph (M. Petrelli, versão 2005 – University of Perugia). 123

8.2 - Caracterização Química com base em Diagramas de Variação Nas tabelas 8.1 a 8.3 são distribuídos os dados obtidos a partir das análises químicas feitas para os diferentes tipos litológicos da suíte plutônica estudada. A localização das respectivas amostras pode ser vista no anexo 01 deste trabalho (Mapa de Pontos). Com o auxilio da visualização desses dados nos diagramas de variação do tipo

Harker, utilizando SiO2 como índice de diferenciação em relação aos óxidos (figura 8.1), os oito litotipos analisados podem ser subdivididos inicialmente em dois grandes grupos distintos de rochas. O primeiro corresponde ao grupo de rochas de caráter mais básico, com teor de SiO2 variando de 48,4% a 59,5%, e o segundo representa as rochas de caráter mais ácido, com teores de SiO2 variando de 62,8% a 76,46%. Além disso, as rochas de caráter mais básico (menos evoluídas), apresentam baixos teores de K2O e teores mais elevados em Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 em relação ao grupo de rochas mais ácidas (mais evoluídas).

Analisando-se o total de álcalis (Na2O+K2O) dos tipos litológicos estudados, observa-se que as rochas de características mais básicas apresentam teores de álcalis mais baixos (2,2% - 7,7%) em relação ao grupo de rochas mais ácidas, que ocorrem com teores de álcalis variando de 5,7% - 9,2%. As razões Na2O/K2O são quase sempre inferiores a 1 para as rochas de caráter ácido e superiores a 1 para o grupo de rochas básicas. Tratando-se de cada litotipo de forma individualizada, observa-se que a distribuição de SiO2 nos granitóides porfiríticos (tabela 8.1) apresenta uma amplitude restrita, onde é possível notar uma correlação negativa entre a sílica e os demais elementos maiores nos diagramas do tipo Harker (figura 8.1), com exceção do K2O e o

Na2O, que se apresentam com uma relativa dispersão dos dados. A correlação negativa observada para o Al2O3 e CaO nos granitóides porfiríticos, indica fracionamento de feldspatos, notadamente o plagioclásio, bem como de anfibólio, durante a evolução dessas rochas. Da mesma forma, correlações negativas de Fe2O3,

MgO, TiO2 e P2O5, indicam ter havido fracionamento dos máficos (titanita, opacos, biotita, anfibólio, allanita e apatita) durante a evolução dessas rochas. Tais observações são condizentes com as microtexturas descritas no Capítulo 5, há exemplo de cristais zonados de plagioclásio e allanita. Os granitóides porfiríticos são facilmente separados geoquimicamente das outras rochas, ocorrendo com teores de 124 125 126

SiO2 variando de 66,9% a 73%, conteúdo de K2O sempre superior ao de Na2O, total de

álcalis variando de 7,5% a 9,2% e as razões Na2O/K2O sempre inferiores a 1.

Os encraves intermediários a máficos apresentam teores de SiO2 variando de

50,7% a 59,5%, conteúdo de K2O e Na2O aproximadamente iguais e o total de álcalis variando de 6,1% a 8,15%. Apresentam razões Na2O/K2O variando de 0,79% a 2,3%. Nos diagramas do tipo Harker (figura 8.1), essas rochas são caracterizados por exibirem, dominantemente, uma forte dispersão, sem definir correlações lineares típicas. Todavia, nos diagramas do Fe2O3, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 é possível visualizar uma tendência geral negativa, condizente com o fracionamento de anfibólio, biotita, opacos, titanita, allanita e apatita. Nos diagramas do Al2O3 e Na2O é possível visualizar 127 uma tendência inicial positiva passando gradativamente para uma tendência negativa. Este comportamento pode esta de acordo os aspectos microtexturais evidenciados na petrografia, onde texturas de transformação de clinopiroxênio para anfibólio, aliado ao caráter expressivo dos cristais de titanita cristalizando precocemente, podem explicar um aumento progressivo de Al2O3. Além disso, as texturas de zonação em cristais de plagioclásio podem explicar a posterior tendência negativa observada nos diagramas do Al2O3 e Na2O, provavelmente relacionada ao fracionamento deste mineral. Os granodioritos porfiríticos apresentam-se, em todos os diagramas, associados aos encraves, estando possivelmente relacionados a processos de mistura de magmas. A dispersão observada nos encraves pode ser reflexo do variado grau de mistura dessas rochas, evidenciando a complexidade dos processos de mistura de magmas que envolvem os encraves. A pequena quantidade de dados para as rochas dioríticas porfiríticas e para os granitos microporfiríticos não permite caracterizar nenhum tipo de correlação. O mesmo problema ocorre para os diques e sheets micrograníticos, todavia, apesar da pouca quantidade de dados, a visualização dos diagramas Harker (Figura 8.1) sugere que estes últimos apresentam correlação positiva para K2O, dispersão para Na2O e o restante dos óxidos apresentando correlação negativa. A pesar da não caracterização de trends de tendência claros nos diagramas do tipo Harker para os elementos traços (Figura 8.2), tem-se uma nítida separação das rochas de caráter mais básico das de caráter mais ácido, evidenciada especialmente nos diagramas do Rb, Sr, V, Ni e Nb. As razões Rb/Sr das rochas menos evoluídas variam de 0,03 a 0,52, com as rochas mais evoluídas variando de 0,2 a 1,19. Os granitóides porfiríticos possuem, em geral, conteúdos moderados a altos de Ba, Cr, Zr, Sr, Rb, Pb e Zn e baixos em Co, Cu, Nb, Y V, Ni e Sc. As razões Rb/Sr ocorrem variando de 0,2 a 0,52. Os encraves intermediários a máficos apresentam teores elevados de Ba e Sr, moderados de Co, Cr, Cu, V, Pb e Zn e baixos em Nb, Zr, Y, Rb, Ni e Sc. Apresentam razões Rb/Sr variando de 0,03 a 0,18. As rochas dioríticas porfiríticas apresentam teores elevados de Ba, Cr, Sr e V, moderados de Co, Cu, Zr, Rb, Ni, Pb e Zn e baixos de Nb, Y e Sc. As razões Rb/Sr variam de 0,02 a 0,26. 128

Figura 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de diferenciação (Dados nas tabelas 8.1 a 8.3). 129

Figura 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para os elementos traços, utilizando SiO2 como índice de diferenciação (Dados nas tabelas 8.1 a 8.3). 130

Os granitos microporfiríticos ocorrem com conteúdos elevados de Ba, moderados de Cr, Zr, Sr, Rb, V, Ni, Pb e Zn e baixos em Co, Cu, Nb, Y e Sc. As razões Rb/Sr são de 0,29 a 0,63. Já os diques e sheets micrograníticos apresentam conteúdos moderados a altos de Ba, Cr, Zr, Sr e Rb e baixos nos demais elementos traços analisados. Em síntese, a partir dos diagramas da figura 8.1 e 8.2, podemos comprovar que todos os litotipos analisados não apresentam correlação genética, com cada um apresentando uma história magmática evolutiva distinta (detalhe na figura 8.3). Esse comportamento geoquímico, distinto em cada grupo, sugere que os litotipos estudados correspondam a magmas progenitores, e possivelmente, fontes distintas. Apesar da estreita associação, em afloramento dos fácies graníticos porfiríticos, granodiorítico porfirítico e encraves intermediários a máficos (ver capítulo 3), incluído feições do tipo mingling e mixing, os diagramas Harker comprovam que não existe uma relação de cogeneticidade entre os mesmos (ver diagramas fig. 8.1, detalhe na fig. 8.3). É importante ressaltar também que estes diagramas indicam que os diques e sheets micrograníticos representam um grupo independente, sem qualquer característica de filiação, como termos evoluídos das rochas graníticas porfiríticas (Figura 8.3). Os elementos traços corroboram as inferências no que se refere ao comportamento distinto dos litotipos estudados. Mesmo apresentando variações para intervalos de diferenciação estreitos, não são observados trends de tendência claros, contudo, os trends descontínuos / paralelos observados nos diagramas de elementos traços confirmam a não correlação genética das suítes estudadas (detalhes na figura 8.3). 131

Figura 8.3 - Diagramas de variação do tipo Harker (alguns elementos maiores e traços) com destaque para os trends descontínuos dos litotipos estudados, indicando que estes não apresentam correlação genética. 132

8.3 - Definição de Séries Magmáticas

8.3.1 - Saturação em Alumínio O índice de saturação em alumínio, mais conhecido na literatura como Índice de Shand, estabelece a classificação das rochas em metaluminosas, peraluminosas ou peralcalinas, de acordo com as razões molares A/CNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) vs.

A/NK = Al2O3/(Na2O+K2O). O Índice de Shand em sua forma modificada por Maniar & Piccoli (1989) mostra que os granitóides porfiríticos apresentam caráter transicional de metaluminosos a peraluminosos. Esse caráter peraluminoso é creditado aos baixos valores de CaO, e não, necessariamente ao excesso de Al2O3. Já as rochas de caráter mais básico, são tipicamente metaluminosas (Figura 8.4). Essas características são condizentes com os valores calculados para os minerais normativos (Tabelas 8.4 a 8.6). A associação desses minerais com o Índice de Shand, nos permite visualizar o grau de saturação em alumínio das diferentes suítes estudadas.

Figura 8.4 - Representação das suítes de rochas estudadas segundo o Índice de Shand (Maniar & Piccoli, 1989). 133 134 135

Os granitóides porfiríticos, como dito anteriormente, apresentam caráter transicional de metaluminosos a peraluminosos, ocorrendo com hiperstênio normativo em todas as amostras e com coríndon normativo apresentando valores, num geral, inferiores a 1%. Os encraves intermediários a máficos plotam predominantemente no campo metaluminoso, apresentando diopsídio e hiperstênio normativos em quase todas as amostras. Uma única amostra apresenta coríndon normativo e plota no campo peraluminoso. Os dioritos porfiríticos são tipicamente metaluminosos, com diopsídio e hiperstênio normativos em todas as amostras. O mesmo ocorre para os granodiorítos porfiríticos e granitos microporfiríticos, sendo que estes apresentam uma amostra com coríndon normativo, plotando em região transitória de metalumisoso a ligeiramente peraluminoso. Os diques e sheets micrograníticos apresentam características similares aos granitóides porfiríticos, ocorrendo com hiperstênio e coríndon normativos em todas as amostras, plotando uma amostra na transição metaluminoso a peraluminoso, e as demais, com caráter mais peraluminoso.

8.3.2 - Diagramas Discriminantes de Séries Magmáticas Dentre os vários diagramas discriminantes para séries magmáticas, existentes na literatura, optou-se por aqueles que melhor se aplicam às várias fácies conjuntamente, é que utilizem critérios os mais variados. Tudo isso visando diminuir a problemática existente na utilização desses diagramas para rochas graníticas evoluídas, já que originalmente, grande parte dos diagramas geoquímicos para definição de filiações magmáticas foram aplicados a rochas vulcânicas preservadas e só depois utilizados em rochas plutônicas. No primeiro caso, o diagrama catiônico R1-R2 definido por De La Roche et al. (1980), demonstra claramente a afinidade subalcalina das rochas analisadas, onde os granitóides porfiríticos, granitos microporfiríticos, diques e sheets micrograníticos plotam segundo o trend subalcalino félsico e os encraves intermediárias a máficas, dioritos porfiríticos e granodioritos porfiríticos na porção subalcalina máfica (Figura 8.5).

