SB.24-Y (Jaguaribe SW )

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EVOLUÇÃO TECTONO-ESTRUTURAL

3.1 Generalidades 3.2 Evolução Tectônica

A metodologia de obtenção dos dados de cam- Em termos geotectônicos, o cenário inicial é deli- po foi compatibilizada com a escala da apresenta- neado a partir de um protocontinente arqueano sub- ção final desta síntese, 1:500.000, com trabalhos metido a movimentos extensionais, causando estira- de campo efetuados na escala de 1:250.000. A vi- mento e rifteamento, que propiciaram a formação de são da evolução estrutural apresentada, tenta ser a bacias, algumas com a participação de assoalho mais próxima da real, com a manipulação dos da- oceânico, posteriormente entulhadas com sedimenta- dos coligidos. ção de várias matizes e possanças, cujos remanes- Para a área delimitada pela Folha Jaguaribe SW centes encontram-se atualmente embutidos em com- adotou-se uma compartimentação, excetuando as plexos ortognáissicos paleoproterozóicos ou mais an- coberturas fanerozóicas, em dois domínios: o Cea- tigos. rense, composto pelos terrenos Acaraú, , Cea- Uma plêiade de fenômenos geológicos ocorreram, rá Central, Orós-Jaguaribe e ;eodaZona então, como as primeiras manifestações magmáticas Transversal, englobando o chamado Fragmento Icai- vulcânicas (tipo unidade Tróia, de Oliveira & Cavalcan- çara e o Terreno Piancó-Alto Brígida (figura 2.4). te, 1993, e Complexo Granjeiro, de Vasconcelos et al., A região exibe uma complexidade estrutural, ob- 1998); e graníticas calci-sódicas (tipo unidade Pedra servável em qualquer escala de referência, pois é Branca, de Oliveira e Cavalcante, 1993). Neste último fruto de colagens tectônicas de blocos geológicos, ambiente principia-se uma interação manto-crosta re- ao longo de uma história evolutiva multiepisódica, sultando na diferenciação magmática com granitóides envolvendo mais de um ciclo tectonotermal, como calci-sódicos a sodi-potássicos (tipo unidade Momba- já dominantemente aceito por vários estudiosos ça, de Oliveira & Cavalcante, 1993), desencadeando o (Vasconcelos et al., 1998; Santos et al., 1997 e San- que hoje compõe os complexos arqueanos Cruzeta e tos, 1999, dentre outros). A apresentação do seu Granjeiro, ou os seus restos. Tal magmatismo, intrusi- quadro evolutivo será feita, inicialmente, em termos vo no Complexo Granjeiro, e denominado de Grani- geotectônicos, seguida de uma visão dos aspectos tóides Sintectônicos, foi datado em 2.513 ± 47Ma, evolutivos estruturais. por Vasconcelos et al. (1997a).

