PETROLOGIA DO MAGMATISMO TARDI-BRASILIANO NO … · Valeu, professor, pelas discussões sobre o...

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

PETROLOGIA DO MAGMATISMO TARDI-BRASILIANO NO MACIÇO SÃO JOSÉ DE CAMPESTRE (RN/PB), COM ÊNFASE

NO PLÚTON ALCALINO CAXEXA

Autor: MARCOS ANTONIO LEITE DO NASCIMENTO

Orientador: Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza

Co-orientador: Prof. Dr. Antonio Carlos Galindo

Dissertação n 15 / PPGG

Natal/RN, Março de 2000

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

PETROLOGIA DO MAGMATISMO TARDI-BRASILIANO NO MACIÇO SÃO JOSÉ DE CAMPESTRE (RN/PB), COM ÊNFASE

NO PLÚTON ALCALINO CAXEXA

Autor: MARCOS ANTONIO LEITE DO NASCIMENTO

Dissertação de Mestrado apresentada em 24 de Março de 2000, para a obtenção do título de Mestre em Geodinâmica pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da UFRN.

Comissão Examinadora: Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza (PPGG/UFRN - orientador)

Prof. Dr. Jaziel Martins Sá (PPGG/UFRN) Prof. Dr. Herbet Conceição (PPPG/UFBA)

Natal/RN, Março de 2000

Oh, minha menina, és de tudo que mais belo existe Ver tua beleza é esquecer tudo que há de triste

Tua presença, Debora, é tão sublime quanto o mar e o ar E estar sempre ao teu lado é ser amado

Ter pra sempre o teu olhar Que faz meu bem-querer, sustenta meu amor

E faz com que a cada dia eu te ame mais ... Sei que a tua boca já beijou a outra que não a minha

Sei que já amou a outros quando não me conhecia Mesmo assim, Debora, teu carinho me tomou o peito

E hoje sem você não mais consigo ser do mesmo jeito Então dedico a ti esse poema, tentando em versos dizer

Que eu te amo tanto Tentando gritar ao mundo

Debora, sem você, confesso, eu não vivo Sem você minha vida é um castigo

Sem você prefiro a solidão A sete palmos do chão

(adaptado de uma bela canção)

AGRADECIMENTOS

“Nenhum homem é uma ilha. Para combater o bom combate precisamos de ajuda” (Paulo Coelho - Diário de um Mago)

Esta frase define a necessidade de todo o ser humano, que é de precisar da ajuda de

uma pessoa, mesmo aquele mais solitário. Acho muito difícil escrever esta parte da dissertação,

pois como um cara esquecido que sou, temo em omitir nomes de pessoas que foram, são e

serão muito importantes para mim. Assim, peço desculpas, a todos que não foram

mencionados nesses agradecimentos.

A força e a coragem que utilizo para hoje terminar este trabalho, devo simplesmente a

DEUS, àquele que me ajuda em todos os meus caminhos e que me orienta. Obrigado SENHOR

pela apoio durante toda a minha vida. Apesar de alguns ainda não compreenderem a

importância da Geologia na minha vida, é importante manifestar aqui todos os meus

agradecimentos à MINHA FAMÍLIA (Pai, Mãe, Irmãos, Tios, Primos etc). Obrigado pela força

dada durante todo o cotidiano e pela paciência de vocês. Mesmo preferindo ir para um local

bem melhor, diferente deste que nos encontramos, manifesto minha gratidão à Maria da

Conceição. Minha vó, valeu, a senhora é demais!!!

Gostaria de ser grato a todos os professores do Departamento de Geologia da

Universidade Federal do Rio Grande do Norte (DG/UFRN) pelo ensinamento e vivência

concedido a minha pessoa durante esses anos que estive aqui.

Ao meu orientador, Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza, agradeço a confiança coloca em

mim, não somente agora, nesta etapa de pós-graduação. Recordo a primeira vez que você

conversou comigo, me convidando a trabalhar em um projeto acadêmico e assim iniciando a

minha vida científica. Valeu, professor, pelas discussões sobre o tema petrologia, e mesmo sem

notar, por ter me ensinado a ser um pouco mais organizado. Aprendi muito contigo, tanto no

âmbito profissional como no pessoal. Ao meu co-orientador, que por muitas vezes se tornava o

próprio orientador, Prof. Dr. Antonio Carlos Galindo, gostaria de lhe agradecer por toda a

orientação repassada à minha pessoa. Devo a você a grande parte do meu aprendizado

sobre as rochas graníticas. Obrigado também pela grande paciência, principalmente durante

as leituras de meus textos. A você e Zorano (não necessariamente nesta mesma ordem), muito

obrigado por tudo, fico devendo essa.

É necessário deixar aqui meus agradecimentos à você Prof. Dr. Emanuel Ferraz Jardim

de Sá, que mesmo não acompanhando meus trabalhos na pós-graduação, me ensinou a lidar

com a geologia de uma forma mais coerente. Obrigado pelos seus ensinamentos.

Agradeço àqueles que de alguma forma possibilitaram a aquisição dos dados utilizados

neste trabalho. No que concerne aos geoquímicos fico grato ao Dr. Jean-Marc Lardeaux

(Laboratoire de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon) e aos Drs.

Venerando Eustáquio Amaro, Antonio Carlos Galindo e Raquel Franco de Souza, ambos do

DG/UFRN. Com relação aos dados geocronológicos fico agradecido a Dra. Maria Helena de F.

Macedo do DG/UFRN, a doutoranda Maria Helena B. M. Hollanda e ao Dr. Márcio M. Pimentel,

ambos da UnB, bem como ao Dr. Koji Kawashita e a Ivone Sonoki (todos do CPGeo/USP).

Agradeço a obtenção dos dados de química mineral à doutoranda Rielva S. C. do

Nascimento (NEG-LABISE/UFPE) e ao Dr. Antonio Carlos Galindo (DG/UFRN).

Estendo meus agradecimentos aos órgãos que financiaram minha pesquisa (FINEP,

CNPq e FUNPEC), como também agradeço ao CNPq pela concessão da minha bolsa de

mestrado (No proc. 130990/98-1). No que diz respeito ao apoio logístico, fico muito grato ao

Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) e ao Departamento de

Geologia (DG/UFRN), pelo auxílio em despesas de campo, transporte/combustível e

documentação fotográfica, e ainda confecção de seções delgadas, infra-estrutura

laboratorial (bússolas, estereoscópios, microscópios petrográficos, microcomputadores,

martelos, entre outros).

Aos companheiros de aperreio e sufoco, agradeço a paciência de todos em me aturar

durante todas as dificuldades que tive na elaboração deste trabalho, bem como outros do

âmbito geológico. Obrigado, à minha turma Debora do Carmo Sousa, Mário Neto Cavalcanti

de Araújo, Jesimael Avelino da Silva, Ana Catarina Fernandes Coriolano, Ivaldo Rodrigues da

Trindade, Maurício Goes Souza, Flávia Taone de Lira Melo, Cristiano de Andrade Amaral e

Ubiraci Manuel Soares. Agradeço também aos numerosos amigos que colecionei durante esses

anos geológicos, em especial a Alex Francisco Antunes (valeu amigo!!!), Maria Helena Bezerra

Maia de Hollanda, Carlos César Nascimento da Silva, Patrícia Rose de Carvalho Costa, Eugênio

Pacelli Dantas, Luciano Henrique de Oliveira Caldas, Rielva Solimairy Campelo do Nascimento,

Silvana Diene Souza Barros, dentre muito outros.

Não intimamente ligado a geologia, mesmo assim, é mais do que necessário deixar

meus agradecimentos a um estilo de vida e pensamento. Muitas inspirações surgiram por sua

causa, nos momentos difíceis e (também) fáceis você me ajudou muito. Então deixo aqui meus

sinceros agradecimentos a ti “Rock and Roll”, obrigado pela ajuda.