No diagrama SiO2 versus K2O (segundo Rickwood, 1989) os granitos porfiríticos plotam no campo cálcio-alcalino alto-K e as rochas de caráter intermediário a máfico associam-se ao campo de rochas com afinidade shoshonítica (Figura 8.6). 136

Figura 8.5 - Diagrama catiônico R1 vs. R2, segundo De La Roche et al. (1980) (alk=alcalino; salk=subalcalino; calk=cálcio-alcalino).

Figura 8.6 - Diagrama SiO2 versus K2O, segundo Rickwood (1989). 137

No clássico diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2), onde são plotados campos e tendências de séries granitóides (Lamayre, 1987), praticamente todas as suítes analisadas, posicionam-se no intervalo alcalino vs. subalcalino (Miyashiro, 1978), com os granitóides porfiríticos alinhando-se preferencialmente na tendência monzoníticas a granodioríticas mais evoluidas e as rochas básicas a intermediárias alinhando-se, principalmente, na tendência monzonítica menos evoluída (Figura 8.7).

Figura 8.7 - Diagrama TAS (total de álcalis vs. SiO2) com campos e tendências de séries granitóides (Lamayre, 1987) (campos - ALK=alcalino; SUB-ALK=subalcalino e trends - alk=alcalino; mz=monzonítico; gd=granodiorítico; th=toleítico e tr=trondhjemítico).

O diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981), para a separação das séries alcalinas da cálcio-alcalinas (Figura 8.8), confirma a tendência subalcalina dos granitos porfiríticos, que plotam na transição calio-alcalino / alcalino. Da mesma forma, as rochas intermediárias a máficas plotam fora desses campos, denotando o caráter shoshonítico para as mesmas. 138

Figura 8.8 - Diagrama SiO2 versus Log10(K2O/MgO) (Rogers & Greenberg 1981).

Nos diagramas de Frost et al. (2001), a tendência subalcalina é novamente confirmada, onde os granitos apresentam-se ao longo do trend álcali-cálcico correspondente ao subalcalino/calcio-alcalino potássico (Figura 8.9a). No diagrama tot tot SiO2 versus FeO /(FeO +MgO) destes mesmos autores (Figura 8.9b), os granitos porfiríticos apresentam-se com caráter magnesiano e as rochas intermediárias a máficas plotando na região de transição magnesiano-ferroan. O que implica em diferentes fontes para essas rochas. Além disso, em ambos os diagramas de Frost et al. (2001), as rochas granitóides porfiríticas caem na transição dos granitos tipo I, S e A, não sendo então, classificadas como nenhum desses tipos clássicos, se tratando, então, de rochas evoluídas transicionais enriquecidas em álcalis. Em síntese, a suíte de rochas plutônicas estudada, compreende rochas formadas a partir de diferentes fontes, onde os granitóides porfiríticos apresentam características geoquímicas de afinidade com a série subalcalina – cálcio-alcalina de alto K e as rochas intermediárias a máficas (menos diferenciadas), apresentam características geoquímicas de rochas com afinidade shoshonítica. 139

tot tot Figura 8.9 – (a) Diagrama SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO e (B) SiO2 vs. FeO /(FeO +MgO) (Frost et al. 2001).

8.4 - Comportamento dos Elementos Terras Raras e Diagramas Multielementares

8.4.1 - Geoquímica de Elementos Terras Raras (ETR) Neste item, são apresentados padrões de ETR´s normalizados em relação ao condrito de Evensen et al. (1978). As análises de ETR encontram-se na tabela 8.7. 140 141

A partir dos dados da tabela 8.7 e dos espectros de ETR (Figuras 8.10 a 8.14) é possível observar que os padrões de ETR´s apresentam um enriquecimento relativo em relação ao condrito, com moderado grau a elevado grau de fracionamento dos elementos terras raras leves (TRL) em relação aos elementos terras raras pesados (TRP). Os granitos porfiríticos ocorrem com conteúdo total de ETR´s de 79,7 a 232,45 ppm, enriquecidos em TRL, com LaN entre 106,3 e 281,3 (ver Tabela 8.7). No diagrama de ETR normalizado (Figura 8.10) apresentam um padrão bastante fracionado (LaN/YbN de 50,92 - 223,26), com uma anomalia negativa de Eu bem marcada (Eu/Eu*

= 0,54 a 0,81). As razões LaN/SmN variam de 5,85 a 9,02 e as razões GdN/YbN ocorrem variando de 2,3 a 9,3, tais razões caracterizam um fracionamento relativamente homogêneo dos terras raras. Os granodioritos porfiríticos ocorrem com padrão similar ao dos granitos porfiríticos (Figura 8.10), com conteúdo total de ETR´s de 94,39 ppm

(tabela 8.7). Apresentam padrão fracionado (LaN/YbN = 91,12), com razão LaN/SmN = 4,36. Com relação ao fracionamento de TRP, observa-se um padrão ligeiramente côncavo para cima com YbN = 1,21 e razão GdN/YbN = 8,08. Além disso, apresenta razão Eu/Eu* = 0,81.

Figura 8.10 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitóides porfiríticos (granitos porfiríticos e granodiorítos porfiríticos), sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978). 142

Os encraves intermediários a máficos apresentam um conteúdo total de ETR´s de 283,78 a 397,79 ppm (Tabela 8.7). No diagrama de ETR normalizado (Figura 8.11) apresentam um padrão bastante fracionado (LaN/YbN de 34,86 a 37,7) e ausência de anomalias de Eu (0,97 < Eu/Eu* < 0,98). Com relação ao fracionamento dos elementos terras raras pesados (TRP), observa-se que os espectros destes são subhorizontais ou ligeiramente côncavos para cima (2,66 < GdN/YbN < 3,19). As rochas dioríticas porfiríticas apresentam um conteúdo total de ETR´s de 262,09 a 284,56 ppm (Tabela 8.7). No diagrama ETR normalizado (Figura 8.12) apresenta como característica marcante uma anomalia negativa de Eu (0,64 < Eu/Eu*

< 0,72). Apresentam padrão de fracionamento moderado ((La/Yb)N = 19,82), caracterizado por TRP pouco fracionados, com YbN = 13,33 e GdN/YbN = 2,21.

Figura 8.11 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os encraves intermediários a máficos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978). 143

Figura 8.12 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para as rochas dioríticas porfiríticas, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).

Os granitos microporfiríticos tem conteúdo total de ETR´s de 176,93 a 220,09 ppm (Tabela 8.7). São caracterizados, no diagrama de ETR normalizado (Figura 8.13), por uma anomalia negativa de Eu bem pronunciada (Eu/Eu* = 0,44 a 0,48), e um padrão de fracionamento em TRP côncavo para cima (YbN entre 1,21 e 2,00; razão

GdN/YbN entre 7,73 e 8,33). Os diques e sheets micrograníticos ocorrem com conteúdo total de ETR´s de 55,26 a 249,36 ppm (Tabela 8.7). Apresentam comportamento bastante complexo, com uma subdivisão em três grupos (Figura 8.14): 1° - caracteriza-se por uma anomalia de Eu bem marcada (Eu/Eu* = 0,55) e padrão de fracionamento em TRP subhorizontal

(pouco fracionado), com YbN = 19,99 e razão GdN/YbN de 1,71 (amostra ES160); 2° - apresenta uma anomalia de Eu mais pronunciada que o 1° (Eu/Eu* = 0,36), bem como um maior fracionamento em TRP, com YbN = 1,21 e razão GdN/YbN = 9,7 (amostra LG93); 3° - destaca-se pela anomalia positiva em Eu (Eu/Eu* = 1,56), além do padrão côncavo para cima dos TRP, com YbN = 0,61 e GdN/YbN = 4,22 (amostra ES31X). 144

Figura 8.13 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os granitos microporfiríticos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).

Figura 8.14 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para os diques e sheets micrograníticos, sendo utilizado os valores de normalização segundo Evensen et al. (1978). 145

A partir dos espectros de ETR apresentados nas figuras 8.10 a 8.14 algumas considerações podem ser feitas para as suítes analisadas. Para as rochas granitóides porfiríticas e granitos microporfiríticos o padrão de distribuição dos ETR mostra fracionamento de TRL, com tendência côncava para cima nos TRP. Nessas rochas, o enriquecimento nos TRL pode ser reflexo da presença de titanita e allanita, ou ainda relacionado ao fracionamento de fases minerais ricas em TRP, no caso anfibólio e zircão. As anomalias negativas de Eu observadas para essas rochas evidenciam o fracionamento de feldspatos ao longo da diferenciação magmática. Os encraves intermediários a máficos diferenciam-se das demais suítes pela ausência de anomalias de Eu. Além disso, representam as rochas mais enriquecidas em ETR, apresentando-se enriquecidas em TRL, tendendo a apresentar distribuição horizontalizada dos TRP. O enriquecimento em TRL pode ser um reflexo da presença de titanita e allanita na rocha, ou ainda ao fracionamento de fases minerais ricas em TRP, no caso anfibólio e/ou zircão. As rochas dioríticas porfiríticas apresentam uma nítida anomalia negativa de Eu, corroborando com fracionamento de feldspatos, notadamente o plagioclásio. Modalmente essas rochas são enriquecidas em plagioclásio, sendo essa uma possível explicação para a anomalia de Eu. Além disso, o padrão enriquecido em TRL pode ser reflexo do fracionamento ou retenção no resíduo de fases minerais ricas em TRP, a exemplo dos piroxênios e/ou zircão, presentes nessas rochas. Com relação aos diques e sheets micrograníticos, a complexidade observada nos padrões de ETR dificulta qualquer tipo de consideração, todavia, tais padrões refletem a heterogeneidade vista em campo para essas rochas, onde diferentes tipos de diques e sheets foram caracterizados.

8.4.2 - Diagramas Multielementares A investigação do conjunto de elementos, alguns maiores, menores (K, P e Ti), traços (Ba, Rb, Nb, Sr, Zr e Y) e terras raras (La, Ce, Nd, Sm, Tb, Tm e Yb), é feita a partir da análise do comportamento desses elementos em diagramas multielementares normalizados. Neste trabalho, os elementos foram normalizados para o condrito de Thompson (1982). As figuras 8.15 a 8.19 mostram diagramas multielementares elaborados para as diferentes suítes estudadas, com base nos dados das tabelas 8.1 a 8.3 e 8.7. Fazendo- 146 se uma análise geral para todos os litotipos estudados, desconsiderando as anomalias, observa-se que os padrões das suítes mostram uma inclinação global negativa entre o Ba e Yb, sendo está, mais forte nos diques e sheets micrograníticos e no leucogranito de fusão, com empobrecimento em geral nos termos compatíveis (intervalo do Y ao Yb). Esse padrão pode ser interpretado como ligeiramente homogêneo, não ocorrendo mudanças bruscas ao longo da evolução magmática das rochas. O espectro multielementar para as rochas granitóides porfiríticas (Figura 8.15) é caracterizado por um enriquecimento geral em relação ao condrito, a exceção de Ti e Yb. Apresenta uma distribuição horizontalizada do Rb-K, anomalias positivas em La, Nd, Sm, Zr e Y e anomalias negativas em Nb, Sr, P e Ti. A anomalia negativa em Sr (mesmo que suave) somada a anomalia do Eu, são condizentes com fracionamento de plagioclásio durante a diferenciação magmática. As depressões em P e Ti sugerem fracionamento de apatita, titanita e opaco (ilmenita). Além disso, o comportamento variável do La e Ce possivelmente refletem a contribuição da allanita na rocha.