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Um outro magmatismo, também foi datado por de Campos Sales-CE. Houve evolução do estágio Vasconcelos et al. (1997b) em 2.080 ± 16Ma e por rifte para um estágio de mar aberto, com deposi- Gomes et al. (1997) em 1.985 ± 23Ma, em metato- ção, no Mesoproterozóico, em condições mari- nalitos, respectivamente nos terrenos Granjeiro e nho/plataformais, de porções do Grupo Orós no Orós-Jaguaribe. Jardim de Sá (1994) obteve idade Terreno Orós-Jaguaribe, do Grupo Ceará no Terre- de 1.970Ma, em gnaisses facoidais associados a no Ceará Central, e Riacho Gravatá, no Piancó-Alto orto e paragnaisses existentes na megantiforme de Brígida. Barro, a oeste de Bodocó-PE (Medeiros, 1992) no Em seguida, tem-se o desenvolvimento do Prote- Fragmento Icaiçara. Este evento magmático pale- rozóico Superior, que pode ser dividido em três fa- oproterozóico, encontra-se registrado em todos ses distintas, coincidentes com a evolução do Bra- os terrenos que compõem a folha, calcialcalinos a siliano, nesta área da Província Borborema. Na pri- maioria, e correspondem, possivelmente, a arcos meira, um grande processo distensivo tomou lugar magmáticos ligados à colisão transamazônica, do há cerca de 1,1Ga no protocontinente paleoprote- final do Orosiriano (ca. 1,8Ga). Marcam, um limite rozóico, que evolui para a formação de um grande superior do Paleoproterozóico (Transamazônico), o oceano denominado de Oceano brasilides por término de um regime distensivo até então em vi- Campos Neto et al. (1994), com sedimentação e gor, e incidência de um evento colisional que agluti- discreto magmatismo pré-tectônico, nos terrenos nou, por colagem tectônica, microcontinentes e ar- Piancó-Alto Brígida (grupos Cachoeirinha e Sal- cos magmáticos até então existentes, evidencian- gueiro) e Granjeiro (seqüências Lavras da Manga- do que eventos colisionais no Proterozóico Inferior beira e Caipu). podem ter tido um importante papel na amalgama- A paleogeografia admitida por aqueles autores, ção do embasamento da Província Borborema (Go- esboça um cenário em que os metassedimentos mes et al., 1997). tipo Salgueiro e Cachoeirinha do Terreno Pian- O modelo evocado para esta etapa, com afina- có-Alto Brígida representariam um back arc basin. mento litosférico sob a ação de pluma mantélica, A presença de tênues níveis conglomeráticos nas parte do princípio de que tenha sucedido de forma seqüências supracrustais neoproterozóicas, indica semelhante ao idealizado por Kröner (1993), para a que o processo de entulhamento foi freqüentemen- evolução de cinturões móveis do Proterozóico Infe- te interrompido, como na região de Orós, Lavras da rior, num cenário evolutivo no qual se instaura un- Mangabeira e na porção sudeste da Folha Juazeiro derplating máfico na base da crosta e ruptura e do Norte (SB.24-Y-D), onde tais níveis são associa- deslaminação do manto litosférico subcrustal, que dos aos grupos Cachoeirinha e Salgueiro. afunda na astenosfera, induzindo subducção tipo Segue-se um magmatismo granitóide muito ex- “A” e espessamento crustal associado a encurta- tenso, de idade compreendida entre 650 e 550Ma. mento horizontal no intervalo 2,1-1,8Ga, que resulta No Cambriano Superior, atingindo até o Ordovicia- no fechamento da bacia. no Superior (Brito Neves et al., 1974), com desen- O espessamento crustal acima citado, proporci- volvimento a partir dos fluidos emanados dos cor- onou fusões da base da crosta e/ou topo do manto, pos graníticos precedentes, formaram-se, em dis- resultando no desenvolvimento de arcos magmáti- tintos locais da folha, enxames de diques de com- cos, com intensa participação de material alumino- posição ácida a intermediária. Marcam a transição so, preconizado pelos granitos tipo S, presentes entre um ambiente compressivo, colisional, e outro com abundância em distintos locais. nitidamente distensivo, pós-orogênico, de curta Imediatamente após o término do Transamazôni- duração, onde antigas descontinuidades são reati- co, esforços distensivos iniciados há aproximada- vadas, proporcionando, tanto os espaços necessá- mente 1.673Ma (Sá, 1991), delineando, portanto, rios ao emplacement dos diques, como formando as orogenias grenvillianas, passaram a atuar nova- bacias tafrogênicas, rapidamente entulhadas com mente na crosta, instalando a bacia tipo rifte intra- sedimentos molassóides, como o Grupo Rio Jucá, continental de Orós, desenvolvidos ao longo de na Bacia transtensiva do Cococi (Folha , descontinuidades prévias, tendo, como embasa- SB.24-Y-B) e seus cronocorrelatos nas folhas Va- mento, em face das suas íntimas relações com esta lença do Piauí (SB.24-Y-A) e Picos (SB.24-Y-C). Isto faixa, os metatonalitos paleoproterozóicos acima marca, definitivamente, o término do Ciclo Brasilia- referidos. Em alguns locais, alguma “oceanização” no, em um regime compressivo intenso, com fecha- pode ter se desenvolvido, o que é marcado por me- mento do Oceano brasilides (Campos Neto et al., tabasaltos amigdaloidais calcialcalinos da região 1994) e correspondendo à grande colagem bra-