Deixo para agradecer no final, àquela pessoa que consegue agüentar todo o meu

estresse e apoquentação durante esses últimos sete anos. Espero que essa fonte de paciência

nunca se esgote, pois pretendo ficar junto de ti, pelos menos o resto de minha vida. Poderia

escrever (e declamar) inúmeros poemas, e fazer com que esse item de agradecimento seja

maior que os números de páginas dessa dissertação. Entretanto, como muita gente não

entende o que é o amor, prefiro não deixar em palavras tudo aquilo que sinto por ti, pelo

menos aqui, já que a dedicatória desse trabalho é simplesmente só para você. Obrigado

Debora por você fazer parte da minha vida. Serei eternamente grato a Deus por ter colocado

você no meu caminho. Simplesmente TE AMO!!!

SUMÁRIO

Resumo................................................................................................................................................. i Abstract................................................................................................................................................ iii Introdução........................................................................................................................................... v

PARTE 1 - REVISÃO DA GEOLOGIA E OBJETIVOS DESTE TRABALHO

CAPÍTULO 1. - GEOLOGIA REGIONAL........................................................................................................ 01

1.1 - Introdução..................................................................................................................... 01 1.2 - O Maciço Rio Piranhas................................................................................................ 01 1.3 - A Faixa Seridó................................................................................................................ 04 1.4 - O Maciço São José de Campestre.......................................................................... 05

CAPÍTULO 2. - MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ.................................................................. 09

2.1 - Introdução..................................................................................................................... 09 2.2 - A Suíte Básica a Intermediária................................................................................... 12

2.3 - A Suíte Porfirítica............................................................................................................ 19 2.4 - A Suíte Leucogranítica................................................................................................. 212.5 - A Suíte Alcalina............................................................................................................. 22 2.6 - A Suíte Shoshonítica...................................................................................................... 23

CAPÍTULO 3. - PROBLEMAS, OBJETIVOS, LOCALIZAÇÃO E METODOLOGIA.................................................... 25

3.1 - Problemas e Objetivos................................................................................................. 25 3.2 - Localização da área e vias de acesso..................................................................... 26 3.3 - Metodologia empregada........................................................................................... 26

PARTE 2 - O PLÚTON CAXEXA E ROCHAS PLUTÔNICAS ASSOCIADAS

CAPÍTULO 4. - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA................................................................. 29

4.1 - Introdução e Metodologia.......................................................................................... 29 4.2 - Arcabouço Litoestratigráfico...................................................................................... 30 4.2.1 - Complexo Gnáissico-Migmatítico............................................................. 30 4.2.2 - Unidade Metassedimentar.......................................................................... 31 4.2.3 - Plutonismo Brasiliano.................................................................................... 32 4.2.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)................................. 32

4.2.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo)...........................35 4.2.3.3 - Biotita microgranito...................................................................... 36 4.2.3.4 - Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)...... 36 4.2.3.5 - Granitóide aluminoso (Tipo-S).................................................... 37

CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS......................................... 41

5.1 - Introdução...................................................................................................................... 41 5.2 - Aspectos Gerais e Nomenclatura.............................................................................. 41 5.3 - Descrição Petrográfica................................................................................................ 43 5.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)................................................. 43

5.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo)........................................... 46 5.3.3 - Biotita microgranito...................................................................................... 49 5.3.4 - Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)...................... 51 5.3.5 - Granitóide aluminoso (Tipo-S)..................................................................... 53 5.4 - Sinopse da Sequência de Cristalização das Suítes Estudadas............................. 55

CAPÍTULO 6. - QUÍMICA MINERAL.............................................................................................................. 59

6.1 - Introdução...................................................................................................................... 59 6.1.1 - Piroxênios........................................................................................................ 59 6.1.2 - Anfibólios........................................................................................................ 63 6.1.3 - Biotitas............................................................................................................. 65 6.1.4 - Plagioclásios.................................................................................................. 68 6.1.5 - Granadas....................................................................................................... 71 6.1.6 - Titanitas........................................................................................................... 74 6.1.7 - Opacos........................................................................................................... 76

CAPÍTULO 7. - CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO........................................................................................... 79

7.1 - Introdução...................................................................................................................... 79 7.1.1 - Geobarometria............................................................................................. 79

7.1.2 - Geotermometria.......................................................................................... 81 7.1.3 - Fugacidade de Oxigênio (fO2)................................................................... 85

CAPÍTULO 8. - CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA......................................................................................... 89

8.1 - Introdução...................................................................................................................... 89 8.2 - Caracterização Química............................................................................................. 89 8.2.1 - Elementos Maiores e Menores.................................................................... 89

8.2.2 - Elementos Traços, Terras Raras e Diagramas Multielementares........... 96 8.2.2.1 - Elementos Traços......................................................................... 96 8.2.2.2 - Elementos Terras Raras (ETR)....................................................... 99 8.2.2.3 - Diagramas Multielementares..................................................... 103 8.3 - Saturação em Alumina e Definição de Séries Magmáticas................................. 104 8.3.1 - Saturação em Alumina................................................................................ 104 8.3.2 - Definição de Séries Magmáticas............................................................... 105

CAPÍTULO 9. - PETROGÊNESE E AMBIENTE TECTÔNICO.................................................................................. 109

9.1 - Introdução......................................................................................................................109 9.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e Biotita microgranito.................... 110

9.3 - Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)...................................... 112 9.4 - Granitóide aluminoso................................................................................................... 114 9.5 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)..................................................................114

9.5.1 - Mecanismo Petrogenético......................................................................... 114 9.5.2 - Discussão sobre a Gênese do Magma Alcalino..................................... 118 9.6 - Ambiente Tectônico..................................................................................................... 121

PARTE 3 - INTEGRAÇÃO DOS DADOS E CONCLUSÕES FINAIS

CAPÍTULO 10. - INTEGRAÇÃO DE DADOS E CONCLUSÕES FINAIS.................................................................. 125

REFERÊNCIAS........................................................................................................................................ 129ANEXO 01 - MAPA DE AFLORAMENTOS VISITADOS

ANEXO 02 - MAPA DE PONTOS DE AMOSTRAGEM

ANEXO 03 - ESBOÇO GEOLÓGICO DA ÁREA ESTUDADA

ANEXO 04 - TABELAS DAS ANÁLISES COMPLETAS DO CAPÍTULO DE QUÍMICA MINERAL

ANEXO 05 - ARTIGO SUBMETIDO EM OUTUBRO DE 1999 À GEOCHIMICA BRASILIENSIS E

ARTIGO SUBMETIDO EM MARÇO DE 2000 À REVISTA BRASILEIRA DE GEOCIÊNCIAS

LISTA DE FIGURAS

CAPÍTULO 1. - GEOLOGIA REGIONAL

Fig. 1.1 - Arcabouço tectono-estratigráfico da Província Borborema e seus limites.............. 02 Fig. 1.2 - Mapa geológico simplificado da Faixa Seridó com os

Maciços Rio Piranhas e São José de Campestre.......................................................... 05

CAPÍTULO 2. - MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ

Fig. 2.1 - Mapa geológico do Domínio Seridó com as diferentes suítes magmáticas............ 10Fig. 2.2 - Diagrama Q-A-P normativo com os campos das séries magmáticas...................... 14 Fig. 2.3 - Diagramas de Harker para as suítes magmáticas........................................................ 15 Fig. 2.4 - Diagramas geoquímicos para as suítes magmáticas.................................................. 20 Fig. 2.5 - Classificação segundo o diagrama catiônico K-Na-Ca.............................................. 21

CAPÍTULO 3. - PROBLEMAS, OBJETIVOS, LOCALIZAÇÃO E METODOLOGIA

Fig. 3.1 - Mapa de localização da área......................................................................................... 27

CAPÍTULO 4. - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA

Fig. 4.1 - Isócronas Rb/Sr para o álcali-feldspato granito............................................................ 34 Fig. 4.2 - Isócronas Sm/Nd para o álcali-feldspato granito.......................................................... 35Fig. 4.3 - Isócronas Sm/Nd para o granitóide aluminoso.............................................................. 37

CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS

Fig. 5.1 - Diagrama Q-A-P, Q-(A+P)-M e Pl-Px-Hb para as suítes estudadas............................. 42 Fig. 5.2 - Ordem de cristalização em diferentes estágios para as suítes estudadas............... 55