Figura 8.15 - Diagrama multielementar para os granitóides porfiríticos (Normalizado segundo Thompson, 1982). 147

Os espectros multielementares para os encraves intermediários a máficos (Figura 8.16) e para as rochas dioríticas porfiríticas (Figura 8.17) mostra um enriquecimento de todos os elementos em relação ao condrito. Da mesma forma que foi observado para os granitos porfiríticos, essas rochas apresentam depressões em Nb, Sr, P e Ti. O empobrecimento de Sr sugere que os feldspatos foram uma fase importante no resíduo ou fracionada e as depressões em P e Ti condiz com o fracionamento de apatita e titanita. O padrão do espectro multielementar dos granitos microporfiríticos (Figura 8.18) apresenta as mesmas características observadas nas suítes decritas anteriormente, com picos em Rb, La, Ce, Nd, Sm, Zr e Y, e depressões em Nb, Sr, P e Ti, sendo o mesmo enriquecido em relação ao condrito (exceto Ti).

Figura 8.16 - Diagrama multielementar para os encraves intermediários a máficos (Normalizado segundo Thompson, 1982). 148

Figura 8.17 - Diagrama multielementar para as rochas dioríticas porfiríticas (Normalizado segundo Thompson, 1982).

Figura 8.18 - Diagrama multielementar para os granitos microporfiríticos (Normalizado segundo Thompson, 1982). 149

O espectro dos diques e sheets micrograníticos (Figura 8.19) é caracterizado pelas maiores depressões em P e Ti, sugerindo que as fases acessórias, apatita, titanita e ilmenita, foram fracionadas ou retidas no resíduo. A anomalia negativa em Sr, corrobora com fracionamento de feldspatos.

Figura 8.19 - Diagrama multielementar para os diques e sheets micrograníticos (Normalizado segundo Thompson, 1982).

No geral, observa-se certa similaridade nos padrões dos diagramas multielementares, porém, as ligeiras diferenças atestadas pelas depressões mais expressivas, a exemplo dos diques e sheets, e pelos padrões de enriquecimento ou não em relação ao condrito, somados as demais evidências geoquímicas já discutidas, descartam um relação de cogeneticidade entre as suítes, o que confirma o que já discutimos anteriormente com base em diagramas de variação do tipo Harker, onde cada suíte apresenta características de uma evolução distinta uma das outras. 150

8.5 - Tipologia da suíte plutônica de Serrinha De forma generalizada, a mineralogia e as características químicas de rochas graníticas refletem a natureza do magma progenitor. Neste contexto, Chappell & White (1974) definiram o conceito de granitos Tipo I e S para granitos derivados de fontes ígneas e metassedimentares, respectivamente. Granitos derivadas de uma fonte ígnea anidra foram designados de Tipo A por Loiselle e Wones (1979). Ao mesmo tempo, White (1979) denominava os granitóides de origem mantélica como granitos do Tipo M. Adicionalmente, Ishihara (1977, 1981) propôs os termos série magnetita, para granitóides gerados em profundidade (manto superior ou crosta inferior) e sem interação com materiais carbonosos, e série ilmenita, para granitóides gerados na parte média da crosta, em contato com rochas metamórficas carbonatadas e rochas sedimentares. Os granitóides porfiríticos (Plúton Serrinha), granitos microporfiríticos e os diques e sheets micrograníticos, são constituídos dominantemente por rochas transicionais metaluminosas-peraluminosas, com o caráter aluminoso dado essencialmente pelos baixos valores em CaO e não propriamente por valores elevados em Al2O3. O caráter peraluminoso dessas rochas poderia sugerir afinidade com os granitos Tipo S, porém as características mineralógicas e químicas são significativamente distintas com relação aos típicos granitos Tipo S. Essas rochas apresentam características mais próximas dos granitos Tipo I, com ressalva ao que foi visto nos diagramas de Frost et al., (2001) (ver Figura 8.9), onde essas rochas apresentam características transicionais entre os Tipo I, S e A, não sendo então, classificadas como nenhum desses tipos clássicos Australianos. Com relação à classificação de Ishihara (1977), as características mineralógicas dessas rochas, tais como a presença de biotita e anfibólio como máficos dominantes e magnetita como principal mineral opaco, nos permite correlacioná-las aos granitos da série magnetita. As características químicas e mineralógicas dos encraves intermediários a máficos e das rochas dioríticas porfiríticas, permitem correlacioná-los aos granitos Tipo

M, onde razões muito baixas de K2O/Na2O e os alto teores de Ca em relação aos álcalis apontam características de fonte mantélica com possível contribuição crustal para o magma progenitor dessas rochas. 151

8.6 - Diagramas Discriminantes de Ambientes Tectônicos A utilização de dados geoquímicos para caracterização de ambientes tectônicos é feita com base em diagramas discriminantes e comparação de espectros multielementares. Os diagramas discriminantes têm dado melhores resultados para rochas de características básicas, permitindo relacioná-las ao tipo de fonte mantélica e aos diferentes contextos geotectônicos. Entretanto, para rochas de natureza ácida, a complexidade de fontes e processos envolvidos na sua petrogênese conduz a maiores incertezas nas inferências. Uma análise cuidadosa do banco de dados utilizado para elaboração desses diagramas deve ser feita, sempre que possível, confrontando com as características geoquímicas das rochas estudadas. Atentado para estas restrições, as amostras analisadas para a suíte plutônica de Serrinha foram plotadas nos diagramas discriminantes de Pearce et al., (1984), Thiéblemont e Cabanis (1990) e Thiéblemont e Tégyev (1994). Nos diagramas de Pearce et al., (1984, Figuras 8.20a,b), as rochas estudadas plotam no campo dos granitos de arco magmático (granitos pós-colisionais; Pearce & Houjun 1988, Pearce 1996), com algumas poucas amostras na transição entre este campo e o campo dos granitos intraplacas. No diagrama de Thiéblemont e Cabanis (1990, Figura 8.21), grande parte das rocha da suíte plutônica plotam no campo pós- colisional ou transicionais a sin-colisional, como é o caso da suíte porfirítica. Observa- se ainda que algumas amostras dos encraves intermediários a máficos e os granodioritos porfiríticos plotam no campo das rochas anorogênicas hiperalcalinas e uma amostra dos diques e sheets micrograniticos caindo no campo das rochas anorogênicas alcalinas. Nos diagramas acima citados, os campos dos granitos colisionais foram definidos com base em granitos tipicamente peraluminosos (orogênese Himalaiana e Herciniana). Suítes derivadas de fonte crustais mais primitivas (Tipo I), no mesmo contexto geotectônico, tenderiam a deslocar para o campo de arco magmático, como ocorre com os granitos tardi-colisionais (Tipo I - Caledoniano). Todavia, o modelamento feito por Pearce et al., (1984) para o campo dos granitos de arco magmático envolve essencialmente uma fonte mantélica metassomatizada. Thiéblemont e Cabanis (1990) também propõem um modelo com base em fonte mantélica, sendo que, mesclada com componentes crustais. Com isso, suítes graníticas com fontes crustais tendem a sofrer deslocamento para os campos sin-colisionais ou intraplaca. 152

No diagrama de Thiéblemont e Tégyev (1994, Figura 8.22), é proposta uma separação para os granitóides Tipo I, relacionados a contexto de arco ou colisão. Para as rochas estudadas, predomina um ambiente de colisão continental, onde apenas os diques e sheets micrograníticos plotam no campo de arco magmático de forma transicional com os campos de colisão continental. Os padrões dos diagramas multielementares da suíte plutônca de Serrinha comparados com os padrões de várias suítes empregadas por Pearce et al., (1984), evidenciam maiores analogias com os granitos colisionais (COLG) (Figura 8.23). Em geral, as rochas analisadas são caracterizadas por um enriquecimento em K, Rb e Ba (LILE) e Ce (ETRL) relativo ao Nb, Zr, Y e Yb (HFSE). Este comportamento também pode ser exibido em alguns granitos de arcos vulcânicos (VAG). Todavia, as anomalias positivas de Rb nestes diagramas são consideradas um critério discriminante típico de granitos colisionais (Pearce et al., 1984). Esta superposição de ambientes foi previamente constatada com a utilização do diagrama Nb-Y (Figura 8.20a), onde as amostras plotam no campo reservado aos granitos pertencentes a duas suítes (Arco- vulcânico + Sin-colisionais). A diferenciação pode ser feita com base nos critérios do diagrama Rb-(Y+Nb) apresentado na figura 8.20b. Segundo Pearce et al., (1984), os granitos tipicamente colisionais situam-se preferencialmente no topo do campo reservado aos granitos de arco vulcânico (VAG) ou na transição deste com o campo dos granitos sin-colisionais (COLG). Na figura 8.20b, as amostras plotam no topo dos VAG, migrando em direção aos granitos intraplacas e aos granitos sin-colisionais. Nesta posição ocorre a superposição de complexos pós-colisionais, considerados por Pearce et al., (1984) como os representantes mais clássicos de granitos pós-colisionais fanerozóicos do mundo (campo dos granitos pós-colisionais de Pearce & Houjun 1988, Pearce 1996). Analisando o conjunto de diagramas discriminantes utilizado na caracterização de ambientes tectônicos, é notória a necessidade de um conhecimento geológico prévio das rochas investigadas, no sentido de utilizar este tipo de abordagem para fornecer indicações que corroborem hipóteses previamente formuladas. Desta forma, os resultados aqui obtidos indicam que este tipo de ferramenta pode fornecer resultados ambíguos quando utilizados isoladamente. Além disso, fica evidenciada a complexidade em estabelecer uma correspondência precisa entre fonte e ambiente tectônico. 153 154

Figura 8.21 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Cabanis 1990).

Figura 8.22 - Diagrama discriminante de ambientes tectônicos para a suíte plutônica neoproterozóica de Serrinha (Thiéblemont e Tégyev 1994). 155 156

Em resumo, os diagramas discriminantes de ambientes tectônicos mostram claramente que as rochas estudadas são tipicamente orogênicas, provavelmente de ambiente de subducção/pós-colisão. Os dados de campo, geoquímicos e geocronológicos sugerem que a suíte plutônica estudada está relacionada a um estágio pós-colisional da Orogênese Brasiliana/Pan-Africana. Com a gênese e o alojamento da suíte plutônica de Serrinha controlados a partir das zonas de cisalhamento transcorrestes/distensionais, com enraizamento profundo, onde a presença de encraves intermediários a máficos associados aos granitóides porfiríticos, corrobora com a participação de componentes mantéticos no sistema de extração e coleta de magmas.