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siliana da Província Borborema. A Folha Jaguaribe lhos (1,1 ± 0,1Ga, Brito Neves et al., 1990), identifi- SW, corresponde a um pequeno território situado cado nesta folha exclusivamente no quadrante su- na parte sul do supercontinente Rodínia (Brito Ne- deste, onde afetou as rochas do Complexo Riacho ves, 1998). Gravatá. Cita-se, ainda, a Orogênese Transnordes- A partir desse estágio do desenvolvimento tectô- tina (do Neoproterozóico ao Cambriano, Campos nico da folha, já tendo acontecido as devidas oro- Neto, 1994), que corresponde às últimas evi- gêneses identificadas, com colagens e fusões, os dências tectônicas na área em estudo, dentro do movimentos são arrefecidos, seguindo-se proces- Ciclo Brasiliano, identificado fora dos domínios sos que conduzem a rifteamentos e dispersão, par- desta folha. Evidentemente não é descartada a tes de uma tafrogênese, já no Ordoviciano, as- ocorrência de outras orogêneses mais antigas, ar- sociadas a afinamento crustal, formando a Sinécli- queanas, cujos registros, infelizmente, encon- se do Parnaíba, e, na Bacia do , a deposição tram-se totalmente obliterados pelas deformações da Formação em pequenos grabens. mais novas excetuando raros locais, como na re- Enfim, como último evento tectônico registrado, gião de Pedra Branca, no Ceará, fora dos domínios observa-se o desenvolvimento de falhas normais, a desta folha. partir da reativação de antigos lineamentos, contro- lando a formação das bacias sedimentares ju- ro-cretácicas, do Médio Jaguaribe e denominado 3.3.1 O Ciclo Transamazônico de período de Reativação Wealdeniana da Platafor- ma Sul-americana (Almeida, 1967). A este ciclo acha-se relacionado um evento coli- No Cretáceo e no Tércio-Quaternário, são regis- sional, de natureza dúctil, responsável pela fase de tradas litologias típicas de ambiente continental deformação Dn, onde se desenvolveu uma foliação oxidante, a Formação Exu (Bacia do Araripe), Co- Sn, em orto e paragnaisses (alguns já previamente berturas Colúvio-Eluviais e Formação Moura. Des- deformados), representada por um bandamento se período até os presentes dias, os processos pre- gnáissico metamórfico proeminente, subparalelo dominantes na folha trabalhada referem-se, tão so- aos limites litológicos, resultante, na maioria das ve- mente, a entulhamentos de pequenas bacias e ca- zes, da fusão parcial, in situ, de protólitos predomi- lhas de rios atuais, a partir da denudação da plata- nantemente ígneos, tonalíticos a granodioríticos, forma brasileira, pela tendência ascensional verifi- envolvendo assembléias minerais de fácies anfibo- cada com o término dos fenômenos tectônicos bra- lito médio a alto, alcançando até a anatexia. Essa silianos. Embora tenha havido persistência de cal- foliação Sn também pode ser marcada por transpo- ma tectônica, registra-se a incidência de inúmeros sição de um outro bandamento qualquer, em dife- terremotos verificados no Estado do Ceará, prova- rentes graus de intensidade, podendo atingir até a velmente associados à reativação da Zona de Cisa- milonitização plena. lhamento de , conforme sugerido Esta orogênese atuou intensamente em todos os pela localização de seus epicentros. terrenos da Folha Jaguaribe SW, exceção feita, evi- dentemente, às áreas sedimentares. Eventuais re- lações entre estruturas Dn e outras mais antigas 3.3 Evolução Estrutural não são mais visualizadas, ainda que relatadas por outros autores, e fora dos limites da área, nas re- A partir da análise dos registros das estruturas giões de Tróia, Pedra Branca e Mombaça. Como fe- deformadas presentes nos níveis: meso, micro e ição comum, destacam-se restos de dobramentos macroescala, foi adotado um modelo estrutural isoclinais e minerais de forma sigmoidal nos ortog- para explicar a história da deformação proterozói- naisses, estes últimos denotando o caráter ígneo ca, considerando a existência de, no mínimo, dois dos protólitos. Lineações de alto rake em relação à eventos tectônicos maiores, como já identificado direção da foliação milonítica são bem comuns, re- por vários autores em outras áreas da Província sultantes da interseção entre Sn e outras estrutru- Borborema e, recentemente, também por Vascon- ras planares. celos et al. (1998). São, o Transamazônico A deformação Dn processou-se em um regime (2,1-1,8Ga) e o Brasiliano (800-600Ma). Sendo, ain- tectônico progressivo, dúctil, com transporte de da, referenciados por outros autores, o Evento Ja- massas ao longo de zonas miloníticas de baixo ân- guaribeano (1,8-1,7Ga, Santos et al., 1999), res- gulo, tendo o metamorfismo atingido a fácies anfi- ponsável pela formação do rifte Orós, e o Cariris Ve- bolito (isógrada da sillimanita). O trend geral de Sn