CAPÍTULO 6. - QUÍMICA MINERAL

Fig. 6.1 - Diagramas de classificação dos piroxênios para a suíte básica a intermediária... 60 Fig. 6.2 - Diagramas de classificação dos piroxênios para o álcali-feldspato granito........... 62 Fig. 6.3a - Diagrama Di-Ac-Hd para o álcali-feldspato granito.................................................. 62 Fig. 6.3b - Diagrama Di-Hd com a substituição Mg, Ca e Al por Mn, Fe+2 e Fe+3.................... 62 Fig. 6.4 - Composição dos anfibólios estudados........................................................................... 64 Fig. 6.5 - Diagrama de classificação das biotitas trioctaédricas................................................ 65 Fig. 6.6 - Diagrama de classificação das biotitas (AlIV vs. Fe/(Fe+Mg)...................................... 67 Fig. 6.7 - Diagrama discriminante para as biotitas estudadas.................................................... 67 Fig. 6.8 - Representação esquemática para as composições dos plagioclásios................... 68 Fig. 6.9 - Representação das composições dos plagioclásios no álcali-feldspato granito... 70 Fig. 6.10 - Diagrama Albita-Anortita-Ortoclásio para os plagioclásios estudados.................. 70 Fig. 6.11 - Vetores de substituição para os plagioclásios no álcali-feldspato granito............ 71 Fig. 6.12 - Composição das granadas para o álcali-feldspato granito.................................... 72 Fig. 6.13 - Composição das granadas para o granitóide aluminoso........................................ 74

CAPÍTULO 7. - CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO

Fig. 7.1 - Diagrama com as isotermas para o geotermômetro de Zr........................................ 82 Fig. 7.2 - Mapa com a localização das amostras e resultados termobarométricos............... 84 Fig. 7.3 - Diagrama do Log fO2 vs. temperatura (Wones 1989)................................................... 86 Fig. 7.4 - Projeção do Log fO2-T para cristalização da hedenbergita e andradita................ 86 CAPÍTULO 8. - CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA

Fig. 8.1 - Diagramas de variação do tipo Harker para elementos maiores............................. 97 Fig. 8.2 - Diagramas de variação do tipo Harker para elementos traços................................ 98 Fig. 8.3 - Espectros de elementos terras raras para as suítes plutônicas estudadas............... 102Fig. 8.4 - Diagramas multielementar para as suítes plutônicas estudadas............................... 103Fig. 8.5 - Representação das rochas estudadas segundo o índice de Shand........................ 105Fig. 8.6 - Classificação segundo o diagrama catiônico K-Na-Ca.............................................. 105Fig. 8.7 - Diagramas usados na definição de séries magmáticas.............................................. 107

CAPÍTULO 9. - PETROGÊNESE E AMBIENTE TECTÔNICO

Fig. 9.1 - Diagrama confrontando elementos incompatível vs. compatível para o anfibólio-biotita granito........................................................................................ 111

Fig. 9.2 - Comparação entre as razões iniciais de Sr no anfibólio-biotita granito e biotita microgranito e as obtidas para rochas similares no Domínio Seridó............ 112

Fig. 9.3 - Diagrama confrontando elementos incompatível vs. compatível para as rochas básicas a intermediárias........................................................................ 113

Fig. 9.4 - Diagramas do tipo Harker para o álcali-feldspato granito......................................... 115Fig. 9.5 - Diagrama confrontando elementos incompatível vs. compatível

para o álcali-feldspato granito........................................................................................ 115Fig. 9.6 - Modelamento de cristalização fracionada para o álcali-feldspato granito........... 118Fig. 9.7 - Razão inicial de Sr vs. quantidade de Sr ou Rb para o álcali-feldspato granito...... 120Fig. 9.8 - Diagrama Rb/Sr vs. Sr com considerações genéticas para as suítes estudadas.... 122Fig. 9.9 - Diagrama de ambiente tectônico para as rochas estudadas.................................. 123Fig. 9.10 - Diagrama multielementar de ambiente tectônico para as suítes estudadas...... 124

LISTA DE TABELAS

CAPÍTULO 2. - MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ

Tabela 2.1 - Correlação entre as principais classificações de rochas plutônicas brasilianas na Província Borborema.......................................................................... 11

Tabela 2.2 - Fontes bibliográficas utilizadas para as diferentes suítes brasilianas.................... 12 Tabela 2.3 - Parâmetros geoquímicos das diferentes suítes magmáticas brasilianas............ 13


Tabela 4.1 - Dados analíticos Rb/Sr (rocha total - RT) para o álcali-feldspato granito........... 33Tabela 4.2 - Dados analíticos Sm/Nd (RT e mineral) para o álcali-feldspato granito............. 35 Tabela 4.3 - Dados analíticos Sm/Nd (RT e mineral) para o granitóide aluminoso................. 37

CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS

Tabela 5.1 - Composição modal representativa do álcali-feldspato granito......................... 45 Tabela 5.2 - Composição modal representativa do anfibólio-biotita granito......................... 47 Tabela 5.3 - Composição modal representativa do biotita microgranito................................ 50 Tabela 5.4 - Composição modal representativa da suíte básica a intermediária................. 52 Tabela 5.5 - Composição modal representativa do granitóide aluminoso............................. 54

CAPÍTULO 6. - QUÍMICA MINERAL

Tabela 6.1 - Médias das análises químicas de ortopiroxênio da suíte básica a intermediária e clinopiroxênio do álcali-feldspato granito................... 61

Tabela 6.2 - Médias das análises químicas de anfibólio dos anfibólio-biotita granito,

biotita microgranito e suíte básica a intermediária................................................ 63 Tabela 6.3 - Médias das análises químicas de biotita dos anfibólio-biotita granito,

biotita microgranito, suíte básica a intermediária e granitóide aluminoso........ 66 Tabela 6.4 - Médias das análises químicas de plagioclásio de todas as suítes estudadas... 69 Tabela 6.5 - Médias das análises químicas de granada do álcali-feldspato granito e

granitóide aluminoso.................................................................................................... 72 Tabela 6.6 - Médias das análises químicas de titanita dos álcali-feldspato granito,

anfibólio-biotita granito e biotita microgranito........................................................ 75 Tabela 6.7 - Médias das análises químicas de opacos dos álcali-feldspato granito,

anfibólio-biotita granito, biotita microgranito e suíte básica a intermediária.... 77

CAPÍTULO 7. - CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO

Tabela 7.1 - Pressões em kbar para os anfibólio-biotita granito, biotita microgranito, suíte básica a intermediária e ortognaisses.............................................................. 80

Tabela 7.2 - Temperaturas em C para os anfibólio-biotita granito, biotita microgranito, suíte básica a intermediária e ortognaisses.............................................................. 82

Tabela 7.3 - Temperaturas em C através do Zr para os álcali-feldspato granito, anfibólio-biotita granito, biotita microgranito e suíte básica a intermediária.... 83

Tabela 7.4 - Estimativa da fO2 para os anfibólio-biotita granito e biotita microgranito......... 85 Tabela 7.5 - Estimativa da fO2 para o álcali-feldspato granito................................................... 87

CAPÍTULO 8. - CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA

Tabela 8.1 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do álcali-feldspato granito............... 90

Tabela 8.2 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do anfibólio-biotita granito............... 92

Tabela 8.3 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do biotita microgranito...................... 93

Tabela 8.4 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos da suíte básica a intermediária....... 94

Tabela 8.5 - Composição química em elementos maiores e traços, e alguns parâmetros geoquímicos representativos do granitóide aluminoso................... 95

Tabela 8.6 - Comparação média de composição química das suítes estudadas................ 96 Tabela 8.7 - Dados de elementos terras raras para o álcali-feldspato granito....................... 100Tabela 8.8 - Dados de elementos terras raras para o anfibólio-biotita granito....................... 100Tabela 8.9 - Dados de elementos terras raras dos biotita microgranito e

granitóide aluminoso.................................................................................................... 101 Tabela 8.10 - Dados de elementos terras raras da suíte básica a intermediária.................... 101