8.7 - Considerações Petrogenéticas Segundo Wilson (1989), o mecanismo essencial para geração dos magmas é a fusão parcial de rochas provenientes do manto, crosta ou uma mistura complexa de ambos. Durante a ascensão, o magma é submetido a uma série de processos físico- químicos, que ocasionam a modificação parcial ou completa de suas propriedades originais. Um dos mecanismos clássicos de evolução dos magmas é a cristalização fracionada, onde algumas estruturas e texturas, em variadas escalas, são sugestivas de tal mecanismo, como é o caso das variações faciológicas gradacionais, presença de encraves cogenéticos ou cumulados e zonação de cristais (ex. plagioclásio, anfibólio, olivina, piroxênio, etc). Nas rochas estudadas é bastante comum a presença de cristais zonados de plagioclásio, feldspato potássico, allanita e anfibólio. Denotando a importância do processo de cristalização fracionada na evolução magmática dessas rochas. Além disso, a presença de encraves intermediários a máficos, com texturas do tipo mixing e mingling, associados às rochas porfiríticas, inseri nas discussões petrogenéticas a necessidade de considerar dois magmas progenitores para estas rochas ou, alternativamente, apenas um único magma evoluído por um processo de cristalização fracionada. As feições de campo sugerem a coexistência de magmas distintos, todavia, a dominância das rochas ácidas em relação às intermediárias e máficas não condizem com um processo de diferenciação a partir de uma fonte mantélica, mesmo que uma fração significativa dos termos máficos tenha ficado retida em profundidade. Além disso, fica bastante claro nos diagramas do tipo Harker para elementos maiores, 157 menores e traços, que as rochas porfiríticas e os encraves não são cogenêticos, tratando-se de magmas distintos. Os granitóides porfiríticos com características de geração a partir de uma fonte tipicamente crustal (crosta inferior) e os encraves como produto de fonte mantélica. Tendo em vista um processo de cristalização fracionada para a evolução das rochas da suíte plutônica estudada e observando os diagramas do tipo Harker, ETR e multielementares, algumas observações podem ser feitas a cerca do fracionamento das fases minerais.

A correlação negativa do Al2O3 e CaO apontam fracionamento de feldspatos, bem como de anfibólio, durante a evolução magmática. Da mesma forma, correlações negativas de Fe2O3, MgO, TiO2 e P2O5, indicam que houve fracionamento da assembléia máfica, titanita, opacos, anfibólios, biotita e apatita. O padrão de ETR observado para as rochas porfiríticas mostra um fracionamento em terras raras leves e uma nítida anomalia negativa de Eu. Essa anomalia de Eu é uma característica da suíte de rochas analisadas, a exceção dos encraves que não apresentam anomalia de Eu. O empobrecimento em Eu sugere o fracionamento de plagioclásios com a diferenciação magmática. O enriquecimento em terras raras leves pode ser um reflexo da presença de titanita e allanita na rocha, ou alternativamente, ao fracionamento de minerais ricos em terras raras pesados, como é o caso do zircão e/ou anfibólio. Os espectros multielementares das suítes estudadas são caracterizados por um enriquecimento em relação à composição do condrito, exceto em alguns elementos nos granitos porfiríticos (P, Ti e Yb), granitos microporfiríticos (Ti) e diques/sheets micrograníticos (P, Ti e Yb). Num geral, as rochas apresentam anomalias positivas de La, Nd, Sm, Zr e Y e negativas em Nb, Sr, P, Ti e Yb. As anomalias negativas de Sr são condizentes com o fracionamento de plagioclásios, e as depressões de P e Ti, condiz com o fracionamento de apatita e titanita.

158

A partir dos dados e discussões apresentadas nos capítulos anteriores, algumas considerações finais podem ser feitas para a suíte plutônica da região de Serrinha (RN). A principio, chama-se a atenção para o volumoso e diversificado magmatismo de idade neoproterozóica, onde diferentes tipos plutônicos afloram numa superfície relativamente pequena (Anexo 2). Em campo separam-se granitóides porfiríticos com encraves intermediários a máficos associados, além de granodioritos porfiríticos, corpos dioríticos porfiríticos, granitos microporfiríticos e inúmeros diques e sheets micrograníticos. Essas rochas ocorrem encaixadas no substrato gnáissico-migmatítico paleoproterozóico, em estreita associação com zonas de cisalhamento transcorrentes/distensionais. A região estudada encontra-se afetada por sucessivos eventos deformacionais de natureza dúctil, onde estes foram denominados de Dn, D1, D2 e D3. A estruturação observada no substrato gnáissico arqueano (Dn), evidenciada por dobras sem raiz, transpostas, dobras recumbentes, entre outras, possivelmente não representa uma trama estrutural relacionada exclusivamente ao arqueano, sendo provável que esta esteja relacionada a superposição da deformação paleoproterozóica. O evento D1 é caracterizado nas rochas do substrato gnáissico-migmatítico paleoproterozóico, sendo evidenciado, principalmente, pela presença de um bandamento metamórfico de alto grau. O evento D2 é reconhecido pelo desenvolvimento de dobras isoclinais que afetam o bandamento S1, gerando a trama S1 + S2, observada nos gnaisses bandados paleoproterozóicos. O evento D3 é o principal responsável pela atual arquitetura estrutural da área mapeada, exercendo forte influência na geração da tectônica transcorrente/distensional responsável pela formação das zonas de cisalhamento que controlam o alojamento dos plútons neoproterozóicos. Um estágio tardio para a deformação D3 é caracterizado pelo desenvolvimento de abundantes bandas de cisalhamento com direção NE-SW e cinemática sinistrógira distensional. Ocorrem de forma subordinada shear bands de direção NNW-SSE com cinemática dextrógira, além de juntas de distensão preenchidas por veios e mobilizados félsicos de direção aproximadamente N-S e NNE. Estas shear bands são preenchidas por mobilizados 159 anatéxicos no embasamento e por líquidos graníticos tardios do plúton Serrinha, indicando ainda um regime em altas temperaturas no final da colocação dos corpos. No tocante ao alojamento do Plúton Serrinha, o caráter sin-tectônico à deformação D3 é evidenciado quando consideramos a geometria alongada do corpo seguindo o trend geral E-W da Zona de Cisalhamento Rio Jacu e a continuidade entre o fabric tectônico na encaixante e aquele de estado sólido registrado no plúton, atestando o forte controle exercido por esses lineamentos no alojamento de magmas graníticos na crosta. No Plúton Serrinha, a associação de zonas de cisalhamento transcorrentes e distensionais oblíquas, gerando espaço de acomodação e condicionando o alojamento de uma assembléia de suítes plutônicas com afinidades geoquímicas e fontes distintas, sugerem enraizamento profundo para essas estruturas (crosta média-inferior a manto). A idade de 576 + 3 Ma (U-Pb em zircão), obtida para o Plúton Serrinha, e 573 + 7 Ma, do Batólito de Monte das Gameleiras (Galindo et al. 2005), permitem correlacionar esses corpos entre si, marcando possivelmente o pico do evento tectono- metamórfico responsável pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento dúcteis

(D3) e conseqüente alojamento do extensivo plutonismo granitóide na região estudada. No que diz respeito às características petrográficas, as microtexturas observadas e assembléia mineral presente na suíte plutônica, serviram de indicativos para interpretação do ambiente e condições físico-químicas dominantes na época de formação e evolução magmática. A presença da associação titanita+magnetita, idiomórficas, de cristalização precoce presentes em todos os fácies estudados, indica que o magma progenitor era relativamente oxidado. A presença marcante de allanita com coroa de epídoto nos granitóides porfiríticos, indica um provável aumento na fugacidade de oxigênio durante a cristalização dessas rochas. Mirmequitas em todas as rochas da suíte plutônica, notadamente desenvolvidas nas bordas dos cristais maiores de plagioclásio em contato com feldspato potássico, refletem um volume de fluidos tardi-magmáticos ricos em voláteis. A presença marcante de cristais zonados de plagioclásio e feldspato potássico (além de allanita e zircão), sugere desde já que o processo de evolução dos magmas da suíte plutônica deu-se principalmente por cristalização fracionada. Os dados obtidos a partir das análises de química mineral somam-se às interpretações feitas com base nos estudos petrográficos/microtexturais (paragênese titanita + magnetita + quartzo), onde altas razões Mg/(Mg+Fe), em minerais 160

ferromagnesianos, são indicativas de cristalização a gO2 elevadas (Frost 1991, Anderson & Smith 1995), geralmente compatíveis com as condições de formação de granitos da série magnetita (Ishihara 1981). Dados termobarométricos apontam condições P-T da ordem de 5-6 kbar (AlT- anfibólio) e 730°C a 740°C (plagioclásio-anfibólio) para os granitóides porfiríticos (Plútons Serrinha) e encraves intermediários a máficos associados. Os granitóides porfiríticos apresentam temperaturas médias calculadas pelo geotermômetro do Zr de 771°C, superiores as obtidas pelo plagioclásio-anfibólio (730°C). As temperaturas calculadas para os encraves, pelo geotermômetro de saturação em Zr, são bem variadas (670°C a 889°C). As temperaturas obtidas pelo Zr para as rochas dioríticas porfiríticas (Plúton Poço Verde) apresenta valor médio superior aos calculados para o granito porfirítico e encraves, com valores variando de 835°C a 854°C. Como o zircão é uma das fases mais precoces na cristalização do magma, é natural que o geotermômetro do Zr forneça temperaturas mais elevadas, as quais podem ser inferidas como a temperatura mínima do líquidus. Os encraves ocorrem frequentemente englobando cristais de feldspatos dos granitos porfiríticos, o que indica diferenças de temperatura entre os dois magmas, pois no momento em que os granitóides porfiríticos estavam com boa percentagem de cristais o magma intermediário a máfico, ainda estava líquido e quente para incorporar cristais do granito. Os dados litogeoquímicos sugerem que os litotipos analisados não apresentam correlação genética entre si, com cada um apresentando uma história magmática evolutiva distinta. Os granitóides porfiríticos são tipicamente de afinidade subalcalina – cálcio-alcalina de alto K, comum a todos os granitos tipo-Itaporanga da Província Borborema e os encraves intermediários a máficos apresentam características geoquímicas de rochas com afinidade shoshonítica. As rochas dioríticas porfiríticas são metaluminosas, de afinidade subalcalina máfica. Os granitos microporfiríticos e os diques e sheets micrograníticos, apesar da pouca quantidade de dados, apresentam características geoquímicas de afinidade com as séries subalcalinas, cálcio-alcalinas de alto K. Os padrões de ETR´s normalizados em relação ao condrito de Evensen et al., (1978), mostram que as rochas estudadas apresentam padrões de ETR´s com enriquecimento relativo em relação ao condrito, com moderado grau a elevado grau de fracionamento dos elementos terras raras leves (TRL) em relação aos elementos terras raras pesados (TRP). Os granitóides porfiríticos, dioritos porfiríticos e granitos 161 microporfiríticos, têm como característica marcante uma anomalia negativa de Eu, com os encraves intermediários a máficos sendo facilmente diferenciados pela ausência dessa anomalia. As anomalias negativas de Eu sugerem fracionamento de plagioclásio ao longo da diferenciação magmática. Com relação aos diques e sheets micrograníticos, a complexidade observada nos padrões de ETR reflete a heterogeneidade vista em campo para essas rochas, descartando uma possível filiação para os diques/sheets como termos evoluídos das rochas graníticas porfiríticas. As correlações da suíte plutônica neoproterozóica da região de Serrinha com um determinado ambiente tectônico, são mais consistentes com um contexto geotectônico pós-colisional, onde o alojamento do Plúton Serrinha (576 Ma), controlado por sítios transtensionais associados a grandes zonas de cisalhamento transcorrentes brasilianas, possivelmente está relacionado à colagem de terrenos no final do Neoproterozóico, constituindo um importante controle tectônico durante os estágios terminais de eventos colisionais da Província Borborema, particularmente da Colisão Brasiliana/Pan-Africana. Baseado nos resultados obtidos e apresentados nesta dissertação algumas sugestões podem ser colocadas a fim de que, trabalhos futuros, possam melhorar o entendimento geológico, como um todo, da granitogênese neoproterozóica presente na região estudada: (i) Detalhamento geológico das rochas de natureza básica a intermediária (Encraves intermediários a máficos e Rochas dioríticas porfiríticas-Plúton Poço Verde), com obtenção de novos dados químicos e, principalmente, geocronológicos, buscando o entendimento das relações temporais existentes entre essas rochas e as demais suítes; (ii) Obtenção de dados geocronológicos e geoquímicos para os diques e sheets micrograníticos, visando compreender a história evolutiva dessas rochas; (iii) Obtenção de dados isotópicos Sr/Nd, para caracterização das fontes envolvidas no magmatismo; (iv) Melhoramento da geoquímica do Granitóide Serrinha, visando à construção de um modelo petrogenético, e (v) Realização de perfis gravimétricos nos corpos mapeados, como ferramenta para caracterizar a geometria tridimensional dos mesmos.