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está em torno de NE-SW com oscilações para Os registros do estágio inicial D1, geralmente NW-SE e N-S, enquanto a direção de Ln é variável, bem impressos nas supracrustais neoproterozói- mas com freqüência maior na direção N-S. cas, são referidos (Sá, 1991) como uma fraca folia- Como feição marcante e registradora desta oro- ção de biotita. No estágio seguinte, D2, resultante gênese, destaca-se a geração de significativa de sucessivos incrementos da deformação a partir crosta continental juvenil, representada pela forma- de D1, os elementos planares e lineares resultantes ção, no Paleoproterozóico (Vasconcelos et al., da deformação, configuram-se como, desde sim- 1997a e Gomes et al., 1997), de um extenso pluto- ples clivagem de crenulação, passando por dife- nismo tonalítico-granodiorítico calcialcalino, em re- rentes tipos de bandamento metamórfico, reorien- gime tangencial, na maioria da vezes alojado nos tação de dobras geradas em fases anteriores e planos axiais de dobras isoclinais, presente em to- atingindo até a transposição total de seus elemen- dos os terrenos da folha, associado ou não a para- tos pretéritos, com geração de milonitos, em regi- derivadas. Foram discriminados no presente ma- me dúctil com tectônica tangencial. peamento como: Complexo Metaplutônico, Grani- Na fase F3, as deformações passam a ter um ca- tóides Sintectônicos, Rochas Intrusivas e comple- ráter eminentemente transcorrente-transpressivo xos e São Nicolau. dextral, de forma extremamente heterogênea Na evolução da Orogênese Transamazônica, al- quanto à variação do strain, sendo desta fase a ge- ternaram-se, periodicamente, tectônicas compres- ração das grandes zonas de cisalhamento dúcteis sivas e distensivas, que produziram associações existentes na folha. Vasconcelos et al. (1998) indi- petrotectônicas específicas, fundidas (acrescidas) cam, para a Folha Iguatu (SB.24-Y-B), a partir das posteriormente por colagens tectônicas. Neste par- paragêneses minerais associadas, um metamorfis- ticular, cita-se, como representantes com predomi- mo progressivo que, após alcançar a fácies xis- nância nítida de tipos metassedimentares, os com- to-verde no estágio D1, progressivamente, num re- plexos Barro, Parnamirim, e . O gime tangencial dúctil, atingiu a fácies anfibolito processo distensivo continuado, fez surgir, no final alto no estágio D2. Daí, decresceu, progressiva- deste ciclo, a bacia tipo rifte (em parte), intraconti- mente, até a fácies xisto-verde na fase D3, num regi- nental de Orós, fechada, posteriormente, no Ciclo me caracterizado como transcorrente dúctil-frágil. Brasiliano, descrito em seguida.