CAPÍTULO 9. - PETROGENÊSE E AMBIENTE TECTÔNICO

Tabela 9.1 - Dados analíticos Sm/Nd para as rochas plutônicas estudadas........................... 111Tabela 9.2 - Dados analíticos Rb/Sr para os anfibólio-biotita granito,

biotita microgranito e álcali-feldspato granito........................................................ 112Tabela 9.3 - Composições químicas dos minerais utilizados no modelamento....................... 117Tabela 9.4 - Resultados obtidos no modelamento por cristalização fracionada................... 117Tabela 9.5 - Coeficientes de partição mineral/líquido para os elementos terras raras......... 117

LISTA DE FOTOS


Foto 4.1 - Bandamento gnáissico (S2+S3) composto por bandas máficas e félsicas............... 38Foto 4.2 - Xistosidade bandada (S2) paralela ao acamamento S0............................................ 38Foto 4.3 - Boudins sigmoidais de quartzo-feldspato nos micaxistos........................................... 38Foto 4.4 - Fenocristais milimétricos de granada nas rochas alcalinas....................................... 38Foto 4.5 - Aspecto de campo das rochas alcalinas (acamamento magmático).................. 38Foto 4.6 - Rochas porfiríticas associadas aos bolsões de material básico (diorítico?)............ 38Foto 4.7 - Dique de biotita microgranito alojado nos ortognaisses............................................ 39Foto 4.8 - Soleiras de biotita microgranitos alojadas nos micaxistos.......................................... 39Foto 4.9 - Aspecto das rochas da suíte básica a intermediária................................................. 39Foto 4.10 - Granitóide aluminoso derivado da fusão parcial de micaxistos............................ 39

CAPÍTULO 5. - ASPECTOS PETROGRÁFICOS E NOMENCLATURA DAS ROCHAS PLUTÔNICAS

Foto 5.1 - Paragênese máfica encontrada nas rochas alcalinas do Plúton Caxexa............. 57Foto 5.2 - Cristal de andradita tardi-magmática com hábito intersticial/esquelético........... 57Foto 5.3 - Fenocristal de k-feldspato no Plúton Cabeçudo......................................................... 57Foto 5.4 - Lamelas de biotita parcialmente transformada para epídoto................................ 57Foto 5.5 - Processo de esfenitização dos opacos encontrados no Plúton Cabeçudo.......... 57Foto 5.6 - Cristal de anfibólio encontrado nas rochas micrograníticas..................................... 57Foto 5.7 - Cristal de alanita parcialmente alterado nas rochas micrograníticas.................... 58Foto 5.8 - Transformação parcial de ortopiroxênio em anfibólio e opacos............................. 58Foto 5.9 - Finos cristais de opacos ao longo das clivagens de biotitas e andaluzita.............. 58Foto 5.10 - Cristal tardio de granada no granitóide aluminoso.................................................. 58

Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000)

PPGG/CCET/UFRN Resumo

i

RESUMO

A área estudada localiza-se na extremidade nordeste da Província Borborema, no

denominado Maciço São José de Campestre (RN e PB). Relações de campo e dados

petrográficos, geoquímicos e isotópicos permitem individualizar cinco suítes distintas de rochas

plutônicas representados por: álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), que constitui o principal

alvo desta dissertação, anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito,

gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária) e granitóide aluminoso.

O Plúton Caxexa está lateralmente associado a Zona de Cisalhamento Remígio-

Pocinhos, alojado ao longo da interface milonítica entre o substrato gnáissico e os micaxistos.

Este plúton corresponde a uma intrusão sintectônica alongada na direção N-S, com cerca de

50 km2 de superfície aflorante. Ele é formado exclusivamente por álcali-feldspato granitos,

tendo como minerais acessórios clinopiroxênio (aegirina-augita e hedenbergita), granada

(andradita), titanita e magnetita. Quimicamente, classificam-se como rochas alcalinas de alta

sílica (>70% em peso), metaluminosas a fracamente peraluminosas (coríndon normativo <1%),

com altos valores de Na2O+K2O (>10%), Sr, razões de #Fe (90-98) e índice agpaítico (0,86-1,00),

e anomalia positiva de Eu.

O Plúton Cabeçudo compõe-se de rochas com textura porfirítica, comumente

contendo enclaves magmáticos de composição básica a intermediária, mostrando feições do

tipo mingling e mixing. Petrograficamente, é constituído por fenocristais de k-feldspato e

plagioclásio como minerais essenciais, além de anfibólio, biotita, titanita e magnetita como

acessórios. Quimicamente, mostra características metaluminosas e afinidade com rochas

transicionais cálcio-alcalina e alcalina (subalcalina monzonítica). Apresentam espectros de

terras raras com anomalia negativa de Eu e conteúdos de terras raras leves e pesadas mais

elevados do que as rochas do Plúton Caxexa e do microgranito.

Os microgranitos ocorrem predominantemente na porção centro-leste, sob a forma de

diques e soleiras, com espessura decimétrica, alojados principalmente nas ortoderivadas e

com menor freqüência nos micaxistos. Seu posicionamento tardio com relação às demais

plutônicas é evidenciado através de diques encaixados em rochas dos plútons Caxexa e

Cabeçudo. Petrograficamente, são biotita granitos, contendo também titanita, anfibólio,

allanita, opacos e zircão como minerais acessórios. Quimicamente, diferem das rochas

porfiríticas, por serem peraluminosas, mais evoluídas, e terem espectros de terras raras mais

fracionados.

As rochas básicas a intermediárias ocorrem como um grande corpo elíptico de direção

NE-SW, na parte SE da área, bem como soleiras em micaxistos. Modalmente, são gabronoritos a

monzonitos, contendo os dois piroxênios e biotita como minerais máficos mais freqüentes, além

de anfibólio, titanita, ilmenita e allanita. Essas rochas mostram um comportamento químico que

não se adequa nem às séries cálcio-alcalinas típicas, nem às alcalinas, podendo representar



ii

possivelmente uma série monzonítica (shoshonítica). Os espectros de terras raras possuem

anomalia negativa de Eu menos pronunciada e conteúdos de terras raras maiores do que nas

outras suítes. Os granitóides aluminosos são volumetricamente restritos, sendo identificados

através da forte migmatização em micaxistos que bordejam a suíte básica a intermediária,

destacando-se alguns corpos na porção sul da área. Mineralogicamente, são identificados

granada, andaluzita, biotita e muscovita, sendo a suíte de característica geoquímica

peraluminosa.

Dados isotópicos de Rb-Sr [rocha total (RT)] e Sm-Nd (RT + mineral) permitem estimar a

idade mínima de cristalização (578 14 Ma) e a idade de fechamento final do sistema Rb-Sr

(536 4 Ma) para o Plúton Caxexa. Os granitóides aluminosos possuem idade Sm-Nd (rocha total

+ mineral) semelhante a do Plúton Caxexa, com valor de 574 67 Ma. A forte interação de

bandas de cisalhamento e diques pegmatíticos, facilitou a abertura do sistema Rb-Sr,

impossibilitando a obtenção de idades geocronológicas para o Plúton Cabeçudo e o

microgranito.

Dados termobarométricos utilizando o geotermômetro anfibólio-plagioclásio e

geobarômetro do Al em anfibólio indicam condições mínimas de 560 C e 7 kbar para o Plúton

Cabeçudo, 730 C e 6 kbar para o microgranito e 743 C e 5 kbar para a suíte básica a

intermediária. O geotermômetro de Zr mostra temperaturas mais elevadas, de 855 C, 812 C e

957 C, respectivamente, para aquelas suítes, enquanto o Plúton Caxexa apresenta

temperaturas da ordem de 757 C. Os plútons Caxexa, Cabeçudo e microgranito cristalizaram-

se sob condições de alta fugacidade de oxigênio (presença de magnetita). Por outro lado, a

ocorrência de ilmenita na suíte básica a intermediária indica condições menos oxidantes para

a sua evolução.

Relações de campo demonstram o caráter intrusivo dos granitóides em uma crosta continental

já relativamente estabilizada. Isto é comprovado por dados petrográficos e geoquímicos, que

sugerem um contexto tectônico tardi- ou pós-colisional. Interpreta-se, daí, a geração e

posicionamento das suítes granitóides durante os eventos tardios da orogênese brasiliana.