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Abdel-Rahman, A.M. 1994. Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. J. Petrol., 35: 525-541. Almeida, F.F.M.; Hasui, Y.; Brito Neves, B.B.; Fuck, R., 1977. Províncias estruturais brasileiras. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 8, Campina Grande, Atas, 363-391. Almeida, F.F.M.; Leonardos Jr., O.H. and Valença, J., 1967. Review on granitic rocks of Northeast South America. IUGS/UNESCO. Symp., Recife, 41 p. Amaro, V. E. 1998. Análise conjunta de dados geológicos, geofísicos e de sensoriamento remoto do setor extremo nordeste da Província Borborema, Nordeste do Brasil, com ênfase nas zonas de cisalhamento dúcteis neoproterozóicas. IG/USP, São Paulo, Tese de doutorado, 397 p.

Anderson, J.L. & Smith, D.R. 1995. The effects of temperature an fO2 on the Al-in-hornblende barometer. Am. Mineral., 80: 549-559. Antunes, A.F. 1999. Cinemática de Alojamento e petrografia do Plúton de Monte das Gameleiras, porção sudeste do Estado do Rio Grande do Norte. DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 90p. Araújo, M.N.C. & Alves da Silva, F.C. 2000. Deformation Mechanisms in a Polyphase Terrain: Example of the Seridó Belt. In: Int. Geol. Cong., 31, Rio de Janeiro, Abstracts, CD-ROM. Araújo, M.N.C.; Alves da Silva, F.C.; Jardim de Sá, E.F. 2000. Evidências microestruturais de superposição e competição entre plasticidade cristalina e transferência de massa por difusão nos tectonitos da Faixa Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 18, Recife, Anais, 126. Araújo, J.M.M.; Trindade, R.I.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S. 1995. Granitóides brasilianos sintectônicos no contexto da Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP): geologia e petrografia. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 16, Recife, Boletim 14, 304-307. Araújo, J.M.M.; Trindade, R.I.; Galindo, A.C.; Souza, Z.S.; Jardim de Sá, E.F. 1993. Características petrográficas preliminares do granito Serra do Algodão (Barra de Santa Rosa – PB): um plutão alcalino na região do Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 15, Natal, Boletim 13, 101-103. Archanjo, C. J. 1993. Fabriques de plutons granitiques et deformation crustale du Nort-Est du Brésil. Univ. de Toulouse III, Toulouse, Tese de Doutorado, 167p. Archanjo, C.J.; Trindade, R.I.F.; Bouchez, J.L.; Ernesto, M. 2002. Granite fabrics and regional- scale strain partitioning in the Seridó belt (Borborema Province, NE Brazil). Tectonics, Vol.21, 3-1 a 3-14. 163

Archanjo, C.J.; Oliver, P.H.; Bouchez, J.L. 1992. Plutons granitiques du Seridó (NE du Brésil): écoulement magmatique paralléle à la chaîne revele par leur anisotropie magnétique. Bull. Soc. Géol. France, 163: 509-520. Archanjo, C.J. & Salim, J. 1986. Posição da Formação Seridó no contexto estratigráfico regional (RN-PB). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 12, João Pessoa, Atas, 270-281.

BBB

Barbosa, A.J. & Braga A.P.G. 1974. Projeto Leste da Paraíba e Rio Grande do Norte; relatório final integrado, Folhas SB.25-V-C e SB.25-A. Recife, DNPM/CPRM. 4v. Bard, L.P. 1987. Microtextures of igneous and metamorphic rocks. Riedel, Dordrecht, 364p. Bittar, S.M.B. 1998. Faixa Piancó-Alto Brígida: Terrenos tectonoestratigráficos sob regimes metamórficos e deformacionais contrastantes. IG/USP, São Paulo, Tese de Doutorado, 126p. Blundy, J.D. & Holland, T.J.B. 1990. Calcic amphibole equilibria an a new amphibole- plagioclase geothermometer. Contrib. Mineral. Petrol., 104: 208-224. Borges, S.V.F. 1996. Geologia da região do médio Curimataú (PB) e o alojamento do granito de Dona Inês associado a zonas de cisalhamento transcorrentes brasilianas. IG/USP, São Paulo, Dissertação de Mestrado, 139p. Brey, G.P. & Köhler, T. 1990. Geothermobarometry in four-phase lherzolites II. New thermobarometers, and pratical assessment of existing thermobarometers. J. Petrol., 31: 1353-1378. Brito Neves, B.B. 1983. O mapa geológico do nordeste oriental do Brasil escala 1/100.000. IG/USP, São Paulo, Tese de Livre Docência, 177p. Brito Neves, B.B. 1975. Regionalização geotectônica do Pré-cambriano nordestino. IG/USP, São Paulo, Tese de Doutorado, 198p. Brito Neves, B.B.; Passarelli, C.R.; Basei, M.A.S.; Santos, E.J. 2003. U-Pb zircon ages of some classic granites of the Borborema Province. In: South Amer. Symp. Isot. Geol., 4, Salvador, Short papers, 1: 158-159. Brito Neves, B.B.; Campos Neto, M.C.; Van Schumus, W.R.; Santos, E.J. 2001. O “Sistema Pajeú-Paraíba” e o “Maciço” São José de Campestre no leste da Borborema. Rev. Bras. Geoc., 31(2): 173-184. Brito Neves, B.B. & Cordani, U.G. 1991. Tectonic evolution of South America during the Late Proterozoic. Precambrian Res., 53: 23-40. CCC

Caby, R. 1989. Precambrian terranes of Benin-Nigeria and northeast Brazil and the late proterozoic south atlantic fit. In: Dallmeyer, R.D. (ed.). Terranes in the Circum-Atlantic paleozoic orogens. Geol. Soc. Amer., Spec. Paper, 230: 145-158. 164

Caby, R. 1988. Les terraines precambriennes Benin, Nigéria e Nord-est du Brésil et les connections sub-atlantiques au proterozoique superieur. In: IGCP/UNESCO/IUGS, International Meeting on Proterozoic Geology and Tectonics of High Grade Terrains, Nigéria, 16p. Caby, R.; Arthaud, M.H.; Archanjo, C.J. 1995. Lithostratigraphy and petrostructural characterization of supracrustal units in the Brasiliano Belt of northeast Brazil: geodynamic implications. Journal of South America Earth Sciences, 8: 235-246. Caby, R.; Sial, A.N.; Arthaud, M.H.; Vauchez, A. 1991. Crustal evolution and the Brasiliano orogeny in Northeast Brazil. In: Dallmeyer, R.D. & Lécorché, J.P. (eds.). The West African orogens and Circum-Atlantic correlatives. Springer-Verlag, 373-397. Campelo, R.C. 1997. Mapeamento geológico de uma área a oeste de Santo Antônio do Salto da Onça (RN). DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 66p. Campos, M.; Braga, A.P.G.; Souza, E.M.; Silva, F.A.; França, J.B. 1979. Projeto Rio Jaguaribe, relatório final. Brasília, DNPM, 149p (Série Geologia). Campos Neto, M.C.; Bittar, S.M.B.; Brito Neves, B.B. 1994. Domínio tectônico Rio Pajeú- Província Borborema: orogêneses superpostas no ciclo Brasiliano/Pan-Africano. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 38, Bal. Camboriú, Resumos Expandidos, 1: 221-222. Cavalcante, R. 2003. Magmatismo granítico no Maciço São José de Campestre (porção leste da Faixa Seridó): geologia e petrografia do Plúton Barcelona. DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 72p. Chappell, B.W. & White, A.J.R. 1974. Two contrasting granite types. Pac. Geol., 8: 173-174. Clemens, J.D. & Mawer, C.K. 1992. Granitic magma transport by fracture propagation. Tectonophysics, 204: 339-360. Corsini, M.; Vauchez, A.; Archanjo, C.J.; Jardim de Sá, E.F. 1991. Strain transfer at continental scale from a transcurrent shear zone to a transpressional fold belt: the Patos-Seridó System, northeastern Brazil. Geology, 19: 586-589. DDD

Dallmeyer, D.R.; Sial, A.N.; Long, L.E.; McMurry, J. 1987. New evidence for the polyphase tectonothermal evolution of the Brasiliano orogen, Northeast Brazil. In: Geological Society of America, Annual Meeting, Phoenix, Arizona, Abstracts, 634. Dantas, E. L. 1997. Geocronologia U-Pb e Sm-Nd de terrenos arqueanos e paleoproterozóicos do Maciço Caldas Brandão, NE do Brasil. IGCE/Unesp, Rio Claro, Tese de doutorado, 206p. Dantas, E.L.; Galindo, A.C.; Laux, J.H.; Maia, S.M.C.; Souza, Z.S.; Alves da Silva, F.C. 2005. Magmatismo anorogênico ordoviciano na porção centro norte do Domínio Seridó, Província Borborema: o Granito Flores. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 21, Recife, Boletim 19, 135-137. 165