3.3.2 O Ciclo Brasiliano 3.3.3 As Zonas de Cisalhamento Dúctil do Ciclo Brasiliano Constitui-se no mais importante evento deforma- cional ocorrido na área, sendo reconhecido como A grande quantidade de zonas de cisalhamento responsável pela atual geometria dos blocos que observadas na Província Borborema (figura 3.1), compõem o mosaico geológico desta folha, incluin- evidencia a extensa mobilidade de suas rochas do, também, o fechamento da bacia mesoprotero- pré-cambrianas. zóica de Orós. A quase totalidade das zonas de cisalhamento É facilmente identificado em toda a área, através identificadas na área, é referida como tendo de- de estruturas geradas em cinturões de cisalhamento senvolvimento tectônico relacionado ao Ciclo Bra- dúcteis a dúcteis-frágeis, numa tectônica convergen- siliano. Algumas, entretanto, ter-se-iam desenvol- te do tipo transcorrente-oblíquo dextrógiro, e também vido sobre descontinuidades prévias, que podem por intermédio de deformações locais essociadas a ter sido: um contato geológico qualquer, ou, até intrusões de corpos granitóides (figura 3.1). mesmo, uma outra semelhante zona de cisalha- Todo o contexto dessa deformação é, resumida- mento dúctil. A intensidade de atuação dessas mente, apresentado como tendo ocorrido em três transcorrências obliterou eventuais registros de fases progressivas, denominadas F1,F2 eF3 que estruturas pré-brasilianas ou mesmo aquelas mais geraram estruturas denominadas respectivamente antigas geradas nesse mesmo ciclo, sendo raros de D1,D2 eD3. As duas primeiras caracterizam-se os locais onde tais estruturas podem ainda ser por um regime tectônico convergente, oblíquo e identificadas. dúctil, como no cinturão de Orós, com transporte Quanto à idade relativa dessas zonas de cisalha- de massas ao longo de zonas miloníticas de baixo mento brasilianas, pode-se inferir que as mais anti- ângulo, enquanto, no último tipo, há prevalência de gas corresponderiam àquelas de direção E-W e as um regime transcorrente-transpressivo dextral. com traçado sinuoso. As mais novas seriam as reti-

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42º00’ 39º00’ 6º00’ 6º00’

peu

Terreno auá Acaraú ZC T Senador Pom Terreno ZC Ceará

Bacia do Terreno Ceará Cococi Central

ZC

rito B Terreno Orós- Jaguaribe Terreno Farias Granjeiro

ZC ZC Tatajuba

L. Patos

Terreno Piancó - Alto Brígida Bacia do Parnaíba Bacia do Araripe

Potengi ZC Terreno Orós- Terreno Piancó - Jaguaribe Alto Brígida

Fragmento Icaiçara 8º00’ L. Pernambuco 8º00’ 42º00’ 39º00’ Limites entre unidades litoestratigráficas; Zona de cisalhamento contracional; Falha extensional; Zona de cisalhamento transcorrente; Falhas; Direção de transporte tectônico.

Figura 3.1 – Principais feições estruturais da Folha Jaguaribe SW.