Finalmente, o confronte de Nd (600 Ma), TDM e razões isotópicas iniciais de estrôncio (ISr) não

permitem definir a(s) fonte(s) adequada(s) dentre as unidades crustais do substrato gnáissico

atualmente aflorante no MSJC. Ensaios preliminares levando em conta a relação Rb/Sr vs. Sr

deixam em aberto a possibilidade do manto metassomatisado (enriquecido em TRL, Ba, Sr, Zr)

ter sido uma das fontes principais, contaminada em diferentes proporções (menor na básica a

intermediária) por material da crosta continental. Desta forma, um manto enriquecido não

seria uma particularidade da litosfera neoproterozóica, mas uma característica marcante da

porção nordeste da Província Borborema desde o Arqueano e o Paleoproterozóico.



iii

ABSTRACT

The area studied is located on the north-easternmost portion of the Borborema Province,

on the so-called São José de Campestre Massif, States of RN and PB, Northeast Brazil. Field

relations and petrographic, geochemical and isotope data permitted the separation of five

suites of plutonic rocks: alkali-feldspar granite (Caxexa Pluton), which constitutes the main

subject of this dissertation, amphibole-biotite granite (Cabeçudo Pluton), biotite microgranite,

gabbronorite to monzonite (Basic to Intermediate Suite) and aluminous granitoid.

The Caxexa Pluton is laterally associated to the Remígio – Pocinhos Shear Zone, with its

emplacement along the mylonitic contact between the gneissic basement and the micashists.

This pluton corresponds to a syntectonic intrusion elongated in the N-S direction, with about 50

km2 of outcropping surface. It is composed exclusively of alkali-feldspar granites, having

clinopyroxene (aegirine-augite and hedenbergite), andradite-rich garnet, sphene and

magnetite. It is classified geochemically as high silica rocks (>70 % wt), metaluminous to slightly

peraluminous (normative corindon < 1%), with high total alkalis (>10% wt), Sr, iron number

(#Fe=90-98) and agpaitic index (0.86-1.00), and positive europium anomaly.

The Cabeçudo Pluton is composed of porphyritic rocks, commonly containing basic to

intermediate magmatic enclaves often with mingling and mixing textures. Petrographically, it

presents k-feldspar and plagioclase phenocrysts as the essential minerals, besides the

accessories amphibole, biotite, sphene and magnetite. It is metaluminous and shows

characteristics transitional between the calc-alkaline and alkaline series (or monzonitic

subalkaline). Its REE content is greater than those ones of the Caxexa Pluton and biotite

microgranite, and all spectra have negative europium anomalies.

The biotite microgranites occur mainly on the central and eastern portion of the

mapped area, as dykes and sheets with decimetric thickness, hosted principally in orthogneisses

and micashists. Their field relationships as regards the Caxexa and Cabeçudo plutons suggested

that they are late-tectonic intrusions. They are typically biotite granites, having also sphene,

amphibole, allanite, opaques and zircon in the accessory assemblage. Geochemically they

can be distinguished from the porphyritic types because the biotite microgranites are more

evolved, peraluminous, and have more fractionated REE spectra.

The Basic to Intermediate rocks form a volumetrically expressive elliptical, kilometric scale

body on the Southeast, as well as sheets in micashists. They are classified as gabbronorites to

monzonites, with the two pyroxenes and biotite, besides subordinated amounts of amphibole,

sphene, ilmenite and allanite. These rocks do not show a well-defined geochemical trend,

however they may possibly represent a monzonitic (shoshonitic) series. Their REE spectra have

negative europium anomalies and REE contents greater than the other suites. The aluminous

granitoids are volumetrically restricted, and have been observed in close association with



iv

migmatised micashists bordering the gabbronorite pluton. They are composed of almandine-

rich garnet, andalusite, biotite and muscovite, and are akin to the peraluminous suites.

Rb-Sr (whole rock) and Sm-Nd (whole-rock and mineral) isotopes furnished a minimum

estimate of the crystallization (578±14 Ma) and the final resetting age of the Rb-Sr system (536±4

Ma) in the Caxexa Pluton. The aluminous granitoid has a Sm-Nd garnet age similar to that one of

the Caxexa Pluton, that is 574±67 Ma. The strong interaction of shear bands and pegmatite

dykes favoured the opening of the Rb-Sr system for the Caxexa Pluton and biotite microgranite.

The amphibole-plagioclase geothermometer and the Al-in amphibole geobarometer

indicate minimum conditions of 560°C and 7 kbar for the Cabeçudo Pluton, 730°C and 6 kbar

for the microgranite and 743°C and 5 kbar for the basic to intermediate suite. The Zr saturation

geothermometer reveals temperatures of respectively 855°C, 812°C and 957°C for those suites,

whereas the Caxexa Pluton shows temperatures of around 757°C. The Caxexa, Cabeçudo and

microgranites suites crystallized under high fO2 (presence of magnetite). On the other hand, the

occurrence of ilmenite suggests less oxidant conditions in the basic to intermediate suite.

Field relations demonstrate the intrusive character of the granitoids into a tectonically

relatively stable continental crust. This is corroborated by petrographic and geochemical data,

which suggest a late- or post-collisional tectonic context. It follows that the generation and

emplacement of those granitoid suites is related to the latest events of the Brasiliano orogeny.

Finally, the relationships between eNd (600 Ma), TDM (Nd) and initial Sr isotope ratio (ISr) do not

permit to define the precise sources of the granitoids. Nevertheless, trace element modelling

and isotopic comparisons suggest the participation of the metasomatised mantle in the

generation of these suites, probably modified by different degrees of crustal contamination. In

this way, a metasomatised mantle would not be a particular characteristic of the

Neoproterozoic lithosphere, but a remarkable feature of this portion of the Borborema Province

since Archaean and Paleoproterozoic times.


PPGG/CCET/UFRN Introdução

v

INTRODUÇÃO

A porção NE da Província Borborema tem apresentado uma expressiva evolução do

seu conhecimento geológico nos últimos 15 anos. Um grande avanço se verifica na

compreensão do magmatismo brasiliano e sua relação com as zonas de cisalhamento de

escala litosférica.

Dentre as várias unidades tectônicas desta província, aquela situada a norte do

Lineamento Patos tem sido objeto de pesquisas mais intensivas, particularmente na região de

ocorrência da clássica Faixa Seridó. Nessa área, os granitóides brasilianos são

volumetricamente muito abundantes. Eles truncam tramas plano-lineares prévias de litologias

do embasamento gnáissico-migmatítico e de metassedimentos do Grupo Seridó. Portanto, o

entendimento desse plutonismo é de fundamental importância para uma melhor definição de

um modelo tectônico para a Faixa Seridó, bem como o papel exercido pelos maciços Rio

Piranhas e São José de Campestre ao final da orogênese brasiliana.

Nos últimos anos, têm sido reportada a presença de granitóides alcalinos no Maciço

São José de Campestre (Araújo et al. 1993; Hollanda et al. 1995; Nascimento et al. 1997), sendo

reconhecidos os plútons Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Japi e Caxexa, o último

constituindo o alvo do presente trabalho. Desta forma, o estudo visa contribuir para o avanço

no conhecimento do plutonismo alcalino da porção oriental da Faixa Seridó, sendo

particularmente direcionado a granitóides com paragêneses exóticas do tipo albita +

clinopiroxênio + granada.

Na dissertação em lide, procedeu-se a uma subdivisão em três partes. Na primeira, faz-

se uma revisão do conhecimento geológico regional, enfatizando o plutonismo brasiliano. São

apontados alguns problemas pendentes e situado o Plúton Caxexa no contexto regional, além

de citações das metodologias aqui utilizadas. A segunda parte descreve o plúton alcalino

Caxexa e demais rochas plutônicas, além de suas encaixantes, com capítulos específicos

relativos a dados de campo, petrográficos, texturais, geocronológicos, geoquímicos e

geotermobarométricos. A última parte integra as informações precedentes e propõe um

modelo de evolução tectônica e petrológica do magmatismo alcalino.