Dantas, E.L.; Jost, H.; Fuck, R.A.; Brod, J.A.; Pimentel, M.M.; Meneses, P.R. 2001. Proveniência e idade deposicional de seqüências metavulcanosedimentares da região de Santa Terezinha de Goiás, baseada em dados isotópicos Sm-Nd e U-Pb em monocristal de zircão. Rev. Bras. Geoc., 31(3): 329-334. Dantas, E.L.; Hackspacher, P.C.; Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B. 1998. Archean accretion in the São José do Campestre Massif, Borborema Province, northeast Brazil. Rev. Bras. Geoc., 28: 221-228. Dantas, E.L.; Hackspacher, P.C.; Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B. 1997. Arcabouço crono- estratigráfico do Maciço Caldas Brandão-RN – Província Borborema – NE do Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 20-23. Dantas, E.L.; Hackpacher, P.C.; Kawashita, K.; Lafon, J.M. 1991. Datações Rb-Sr nas ortoderivadas dos grupos São Vicente/Caicó – Província Borborema. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 14, Recife, Boletim 12, 248-252. Deer, W.A.; Howie, R.A.; Zussman, J. 1992. Rock-forming minerals. London, 2 Ed. Longmans (eds)., 696p. De La Roche, H.; Leterrier, J.; Granclaude, P.; Marchal, M. 1980. A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagram and major - element analyses - its relationship with current nomenclature. Chem. Geol., 29: 183-210. EEE

Evensen, N.H.; Hamilton, P.J.; O´Nions, R.K. 1978. Rare earth abundances in chondritic meteorite. Geoch. Cosmch. Acta., 42: 1199-1212. FFF

Ferreira, V.P.; Sial, A.N.; Jardim de Sá, E.F. 1998. Geoqhemical and isotopic signature of Proterozoic granitoids in terranes of the Borborema structural province, northeastern Brazil. J. South Amer. Earth Sci., 11: 439-455. Frost, R.B. 1991. Introduction to oxigen fugacity and its petrologic importance. In: Lindsley, D.H. (ed.). Oxide minerals: petrologic and magnetic significance, 1-9. Frost, B.R.; Barnes, C.G.; Collins, W.J.; Arculus, R.J.; Ellis, D.J.; Frost, C.D., 2001. A chemical classification for granitic rocks. J. Petrol., 42 (11): 2033-2048. GGG

Galindo, A.C. 1993. Petrologia dos granitóides brasilianos da região de Caraúbas-Umarizal, oeste do Rio Grande do Norte. CG/UFPA, Belém, Tese de Doutorado, 370p. Galindo, A.C. 1982. Estudo petrológico do corpo granítico de Monte das Gameleiras (RN-PB). CT/UFPE, Recife, Dissertação de Mestrado, 99p. 166

Galindo, A.C.; Souza, Z.S.; Dantas, E.L.; Antunes, A.F.; Dias, L.G.S.; Alves da Silva, F.C.; Laux, J.H. 2005. Geocronologia U-Pb de granitóides tipo Itaporanga (Monte das Gameleiras e Serrinha), Maciço São José de Campestre, NE do Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 21, Recife, Boletim 19, 150-152. Galindo, A.C.; Dall´Agnol, R.; McReath, I.; Leterrier, J.; Nascimento, M.A.L., 1997a. Granitóide Quixaba: um magmatismo monzonítico (shoshonítico?) no extreme oeste da Faixa Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste. Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 268-272. Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F.; Nascimento, R.S.C.; Hollanda, M.H.B.M.; Nascimento, M.A.L.; Lardeaux, J.M., 1997b. Caracterização geoquímica e contexto geodinâmico dos granitóides alcalinos na porção oriental da Faixa Seridó (RN-PB). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 263-267. Galindo, A.C. Jardim de Sá, E.F.; Fonseca, A.S.S.; Leterrier, J. 1997c. The Itaporanga-type granites in the Seridó belt, northeastern Brazil: monzonitic plutonism related to an oblique collisional orogen. In: Intern. Symp. Gran. Assoc. Miner., 2, Salvador, Anais, 202-203. Galindo, A. C.; Dall’Agnol, R.; McReath, I.; Lafon, J.M.; Teixeira, N., 1995. Evolution of Brasiliano-age granitoid types in a shear zone environment, Umarizal - Caraúbas region, Rio Grande do Norte, north-east Brazil. Journal of South America Earth Sciences, 8: 79-95. Galindo, A.C.; Dall’Agnol, R.; McReath, I.; Lafon, J.M. 1993. Geocronologia de granitóides brasilianos da região de Caraúbas-Umarizal, oeste do Rio Grande do Norte. In:SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord, 15, Natal, Boletim 13, 324-327. Gomes, J.R.C.; Gatto, C.M.P.P.; Souza, G.M.C.; Luiz, D.S.; Pires, J.L.; Teixeira, W. 1981. Geologia e mapeamento regional. In: Brasil. Ministério das Minas e Energia. Projeto RADAMBRASIL. Folhas SB-24/25 Jaguaribe/Natal. Rio de Janeiro, Levantamento de recursos naturais, 23: 27-176. Guimarães, I.P. 1989. The petrological evolution and tectonic associations of the Bom Jardim Complex, Pernambuco State, NE Brazil. University of London, PhD thesis, 423p. Guimarães, I.P.; Silva Filho, A.F.; Almeida, C.N.; Van Schmus, W.R.; Araújo, J.M.M.; Melo, S.C.; Melo, E.B. 2004. Brasiliano (Pan-African) granitic magmatism in the Pajéu-Paraíba belt, Northeast Brazil: an isotopic and geochronological approach. Precambrian Res., 135: 23-53. HHH

Hackspacher, P.C.; Legrand, J.M., Dantas, E.L., Van Schmus, W.R. 1994. Seqüência magmática diferenciada associada a metamorfismo granulítico no Maciço Caldas Brandão- São José de Campestre, e da Província Borborema. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 38, Camboriú, Anais, 2: 116-117. Hackspacher, P.C.; Legrand, J.M.; Petta, R.A.; Magini, C.; Dantas, E.L. 1992. O batólito São Vicente-Caicó – RN. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 37, São Paulo, Bol. Res. Exp. 2, 143-144. Hackspacher, P.C.; Van Schmus, W.R.; Dantas, E.L. 1990. Um embasamento transamazônico na Província Borborema. In: SBG/Núcleo Nordeste, Congr. Bras. Geol., 36, Natal, Anais, 6: 2661-2677. 167

Hammarstron, J.M. & Zen, E.A. 1986. Aluminium in hornblende: an empirical igneous geobarometer. Am. Mineral., 71: 1297-1313. Hibbard, M.J. 1995. Petrography to petrogenesis. Prentice Hall, New Jersey, 587p. Hollanda, M.H.B.M. 1998. Mecanismos de alojamentos de magmas granitóides exemplo do Plúton de Japi (RN). PPGG/UFRN, Natal, Dissertação de Mestrado, 126p. Hollanda, M.H.B.M.; Pimentel, M.M.; Jardim de Sá, E.F. 2003. Paleoproterozoic subduction- related metasomatic signatures in the lithospheric mantle beneath NE Brazil: inferences from trace element and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of Neoproterozoic high-K igneous rocks. Journal of South American Earth Sciences, 15: 885-900. Hollanda, M.H.B.M.; Jardim de Sá, E.F.; Pimentel, M.M.; Macedo, M.H.F. 1999. Sr-Nd isotopic evidence of na archaean source involved in the Brasiliano syntectonic alkaline magmatism (Seridó Belt, Northeastern Brazil). In: South American Symp. on Isotope Geology, 2, Cordoba, Actas, 215-218. Hollanda, M.H.B.M.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F. 1995. O fácies petrográfico Plúton de Japi (RN). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 16, Recife, Boletim 14, 1:319-323. Hollister, L.S.; Grisson, G.C.; Peters, E.K.; Stowell, H.H.; Sisson, V.B. 1987. Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. Am. Mineral., 72: 231-239. Hutton, D.H.W. 1988. Granite emplacement mechanisms and tectonic controls: inferences from deformation studies. Trans. Royal Soc. Edinburgh, Earth Sci., 79: 245-255. III

Ishihara, S. 1981. The granitoid series and mineralization. Econ. Geol., 75: 458-484. Ishihara, S. 1977. The magnetic-series and ilmenite-series granitic rocks. Mining Geology, 27: 293-305. JJJ

Jardim de Sá, E. F. 1994. A Faixa Seridó (Província Borborema, NE do Brasil) e o seu significado geodinâmico na cadeia Brasiliana/Pan-Africana. IG/UnB, Brasília, Tese de Doutorado, 803 p. Jardim de Sá, E.F. 1988. An update of the precambrian geology of northeast Brazil. Intern. Meet. Proterozoic geol. Tectonic high-grade terrains, ile-ife, Nigeria. UNESCO/IGCP, contrib. Vol. Jardim de Sá, E.F. 1984. A evolução proterozóica da Província Borborema. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord, 11, Natal, Atas, 297-316. Jardim de Sá, E.F. 1978. Revisão preliminar sobre a “Faixa Dobrada do Seridó” e eventuais correlatos no Nordeste. Rev. Ciências da UFRN, 1:77-83. Jardim de Sá, E.F.; Trindade, R.I.F.; Hollanda, M.H.B.M.; Araújo, J.M.M.; Galindo, A.C.; Amaro, V.E.; Souza, Z.S.; Vigneresse, J.L.; Lardeaux, J.M. 1999. Brasiliano Syntectonic alkaline 168

granites emplaced in a strike slip/extensional setting (Eastern Seridó Belt, NE Brazil). An. Acad. Bras. Ciênc., 71: 17-27. Jardim de Sá, E.F.; Trindade, R.I.F.; Hollanda, M.H.B.M.; Galindo, A.C.; Amaro, V.E.; Souza, Z.S.; Vigneresse, J.L. Landeaux, J.M. 1997. Syntectonic alkalic granites emplaced in a brasiliano-age strike slip/extensional setting (Eastern Seridó Belt, NE Brazil). In: Intern. Symp. Gran. Assoc. Miner., 2, Salvador, Anais, 310-312. Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S.; Amaro, V.E.; Hollanda, M.H.B.M. 1993. Estruturas tangenciais relacionadas à deformação transcorrente: exemplos na porção oriental da Faixa Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 15, Natal, Boletim 13, 269-272. Jardim de Sá, E.F.; Macedo, M.H.F.; Fuck, R.A.; Kawashita, K. 1992. Terrenos proterozóicos na Província Borborema e a margem norte do Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc., 22: 472-480. Jardim de Sá, E.F.; Sá, J.M.; Macedo, M.H.F. 1990. Monocyclic and Polycyclic supracrustal belts in NE Brazil: correlations with Pan-African belt in West África. In: Rocci, G. & Deschamps, M. (eds.). Etudes recentes sur la geologie de l’Afrique. Colloque Geologie Africaine, 15, Nancy, 1: 169-173. Jardim de Sá, E.F.; Macedo, M.H.F.; Legrand, J.M.; McReath, I.; Galindo, A.C.; Sá, J.M. 1987. Proterozoic granitoids in a polycyclic setting: the Seridó region, NE Brazil. In: SBG/Núcleo BA-SE, Symp. Granites Assoc. Min., 1, Salvador, Ext. Abstr., 1: 102-110. Jardim de Sá, E.F.; Legrand, J.M.; Galindo, A.C.; Sá, J.M.; Hackspacher, P.C. 1986. Granitogênese brasiliana no Seridó: o maciço de Acari (RN). Rev. Bras. Geoc., 16: 95-105. Jardim de Sá, E.F.; Legrand, J.M.; McReath, I. 1981. “Estratigrafia” de rochas granitóides na região do Seridó (RN-PB) com base em critérios estruturais. Rev. Bras. Geoc., 11: 50-57. Jardim de Sá, E.F. & Salim, J. 1980. Reavaliação dos conceitos estratigráficos na região do Seridó (RN-PB). Miner Metal., 80:16-28. Johnson, M.C. & Rutherford, M.J. 1989. Experimental calibration of the aluminium-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks. Geology, 17: 837-841. KKK