líneas, de direção NE-SW, conforme indicado por Embora todas sejam reportadas ao Brasiliano, outros estudos (Vasconcelos et al.,1998), tendo os umas são precoces em relação às outras, como por registros de uma vida prévia pré-brasiliana, devida- exemplo, a de Afogados da Ingazeira (Silva et al., mente moldados, posteriormente, por essas últi- 1997), fora da Folha Jaguaribe SW, que possui, se- mas, retilíneas. Como exemplo, cita-se a estrutura gundo aqueles autores, duas etapas no seu desen- sigmoidal de Pio IX, formada, em muitos setores, volvimento tectônico: uma etapa transpressional por milonitos deformados por D3. dextral, mais antiga, com transporte de nappes,no Kegel (1965) idealizou um modelo no qual essas Evento Cariris Velhos (1,0 a 0,9 Ga), e outra, predo- grandes descontinuidades são referidas como os minantemente, transcorrente sinistral, brasiliana. limites de grandes entidades geotectônicas deno- É bastante comum a coexistência de batólitos minadas “blocos orogenéticos”. Várias idéias e mo- graníticos com essas zonas de cisalhamento, ge- delos seguintes, corroboraram tal pensamento, no ralmente por elas limitados, indicando que as estru- seu todo, ou em parte. De um modo geral, acredi- turas de alojamento do magma foram, em parte, go- ta-se que realmente os limites, do que se denomina vernadas pela mesma deformação que afetou as hoje, terrenos, sejam balizados por essas desconti- encaixantes, o que sugere que tais lineamentos nuidades, havendo, entretanto exceções, como controlaram em grande parte o processo de postularam, Neves e Mariano (1997). emplacement dos corpos plutônicos.

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Rochas metabásicas/ultrabásicas com associa- chos distintos de um mesmo lineamento. A zona de ções mineralógicas típicas de eclogitos, próximas a milonitos pode alcançar até 15km de largura, como zonas de cisalhamento, são interpretadas por Beur- observado nos lineamentos de Senador Pompeu, len & Villarroel (1990) e Medeiros (1992), como res- Patos e Pernambuco (figura 3.1). Ressalta-se, en- tos de crosta oceânica, após colisão e subducção tretanto, que a presença de pseudotaquilitos pode de blocos litosféricos, com ulterior geração de arcos indicar a possibilidade de exposição diferenciada magmáticos e vulcânicos. Essa é a interpretação de blocos, através de basculamentos póstumos ao dada por aqueles autores às ocorrências de meta- longo do próprio plano da zona de cisalhamento, básicas da região de Barro, na Folha Santana do Ca- ou mesmo variações de strain, conforme indicaram riri (SB.24-Y-D), a leste de Ouricuri-PE. O que se Parente & Arthaud (1995) para a região de Boquei- apresenta de forma mais plausível, além da indica- rão do Cesário, fora da área da folha ora em discus- ção das possíveis paragêneses eclogíticas, é que, são. tais descontinuidades podem ser limites colisionais Por fim, ressalta-se a existência do fenômeno da entre terrenos, alguns desses, semelhantes a sutu- herança tectônica da Orogênese Brasiliana, corro- ras, posteriormente reaproveitados para o desenvol- borando que a história deformacional de tais des- vimento das zonas de cisalhamento dextrais. continuidades foi marcada por reativações periódi- Como características mais marcantes e comuns cas, em regimes frágeis. No final do Brasiliano, du- à quase totalidade das zonas de cisalhamento, ci- rante e após a tendência ascensional da crosta, a ta-se uma foliação milonítica de alto ângulo, com reativação é comprovada por pseudotaquilitos espessura às vezes da ordem de quilômetros e presentes na estrutura sigmoidal de Pio IX, canto uma lineação de estiramento mineral de baixo rake, sudeste da Folha Valença do Piauí (SB.24-Y-A), e com intensa transposição de seus constituintes mi- pelas bacias molássicas eopaleozóicas tafrogêni- neralógicos. A cinemática é, via de regra, dextral, cas (bacia do Cococi) e outras a sul desta, sem de- indicada pela presença de cristais sigmoidais de nominações específicas. No Mesozóico, reativa- feldspato alcalino, sombras de pressão e estrutu- ções também foram registradas formando bacias ras “S” e “C”. A intensidade do strain é variável, ob- tipo rifte, denominadas de bacias do Médio Ja- servável ao longo das exposições dos milonitos, guaribe: Iguatu, Lima Campos, Lavras da Manga- cataclasitos e pseudotaquilitos, existentes em tre- beira e Malhada Vermelha.

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