Os resultados parciais dos dados aqui obtidos, na forma de artigos completos, foram

submetidos em outubro de 1999 ao periódico Geochimica Brasiliensis e em março de 2000 à

Revista Brasileira de Geociências. Uma cópia dos mesmos encontram-se no anexo 5, além de

uma versão sintética do primeiro, sendo referida a Nascimento et al. (1999b).

Parte 1

Revisão da Geologia e

Objetivos deste Trabalho

Capítulo 1Geologia Regional


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 1 - Geologia Regional

1

CAPÍTULO 1

GEOLOGIA REGIONAL

1.1 - Introdução.

O nordeste do Brasil compõe a denominada Província Borborema, termo usado por

Almeida et al. (1977) para englobar o conjunto de unidades geológicas estabilizadas ao final

da orogênese brasiliana. Seus limites são marcados a norte e leste por bacias costeiras, a oeste

pela Bacia do Parnaíba e a sul pelo Cráton São Francisco (fig. 1.1). A luz dos conhecimentos

atuais (Jardim de Sá 1994), essa província compreende vastas áreas de rochas gnáissico-

migmatíticas de idades Arqueana e Paleoproterozóica, correspondendo ao substrato

geológico regional. Elas compõem blocos que separam extensas faixas de rochas supracrustais

(metassedimentos e metavulcânicas), cujas idades variam de Paleo a Mesoproterozóicas

(Zona Transversal, entre os lineamentos Pernambuco e Patos, Ceará Central e Faixa Seridó) a

Neoproterozóicas (NW do Ceará e faixas Sergipana e Riacho do Pontal, as duas últimas no

limite sul da província). Duas características marcantes da Província Borborema são o

expressivo magmatismo brasiliano e o notável sistema de zonas de cisalhamento, constituindo

o último episódio de deformação dúctil regional afetando a região (Jardim de Sá 1994).

A área de trabalho situa-se no extremo NE da Província Borborema, mais precisamente

na região denominada por Jardim de Sá (1994) de Faixa Seridó. Entretanto, aqui é aplicada a

denominação “Domínio Seridó” para a região compreendida entre o Lineamento Patos (a sul),

a Zona de Cisalhamento Portalegre (a oeste), e os sedimentos meso-cenozóicos das bacias

Potiguar e Pernambuco-Paraíba (a norte e leste, respectivamente), em virtude da definição de

o termo Faixa Seridó confundir com a nomenclatura oferecida ao conjunto de

metassedimentos do Grupo Seridó (a conhecida Faixa Seridó).

1.2 - O Maciço Rio Piranhas.

Este maciço foi inicialmente denominado por Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves

(1984) para representar um conjunto de rochas gnáissico-migmatíticas, correspondendo ao

embasamento da Faixa Seridó, cuja borda leste seria a Zona de Cisalhamento Picuí-João

Câmara (fig. 1.2). Os outros limites são a Zona de Cisalhamento Portalegre (a oeste), o

Lineamento Patos (a sul) e sedimentos mesozóicos da Bacia Potiguar (a norte).



2

Figura 1.1 - Arcabouço tectono-estratigráfico da Província Borborema e seus limites (Jardim de Sá 1994).



3

Seu embasamento corresponde a rochas de alto grau, representadas por duas

associações principais. A mais antiga compreende uma seqüência metavulcanossedimentar

formada por anfibolitos e paragnaisses diversos. A mais jovem, volumetricamente dominante, é

formada por suítes de rochas metaplutônicas de composição tonalítica a granítica de

afinidade cálcio-alcalina e subalcalina (Souza et al. 1993; Jardim de Sá 1994).

Tendo em vista essas variações litológicas, Hackspacher & Sá (1984), Hackspacher et al.

(1990) e Dantas et al. (1991) defendem a separação desse embasamento em dois

componentes distintos, um denominado de Grupo São Vicente, correspondendo às rochas

metavulcanossedimentares provavelmente mais antigas; e o outro, o Grupo Caicó, referido por

Legrand et al. (1991b) como Suíte Magmática de Caicó, possuindo composição mais ácida,

intrusivo no anterior. Outros autores (Jardim de Sá 1984; Macedo et al. 1991; Souza et al. 1993)

utilizam o termo Complexo Caicó para todo o conjunto de unidades que constituem o

embasamento gnáissico-migmatítico, em virtude de não haver diferenças de idades

significativas entre as unidades mencionadas. Os primeiros dados geocronológicos de

ortognaisses do Complexo Caicó referem-se a isócronas Rb-Sr obtidas por Brito Neves et al.

(1975) e Pessoa (1976), onde calculou-se uma idade de cerca de 2,7 Ga. Posteriormente,

análises de zircão pelos métodos U-Pb (Hackspacher et al. 1990; Dantas et al. 1991; Legrand et

al. 1991b), Pb-Pb por evaporação (Macedo et al. 1991; Souza et al. 1993) e Rb-Sr em rocha

total de amostras cogenéticas (Souza et al. 1993) apontaram para idades entre 2,23 e 2,15 Ga.

Granitóides intrusivos designados G2 e G3 por Jardim de Sá et al. (1981), com respectivas

idades Paleoproterozóica e Neoproterozóica, ocorrem distribuídos em todo o maciço. Os tipos

G2 correspondem a rochas metaplutônicas de composição granítica, subordinadamente

tonalítica a granodiorítica, derivadas de protólitos ígneos com textura porfirítica (atualmente

augen gnaisses) ou fanerítica grossa a média. Subordinadamente, ocorrem soleiras de granitos

e leucogranitos contendo biotita, granada e muscovita, além de metapegmatitos intrusivos

nos gnaisses do embasamento e na Formação Jucurutu (Jardim de Sá 1994). Dados

geoquímicos fornecidos por Martin et al. (1990), Medeiros et al. (1991) e Jardim de Sá (1994)

identificam suítes cálcio-alcalinas potássicas, subalcalinas e em menor quantidade cálcio-

alcalina com fontes mantélicas que sofreram diferentes graus de contaminação crustal. Dados

isotópicos através do método Rb-Sr (Macedo et al. 1984; Jardim de Sá et al. 1987) sugerem

idade de 1,95 0,05 Ga para essas rochas. Legrand et al. (1991b) mostram valores semelhantes,

da ordem de 1,94 0,12 Ga, utilizando U-Pb em zircões. Jardim de Sá (1994), argumenta que em

virtude dessas rochas possuírem um comportamento sintectônico ao evento tangencial D2, o

intervalo entre 2,0 a 1,9 Ga estaria relacionado a esse evento, o qual afetou o substrato

gnáissico e o Grupo Seridó. Legrand et al. (1991b) consideram a idade de 1,94 Ga como uma

estimativa mínima e relacionada à perda de Pb durante o ciclo Brasiliano. Desta forma, haveria

uma aproximação nas idades entre os augen gnaisses (G2) e os ortognaisses Caicó (G1), fato

esse que tornaria pouco provável a ocorrência de um ciclo de sedimentação (o Grupo Seridó)



4

entre as épocas de geração dois tipos de ortognaisses (Legrand et al. 1991b). Em relação aos

granitóides G3, os mesmos serão descritos com maiores detalhes no capítulo 2.

1.3 - A Faixa Seridó.

Os limites da Faixa Seridó (referida como FSe) são representados a norte pela Bacia

Potiguar, a leste pela Zona de Cisalhamento Picuí-João Câmara, a sul pelo Lineamento Patos e

a oeste pelo Maciço Rio Piranhas (fig. 1.2). Essa faixa compreende uma seqüência supracrustal

dominada por rochas metassedimentares, repousando discordantemente sobre um

embasamento gnáissico-migmatítico (Complexo Caicó), sendo ambas as unidades afetadas

por grandes estruturas e intenso magmatismo neoproterozóico.