Kozuch, M. 2003. Isotopic and Trace Element Geochemistry of Early Neoproterozoic Gneissic and Metavolcanic Rocks in the Cariris Velhos Orogen of the Borborema Province, Brazil, and their Bearing Tectonic Setting. Kansas University, Kansas, PhD thesis, 199p. Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. Am. Mineral., 68: 277-279. Krogh, T.E. 1973. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determinations. Geochemica of Cosmochimica Acta., 37: 485-494. LLL 169

Lamayre, J.M. 1987. Granites and evolution of the crust. Rev. Bras. Geoc., 17: 349-359. Lameyre, J. & Bowden, P. 1982. Plutonic rocks type series: discrimination of various granitoid series and related rocks. J. Volc. Geoth. Res., 14: 169-186. Laux, J.H.; Pimentel, M.M.; Dantas, E.L.; Armstrong, R.; Armele, A.; Nilson, A.A. 2004. Mafic magmatism associated with the Goiás magmatic arc in the Anicuns region, Goiás, central Brazil: Sm-Nd isotopes and new ID-TIMS and SHRIMP U-Pb data. J. South Am. Earth Sci., 16: 599-614. Leake, B.E.; Wooley, A.R.; Arps, C.E.S; Birch, W.D.; Gilbert, M.C.; Grice, J.D.; Hawthorne, F.C.; Kato, A.; Kisch, H.J.; Krivovichev, V.G.; Linthout, K.; Laird, J.; Mandarino, J.A.; Maresch, W.V.; Nickel, E.H; Schumacher, J.; Smith, J.C.; Stephenson, N.C.N.; Ungaretti, L.; Whittaker, E.J.W.; Youzhi, G. 1997. Nomenclature of Amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Minerals and Mineral Names. Mineral Mag., 61: 295-321. Legrand, J.M.; Dantas, E.L.; Liegeois, J.P. 1997. Definição e caracterização do embasamento da porção oeste da Faixa Seridó (Província Borborema, NE - Brasil). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 50-55. Legrand, J.M.; Deutsch, S.; Souza, L.C. 1991. Datação U/Pb e granitogênese do Maciço de Acari-RN. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 14, Recife, Boletim 12, 172-174. Leterrier, J.; Jardim de Sá, E. F.; Bertrand, J.-M.; Pin, C., 1994. Ages U-Pb sur zircon de granitoïdes "brasilianos" de la ceinture du Seridó (Province Borborema, NE Brésil). Comptes Rendus de l’Academie de Sciences de Paris, 318: 1505-1511. Leterrier, J.; Jardim de Sá, E.F.; Macedo, M.H.F.; Amaro, V.E. 1990. Magmatic and geodynamic signature of the Brasiliano cycle plutonism in the Seridó belt, NE Brazil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Cong. Bras. Geol., 36, Natal, Anais, 4: 1640-1655. Lima, M.D.G. 2002. Mapeamento Geológico-Estrutural na Região de Serrinha (RN), para apoio à interpretação de dados aerogeofísicos na pesquisa hidrogeológica em terrenos cristalinos. DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 81p. Lima. R.G. 1997. Geologia da região de São José de Campestre e Passa e Fica – RN. DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 66p. Loiselle, M.C. & Wones, D.R. 1979. Characteristics and origin of anorogenic granites. Geol. Soc. Am. Abstr. With Prog., 11: 468. Ludwig, K.R. 2001. User´s manual for Isoplot/Ex version 2.47. A geochronological toolkit for Microsoft Excel, Berkeley Geochronology Center Special Publication 1a, 55p. Ludwig, K.R. 1993. Isoplot – A Plotting and Regression Program for Radiogenic Isotope Data, Version 2.70. Revision of U.S.G.S. Open File Report 91 – 445, 42p.

MMM 170

Macedo, M.H.F.; Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S.; Mendes, F.S.; Ramalho, K.A.C. Implantação do Laboratório Intermediário de Geocronologia na UFRN: a datação do granitóide Serrinha (RN) e da deformação extensional brasiliana correlata. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 81-85. Macedo, M.H.F.; Jardim de Sá, E.F., Kawashita, K.; Araújo, M.A.T. 1993. Errócronas, pseudoisócronas e retas de mistura: exemplos das suítes de k-dioritos brasilianos na Faixa Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 15, Natal. Boletim 13, 328-331. MacKenzie, W.S.; Donaldson, S.C.; Guilford, C. 1984. Atlas of igneous rocks and their textures. Longman Group Ltd., London, 148p. MacKenzie, W.S. & Guilford, C. 1980. Atlas of rock - forming minerals in thin section. Longman Group Ltd., London, 98p. Magini, C.; Hackspacher, P.C.; Legrand, J.M.; Brito Neves, B.B.; Petta, R.A.; Sial, A.N.; Dantas, E.L. 1997. Evolução tectono-metamórfica proterozóica do Batólito São Vicente-Caicó (RN). Geociências, 16(1): 257-277. Maniar, P.D. & Piccoli, P.M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geol. Soc. Amer. Bull., 101: 635-643. Mariano, G. 1989. Mixing origin of a potassic calc-alkaline pluton: the Itaporanga batholith, State of Paraíba, NE, Brazil. University of Georgia, Georgia, Athes, Phd Dissertation, 180p. Mariano, G.; Neves, S.P.; Silva Filho, A.F. 1999. Dioritos da associação potássica cálcio- alcalina, Província Borborema, NE do Brasil: geoquímica do manto litosférico e implicações para o conceito de terrenos. In: SBGq, Cong. Bras. Geoquímica, 7, Porto Seguro, Anais, 543-546. Mariano, G. & Sial, A.N. 1990. Coexistence and mixing of magmas in the late precambrian Itaporanga Batholith, state of Paraíba, northeast Brazil. Rev. Bras. Geoc., 20: 101-110. Martin, H.; Bonin, B.; Capdevila, R.; Jahn, B.M.; Lameyre, J.; Wang, Y. 1994. The Kuiqi peralkaline granitic complex (SE China): petrology and geochemistry. J. Petrol., 35: 983- 1015. McMurry, J. 1991. Petrology and geochemistry of a megacrystic quartz monzonite: the Bodocó Pluton, northeastern Brazil. Texas Tech. Univ. Doc. Phil., Texas, Dissertation, 256p. McMurry, J.; Long, L.E.; Sial, A.N. 1987a. Petrology and isotope systematics of magma mushes: some porphyritic granitoids of northeastern Brazil. Rev. Bras. Geoc., 17: 473-480. McMurry, J.; Long, L.E.; Sial, A.N. 1987b. Evolution of a heterogeneous, continentally derived granite: Dona Inês pluton northeastern Brazil. J. Geol., 95: 107-117. McReath, I.; Galindo, A.C.; Dall´Agnol, R. 2002. The Umarizal igneous association, Borborema Province, NE Brazil: implications for the genesis of a-type granites. Gondwana Research, 5(2): 339-353. Medeiros, V.C. 1995. Comparações geoquímicas entre granitóides do Domínio da Zona Transversal, Nordeste do Brasil. Rev. Bras. Geoc., 25(4): 333-342. Miyashiro, A. 1978. Nature of alkalic volcanic rocks series. Contrib. Mineral. Petrol., 66: 91-104. Morimoto, C.N. 1988. Nomenclature of pyroxenes. Amer. Mineralogist, 73: 1123-1133. 171 NNN

Nachit, H. 1986. Contribution à l´étude analytique et expérimentale des biotites des granitoïdes. Applications typologiques. Université de Bretagne Occidentale, Tese de Doutoramento, 181p. Nachit, H.; Razafimahefa, N.; Stussi, J.M.; Carron, J.P. 1985. Composition chimique des biotites et typologie magmatique des granitoides. C. R. Acad. Sci. Paris, 301: 813-818. Nascimento, M.A.L. 2000. Petrologia do magmatismo tardi-Brasiliano no Maciço São José de Campestre (RN/PB), com ênfase no Plúton Alcalino Caxexa. PPGG/UFRN, Natal, Dissertação de Mestrado, 142p. Nascimento, M.A.L. 1998. Geologia e petrografia do Granitóide Caxexa e suas rochas encaixantes. DG/UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 62p. Nascimento, M.A.L.; Antunes, A.F.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S., 2000. Geochemical signatures of the Brasiliano-age plutonism in the Seridó belt, Northeastern Borborema Province (NE Brazil). Rev. Bras. Geoc., 30: 161-164. Nascimento, M.A.L.; Galindo, A.C.; Jardim de Sá, E.F. 1997. Considerações preliminares sobre o Granitóide Caxexa: um plutonismo alcalino aluminoso sintectônico na Faixa Seridó. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 17, Fortaleza, Boletim 15, 293-296. Nascimento, R.S.C. 1998. Petrologia dos granitóides brasilianos associados à Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (PB). PPGG/UFRN, Natal, Dissertação de Mestrado, 133p. Neves, S.P. 2002. Considerações sobre a evolução termomecânica das faixas Orós, Piancó- Alto Brígida e Seridó, Província Borborema, Nordeste do Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Cong. Bras. Geol., 41, João Pessoa. Anais, 1: 322. Neves, S.P.; Mariano, G.; Guimarães, I.P.; Silva Filho, A.F.; Melo, S.C. 2000. Intralithospheric differentiation and crustal growth: evidence from the Borborema Province, northeastern Brazil. Geology, 28: 519-522. PPP

Paterson, S.R. & Fowler, T.K.Jr. 1993. Re-examining pluton emplacement processes. J. Struct. Geol., 15: 191-206. Pearce, J.A. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episode, 19: 120-125. Pearce, J.A. & Houjun, M. 1988. Volcanic rocks of the 1985 Tibet geotraverse: Lhasa to Golmud. Phil. Trans. R. Soc. Lond., A327: 169-201. Pearce, J.A.; Harris, N.B.W.; Tindle, A.G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrol., 25(4): 956-983. Petford, N. 1996. Dykes or diapirs?. Trans. R. Soc. Edinburgh Earth Sci., 1: 105-114. Petford, N; Kerr, R.C.; Lister, J.R. 1993. Dike transport of granitoid magmas. Geology, 21: 845- 848. 172

Petford, N; Lister, J.R.; Kerr, R.C. 1994. The ascent of felsic magmas in dykes. Lithos, 32: 161- 168. Phillips, E.R. 1980. On polygenetic myrmekite. Geol. Magaz., 177: 29-36. RRR