A FSe corresponde a uma mega-seqüência deposicional. Seu posicionamento

cronoestratigráfico ainda representa motivo de controvérsias. Segundo Jardim de Sá & Salim

(1980), o grupo apresenta-se subdividido em paragnaisses basais, com intercalações de

mármores, calciossilicáticas, micaxistos, metavulcânicas e formações ferríferas (Formação

Jucurutu), metaconglomerados e quartzitos (Formação Equador) em posição intermediária e

no topo micaxistos feldspáticos e aluminosos, apresentando feições sedimentares com

características turbidíticas, possuindo subordinadamente intercalações de metavulcânicas,

mármores e calciossilicáticas (Formação Seridó). Jardim de Sá (1994) defende um modelo de

evolução no qual as três formações fariam parte de um único ciclo de sedimentação de idade

Paleoproterozóica. Todavia, Archanjo & Salim (1986) e Caby et al. (1991) propõem a presença

de uma discordância entre o Grupo Jucurutu (formações Jucurutu na base e Equador no topo)

e o Grupo Seridó, este último com uma fácies conglomerática basal denominada Formação

Parelhas. Esse modelo advoga uma idade mais jovem (Neoproterozóica) para a Formação

Seridó, permanecendo as formações Equador e Jucurutu com idade Paleoproterozóica.

A obtenção de idades absolutas para o Grupo Seridó tem sido feita indiretamente a

partir dos corpos granitóides pré-brasilianos (tipo G2), datados em um intervalo de 2,0 a 1,9 Ga

pelos métodos Rb-Sr (rocha total), U-Pb e Pb-Pb em zircões (Macedo et al. 1984; Jardim de Sá

et al. 1987; Legrand et al. 1991b), que são intrusivos no embasamento gnáissico-migmatítico, na

Formação Jucurutu e, de modo restrito, na Formação Seridó. Entretanto, discussões sobre as

idades desse grupo vêm sendo ampliadas em virtude de novas datações. Van Schmus et al.

(1995), analisando uma amostra da Formação Jucurutu pelo método U-Pb em zircões, obteve

valores de 1,75 Ga, por eles interpretada como a idade máxima da sedimentação e possível

estimativa do vulcanismo associado. Van Schmus et al. (1996) reportam idades Sm-Nd de 1,2

Ga (idade máxima ?) para xistos da Formação Seridó e 1,6 Ga para gnaisses Jucurutu.



5

Figura 1.2 - Mapa geológico simplificado da Faixa Seridó com os Maciços Rio Piranhas e São José de

Campestre (modificado de Jardim de Sá et al. 1995 e Dantas 1997). O retângulo a sul do MSJC delimita a

área desta dissertação.

1.4 - O Maciço São José de Campestre.

São creditados a Barbosa & Braga (1974) os primeiros trabalhos neste maciço, ao

divulgarem um mapa geológico na escala 1:250.000 com a caracterização geológica e

petrográfica de migmatitos e gnaisses indiferenciados. Brito Neves (1983) e Santos & Brito Neves

(1984) denominaram o conjunto de rochas que ocorrem a leste do “sistema de dobramento

Seridó” de Maciço Caldas Brandão/São José de Campestre, sendo adotada aqui a segunda

denominação, referida por MSJC. O MSJC limita-se a sul e oeste pelas zonas de cisalhamento

Remígio-Pocinhos (ZCRP) e Picuí-João Câmara (ZCPJ), respectivamente, e a norte e leste por



6

sedimentos meso-cenozóicos das bacias Potiguar e costeira (fig. 1.2). De acordo com relações

de campo (Jardim de Sá et al. 1993) e tratamento digital de imagens de satélite (Amaro 1998)

têm-se verificado que as zonas de cisalhamento no MSJC se comportam distintamente

daquelas observadas na porção central da FSe. Neste maciço, observa-se uma tectônica

transtrativa/transcorrente, onde as estruturas de baixo ângulo são progressivamente

verticalizadas aproximando-se de zonas de cisalhamento, diferentemente do que ocorre no

Maciço Rio Piranhas. Entre duas zonas de cisalhamento de direção NE e cinemática dextrógira,

encontra-se um conjunto de zonas com direção NW originando um mosaico de pequenos

blocos retangulares. Essas zonas NW apresentando cinemática sinistrógira podem representar

falhas antitéticas em um sistema conjugado com aquelas transcorrências E-W e NE, que

ocorrem na Província Borborema (Dantas 1997).

Recentemente, Dantas (1997) e Dantas et al. (1997, 1998), através de mapeamento

geológico e estudo isotópicos de Nd apresentaram um contexto mais complexo. Inicialmente,

foi reconhecido um núcleo arqueano na porção central do MSJC, formado por ortognaisses,

diversos tipos de migmatitos, granulitos e uma seqüência de rochas básicas. Dados U-Pb (em

zircão) forneceram idade de 3,4 Ga nos ortognaisses, 3,2 Ga nos migmatitos e em granulitos, e

2,7 Ga em sienitos, sendo que as idades modelo TDM variam de 3,77 a 3,2 Ga. Circundando esse

núcleo, encontram-se rochas metaplutônicas paleoproterozóicas, variavelmente

migmatizadas, com composição oscilando de dioritos a granodioritos, além de augen gnaisses

e leucogranitos. Dados geocronológicos U-Pb em zircão de granodioritos indicaram idades de

cristalização no intervalo de 2,2 a 2,15 Ga. As idades TDM variam de 2,4 a 2,3 Ga para os

terrenos a sul do bloco arqueano e 2,6 a 2,5 Ga para aqueles a oeste. Estas rochas são

correlacionadas aos componentes metaplutônicos do Complexo Caicó, discutidos

anteriormente (vide Maciço Rio Piranhas).

Por fim, as unidades mais jovens estão representadas basicamente por micaxistos

correlacionados à Formação Seridó (Trindade et al. 1993; Jardim de Sá 1994), que afloram

como fatias isoladas no extremo nordeste (Ielmo Marinho) e a sul do MSJC (NW de Remígio). A

leste de Pedra Preta (RN) e sudeste de Barra de Santa Rosa (PB), análises U-Pb em zircões nas

rochas identificadas como metatufos intercalados nos xistos Seridó forneceram idades de

741 15 Ma, sendo esses zircões interpretados como de origem ígnea (Van Schmus et al. 1995).

Assim sendo, a Formação Seridó possuiria uma idade Neoproterozóica. Jardim de Sá (1996)

discorda da interpretação deste valor de 741 15 Ma, e sugere que os metatufos seriam, na

realidade, soleiras de granitóides brasilianos e pelo menos parte dos zircões analisados nos

micaxistos (aqueles com formas euedrais, claros e límpidos) poderiam representar cristais

metamórficos. Todavia, considerada válida tal hipótese, o magmatismo brasiliano (650-550 Ma)

seria bem mais jovem do que o metamorfismo de alta temperatura, contrariando as idéias

vigentes. Os granitóides brasilianos também fazem parte dessa unidade mais jovem e ocorrem

como diversos plútons de diferentes afinidades magmáticas. Em geral, eles possuem idades



7

modelo em torno de 2,2 Ga, indicando a participação de uma fonte paleoproterozóica na sua

gênese. Dentre os granitóides que ocorrem no MSJC, tem-se verificado a identificação de

vários plútons com afinidade alcalina (Araújo et al. 1995; Hollanda et al. 1995; Galindo et al.

1997b; Nascimento et al. 1997), representando o “cortejo alcalino” do MSJC. Representam

corpos sintectônicos descritos como álcali-feldspato granitos, além de sienogranitos, quartzo

sienitos e quartzo álcali-feldspato sienitos. Possuem a associação clinopiroxênio ± andradita ±

titanita e correspondem aos granitóides Serra do Algodão e Serra do Boqueirão (Araújo 1995;

R.S.C. Nascimento 1998), Caxexa (M.A.L. Nascimento 1998) e Japi (Hollanda et al. 1995;

Hollanda 1998).

Capítulo 2Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 2 - Magmatismo Brasiliano no Domínio Seridó

9

CAPÍTULO 2

MAGMATISMO BRASILIANO NO DOMÍNIO SERIDÓ

2.1 - Introdução.

A atividade plutônica brasiliana constitui uma das mais importantes feições do Domínio

Seridó, sendo representada em toda sua extensão por diversos batólitos, stocks e diques (fig.