Ramsay, J.G. 1967. Folding and fracturing of rocks. McGraw-Hill Book Co., New York, 568p. Rickwood, P.C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Elsevier Science Publishers B.V. Lithos, 22: 247-263. Ries, A.C. & Shackleton, R.M. 1977. Preliminary note on structural sequences and magnitude and orientation of finite strains in the Precambrian of Northeast Brazil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 8, Anais, 393-396. Rogers, J.J.W. & Greenberg, J.K. 1981. Trace elements in continental margin magmatism. Part III. Alkali grantites and their relationship to cratonization. Bull. Geol. Soc. Amer., 92: 6-9. Roubault, M. 1982. Détermination dês minéraux des roches au microscope polarizant. 4ª Ed. Lamarre-Poinat, Paris, 362p. SSS

Salim, J.; Dardene, M.A.; Legrand, J.M.; Jardim de Sá, E.F. 1979. Geologia, controle e gênese das mineralizações de scheelita no distrito de Lages (RN). In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 9, Anais, 397-407. Santos. E. J. 1995. O complexo granítico Lagoa das Pedras: acresção e colisão na região de Floresta (Pernambuco), Província Borborema. IG/USP, São Paulo, Tese de Doutorado, 219p. Santos, E.J. 1999. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil: carta geológica. Belém do São Francisco, Folha SC.24-X-A. Escala 1:250.000. Brasília: CPRM. CD-ROM. Santos, E.J. & Medeiros, V.C. 1999. Constraints from granitic plutonism on Proterozoic crustal growth of the Transverse Zone, Borborema Province, NE Brazil. Rev. Bras. Geoc., 29: 73- 84. Santos, E. J. ; Medeiros, V.C. 1998. New insights on Grenville-age and Brasiliano granitic plutonism of the Transverse Zone, Borborema Province, NE Brazil. In: Congreso Latinoamericano de Geología, 10, Buenos Aires, Actas, 2: 427-432. Santos, E.J.; Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B. 1994. Investigação geocronológica U/Pb e Sm/Nd em zona de colisão múltipla de arcos na região de Floresta (PE), Faixa Pajeú- Paraíba, Província Borborema. In: SBG/Núcleo BA-SE, Cong. Bras. Geol., 39, Salvador, Anais, 247-249. Santos, E.J. & Brito Neves, B.B. 1993. Petrogenetic and tectonic setting of the Lagoas das Pedras magmatism, Floresta, state of Pernambuco, Borborema Province, Northeast Brazil. Acad. Bras. Ciênc., 65:131-139. 173

Santos, E. J. & Brito Neves, B. B. 1984. Província Borborema. In: Almeida, F. F. M.; Hasui, Y. (eds.). O Pré-Cambriano do Brasil. Edgar Blücher, São Paulo, 123-186. Santos, E.J.; Coutinho, M.G.; Costa, M.P.; Ramalho, R. 1984. A região de dobramentos Nordeste e a Bacia do Parnaíba, incluindo o cráton de São Luís e as bacias marginais. In: Schobbenhaus, C.; Campos; D.A.; Derzi, G.R.; Asmus, H.E. (eds.). Geologia do Brasil. DNPM, Brasília, 131-189. Schimidt, M.W. 1992. Anphibole composition in tonalites as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contrib. Mineral. Petrol., 110: 304-310. Schobbenhaus, C.; Campos, D.A.; Derze, G.R.; Asmus, H.E. 1982. Mapa Geológico do Brasil e da Área Oceânica adjacente, incluindo Depósitos Minerais. Escala 1:250000. Brasília, MME/DNPM. Shelley, D. 1992. Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman & Hall, New York, 445p. Sial, A.N. 1993. Constrasting metaluminous magmatic epidote-bearing granitic suites from two precambrian fold belts in Northeast Brazil. Acad. Bras. Cienc., 65: 141-162. Sial, A. N. 1987. Granitic rocks in northeast Brazil. In: Intern. Symp. Granites Assoc. Miner., 1, Salvador, Anais, 61-69. Sial, A.N. 1986. Granitic types in northeast Brazil: current knowledge. Rev. Bras. Geoc., 16: 54- 72. Sial, A.N. & Ferreira, V.P. 1988. Brasiliano age peralkaline plutonic rocks of the Central structural domain, NE Brazil. Rendiconti della Soc. Italiana Miner. Petrol., 43: 307-342. Silva Filho, A.F. 1989. Shoshonitic and ultrapotassic intrusive suítes in the Piancó-Alto Brígida belt, Pernambuco state, Brazil. Dept. Geol./Royal School of Mine/Imperial College, London, Tese de Doutorado, 422p. Silva Filho, A.F.; Thompson, R.N.; Leat, P.T. 1987. Petrology of Terra Nova pluton, Brazil, and associated ultrapotassic dykes. Rev. Bras. Geoc., 17: 481-487. Silva, J.M.R.; Neves, S.P.; Mariano, G. 2003. Cinemática e geometria dos metassedimentos da parte SE da Faixa Pajeú-Paraíba (folha Surubim – estado de Pernambuco): nappes e retrocavalgamentos brasilianos?. In: SBG, Simp. Nac. Est. Tect., 9, Búzios, Bol. Res., 9-11. Sobreira, M.N.M. 1995. O batólito potássico cálcio-alcalino de Serra da Lagoinha, estado da Paraíba, nordeste do Brasil: petrologia e geoquímica. Pós-graduação em Geociências, UFPE, Recife, Dissertação de Mestrado, 95p. Souza, Z.S. 1991. Petrogenèse dês métagranitoides du Complexe de Caicó, Province Borborema (État du Rio Grande do Norte; Brésil). Mémoir de DESS, Centre Armoricain d´Etudes Structural de Socles, Rennes, 90p.

Souza, Z.S. ; Montel, J.M. ; Gioia, S.M.L.C. ; Hollanda, M.H.B.M. ; Nascimento, M.A.L. ; Jardim de Sá, E.F. ; Amaro, V.E. ; Pimentel, M.N. ; Lardeaux, J.M. ; Veschambre, M. 2006. Electron microprobe dating of monazite from high-T shear zones in the São José de Campestre Massif, NE Brazil. Gondwana Research, Vol.9: 441-455. 174

Souza, Z.S.; Martin, H.; Macedo, M.H.F.; Peucat, J.J.; Jardim de Sá, E.F. 1993. Un segment de croûte continentale juvénille d´âge protérozoique inférieur: le Complexe de Caicó (Rio Grande do Norte, NE-Brésil). C. R. Acad. Sci. Paris, 316: 201-208. Souza, Z.S. & Martin, H. 1991a. Aspectos petrográficos e texturais em terrenos de alto grau: exemplo do Complexo Caicó, RN, Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 14, Recife, Boletim 12, 244-246. Souza, Z.S. & Martin, H. 1991b. Petrogênese dos metagranitóides do Complexo Caicó, RN, NE do Brasil. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 14, Recife, Boletim 12, 175-177. Speer, J.A. 1984. Micas in igneous rocks. In: Bailey, S.W. (ed.). Micas. Reviews in Mineralogy, 13: 299-356. Stacey, J.S. & Kramers, J.D. 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two stage model. Earth and Planetary Sci. Letters, 26: 207-221. Steiger, R.H. & Jager, E. 1977. Subcommission on Geochronology – convention and use of decay constants in geochronology and cosmochronology. Earth and Planetary Sci. Letters, 36: 359-362. Streckeisen, A.L., 1976. To each plutonic rock its proper name. Earth Sci. Rev., 12: 1-33. TTT

Thiéblemont, D. & Tégyev, M. 1994. Une discrimination géochimique des roches différenciées témoin de la diversité d´origine et de situation tectonique des magmas calco-alcalins. C. R. Acad. Sci. Paris. II, 319: 87-94. Thiéblemont, D. & Cabanis, B. 1990. Utilisation d´un diagramme (Rb/100)-Tb-Ta pour la discrimination géochimique et l´étude pétrogénétique dês roches magmatiques acides. Bull. Soc. Géol. France, série 8, 6(1): 23-35. Thompson, R.N. 1982. Magmatism of the British tertiary volcanic province. Scott. J. Geol., 18: 49-107. Trindade, R.I.F.; Dantas, E.L.; Babinski, M.; Van Schmus, W.R. 1999. Short-lived granitic magmatism along shear zones: evidence from U-Pb zircon and sphene ages of Caraúbas and Tourão granites. In: South American Symp. on Isotope Geology, 2, Cordoba, Actas, 143-144. Trindade, R.I.F.; Hollanda, M.H.B.M.; Araújo, J.M.M.; Accioly, P.C.V.; Machado, M.F.M.; Araújo, M.G.S.; Costa, A.C.D.; Caldas, L.H.O.; Apoluceno, D.M.; Duarte, M.I.M.; Silva, G.L.P.; Araújo, M.A.T.; Medeiros, P.J.; Fernandes, N.H.; Alves, A.L.; Silva, R.P.; Jardim de Sá, E.F.; Souza, Z.S. 1993. Mapeamento geológico da região a sudeste de Barra de Santa Rosa (PB): uma estrutura transtracional brasiliana. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. Nord., 15, Natal, Boletim 13, 264-267. Trompette, R. 1994. Neoproterozoic (~600 Ma) aggregation of Western Gondwana: a tentative scenario. Precambrian Res., 82: 101-112. 175 VVV

Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B.; Williams, I.S.; Hackspacher, P.C.; Fetter, A.H.; Dantas, E.L.; Babinski, M. 2003. The Seridó Group of NE Brazil, a late Neoproterozoic pre- to syn- collisional basin in West Gondwana: insights from SHRIMP U-Pb detrital zircon ages and

Sm-Nd crustal residence (TDM) ages. Precambrian Res., 127: 287-327. Van Schmus, W.R.; Dantas, E.L.; Fetter, A.H.; Brito Neves, B.B.; Hackspacher, P.C.; Babinski, M. 1996. Neoproterozoic age for Seridó Group, NE Borborema Province, Brazil. In: SBG/Núcleo BA-SE, Cong. Bras. Geol., 39, Salvador, Anais, 6: 152-155. Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B.; Hackspacher, P.C.; Babinski, M. 1995. U/Pb and Sm/Nd geochronologic studies of the Eastern Borborema Province, Northeastern Brazil: Initial conclusions. J. South Amer. Earth Sci., 8: 267-288. Vauchez, A., Neves, S.P.; Caby, R.; Corsini, M.; Egydio-Silva, M.; Arthaud, M.; Amaro, V.E. 1995. The Borborema shear zone system, NE Brazil. J. South Am. Earth Sci., 8: 247-266. WWW

Watson, E.B. 1987. The role acessory minerals in granitoid geochemistry. In: Hutton Conference of the Origen of Granites, Univ. Edinburg, 209-211. Watson, E.B. & Harrison, T.M. 1984. Acessory minerals and the geochimical evolution of crustal magmatic systems: a summary and prospectus of experimental approaches. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 35: 19-30. Weinberg, R.F. 1996. Ascent mechanism of felsic magmas: news and views. Trans. R. Soc. Edinburgh Earth Sci., 87: 95-103. White, A.J.R. 1979. Sources of granitic magmas. Geol. Soc. Am., Abst., 11: 539. Wilson, M. 1989. Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Chapman & Hall, London, 466p. Wones, D.R. 1989. Significance of the assemblage titanite + magnetite + quartz in granitic rocks. Am. Mineral., 74: 744-749.