2.1). O grande volume e a diversidade deste plutonismo, associado a relativa carência de

dados de campo, petrográficos, geoquímicos e geocronológicos, têm dificultado a

elaboração de uma classificação mais precisa para as várias suítes brasilianas nesta região.

Uma das primeiras tentativas de classificação foi proposta por Almeida et al. (1967) ao

posicionarem as rochas plutônicas da Província Borborema com respeito ao Ciclo Brasiliano: i)

granitóides sin-tectônicos, subdivididos nos tipos Itaporanga (porfiríticos) e Conceição

(equigranulares); e ii) granitóides tardi-tectônicos, compreendendo os tipos Catingueira e

Itapetim. Posteriormente, Brito Neves & Pessoa (1974) e Santos & Melo (1978), também

trabalhando na Província Borborema, mais precisamente no Domínio da Zona Transversal,

acrescentaram uma gama de dados petrográficos ao estudo de Almeida et al. (1967), todavia

mantendo a mesma interpretação em relação ao posicionamento tectônico. Jardim de Sá et

al. (1981), agora restringindo-se ao Domínio Seridó, sugeriram uma classificação baseada em

parâmetros estruturais, ocasião em que os granitóides relacionados ao evento Brasiliano foram

reagrupados nos subtipos Gx (rochas básicas a intermediárias), G3 (granitos e granodioritos

porfiríticos ou equigranulares) e G4 (leucogranitos tardios). Sial (1987) individualizou quatro

grande grupos de granitóides para a Província Borborema, através de dados geoquímicos,

classificando-os nos Grupos Cálcio-alcalino Potássico, Cálcio-alcalino, Trondhjemítico e

Peralcalino. Jardim de Sá (1994) distinguiu as suítes básica a intermediária, porfirítica e

leucogranítica, às quais foram adicionadas rochas com afinidades shoshonítica (Galindo et al.

1997a) e alcalina (Galindo 1993; Araújo et al. 1993; Hollanda et al. 1995; M.A.L. Nascimento et

al. 1997). Recentemente, Ferreira et al. (1998) reconheceram nove grupos de granitóides e

sienitóides na Província Borborema, de acordo com critérios petrográficos e geoquímicos,

sendo constatado no Domínio Seridó cinco tipos distintos, denominados de cálcio-alcalino alto-

K com e sem epídoto magmático, peralcalino, shoshonítico e cálcio alcalino peraluminoso.

Do exposto, percebe-se, que há invariavelmente a aplicação de terminologias

petrográficas e texturais, juntamente à nomenclaturas geoquímicas (tabela 2.1), o que

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Petrologia do magmatismo no MSJC (RN-PB), com ênfase no plúton alcalino Caxexa Nascimento, M.A.L. (2000) 10




12

dificulta a distinção clara entre as várias suítes. A proposta deste capítulo é sintetizar os dados

disponíveis (tabelas 2.2 e 2.3), visando demonstrar as características petrográficas, geoquímicas

e geocronológicas de cada suíte. Optou-se por seguir as denominações mais comuns da

literatura (Jardim de Sá 1994, Galindo et al. 1997a e b, entre outros), onde termos de

conotação petrográfica e geoquímica são utilizados.

Tabela 2.2 - Fontes bibliográficas utilizadas na individualização das diferentes suítes brasilianas, totalizando 217 análises químicas (quantidades entre parênteses).

Suítes Corposestudados

Fontes

Básica a intermediária (47) Totoró, Acari, Poço Verde, São João do Sabugi.

Jardim de Sá (1994); Z.S.Souza (dados não publicados).

Porfirítica (87) Acari, Monte das Gameleiras, Patu-Caraúbas.

Jardim de Sá et al. (1986); Galindo (1982, 1993); Jardim de Sá (1994).

Leucogranítica (17) Dona Inês, Picuí, Acari e Monte das Gameleiras.

McMurry et al. (1987a, b); Silva (1993); Galindo (1982); Jardim de Sá (1994).

Alcalina (MSJC - 45) (Umarizal - 11)

Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Japi, Caxexa, Umarizal.

R.S.C. Nascimento (1998); Hollanda (1998); M.A.L. Nascimento et al. (1997); Galindo (1993).

Shoshonítica (10) Quixaba. Galindo (1993); Galindo et al.(1997a)

Nos ítens seguintes procede-se a descrição petrográfica e geoquímica das diferentes

suítes de rochas plutônicas brasilianas. Para evitar repetições, os elementos terras raras são

simbolizados por ETR, sendo os leves ETRL, e os pesados ETRP. O número de magnésio,

correspondendo a proporção em mol de MgO/FeO, é referido como #Mg.

2.2 - A Suíte Básica a Intermediária.

Ocorre como pequenos plútons isolados ou associados a corpos de granitos porfiríticos.

Compreende rochas de composição variando, desde termos gabro/dioríticos até quartzo

monzoníticos, de acordo com o diagrama Q-A-P normativo (fig. 2.2). Possuem textura fina a

média (ou grossa nos tipos gabróides), equigranular ou inequigranular, estes com fenocristais

de plagioclásio. Diferentes fácies (gabros e anfibólio dioritos) eventualmente ocorrem juntos em

um mesmo afloramento, podendo tratar-se de diferentes graus de fracionamento de um único

magma, ou de líquidos imiscíveis oriundos de um mesmo magma progenitor (Jardim de Sá

1994).

Os corpos de Totoró, Poço Verde e São João do Sabugi apresentam como minerais

máficos augita ou diopsídio e hiperstênio, mostrando algumas vezes transformações para



14

anfibólio. Os termos quartzo dioríticos possuem hornblenda como máfico dominante, cuja

composição varia de Fe-edenita a hastingsita (A.C. Galindo, comunicação verbal), além de

biotita. Subordinadamente, ocorrem microclina e quartzo formando a matriz destas rochas.

Outros acessórios comuns são titanita, opacos, zircão e apatita.

Figura 2.2 - Diagrama Q-A-P normativo (Le Maitre 1976) e campos de séries magmáticas (Lameyre &

Bowden 1982) para o magmatismo brasiliano no Domínio Seridó.

Legenda: 2. álcali-feldspato granito; 3a. sienogranito; 3b. monzogranito; 4. granodiorito; 6*. quartzo álcali-

feldspato sienito; 7*. quartzo sienito; 8*. quartzo monzonito; 9*. quartzo monzodiorito/quartzo monzogabro;

10*. quartzo diorito/quartzo gabro; 8. monzonito; 9. monzodiorito/monzogabro; 10. diorito/gabro. tr.

trondhjemítico; th. tholeítico; calc. cálcio-alcalino; mz. monzonítico; al. granitóides aluminosos em

províncias alcalinas; alc. alcalino; mob. granitos crustais.

São rochas com certa variação de SiO2 (48-60%), Mg# entre 64 e 11, e razão K2O/Na2O

de 0,3 a 1,5 (tabela 2.3). Diagramas de Harker (fig. 2.3) mostram correlação negativa de TiO2,

Fe2O3t, MgO e CaO, enquanto K2O correlaciona-se positivamente com SiO2. Por seu turno,

Al2O3 possue trajetória particular, inicialmente aumentando até cerca de 55% SiO2, passando a

decrescer a partir deste valor. Os elementos traços Ba, Zr e Rb são claramente incompatíveis,

enquanto que os demais estão dispersos nos diagramas. Comparada às outras suítes, a básica

a intermediária é mais rica em Fe2O3t, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 (fig. 2.3). Os ETR são fraco a

moderadamente fracionados (LaN/YbN=11-70), com anomalia de Eu ligeiramente positiva ou

negativa (Eu/Eu*=0,6-1,2) (tabela 2.3). Apresentam afinidade geoquímica com séries

shoshonítica (Leterrier et al. 1990; Jardim de Sá 1994), e de acordo com diagramas

discriminantes geoquímicos representam rochas transicionais cálcio-alcalinas a alcalinas



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19

subalcalinas?) (fig. 2.4a, b). No diagrama K-Na-Ca (fig. 2.5) essas rochas plotam paralelamente

ao trend cálcio-alcalino, sendo as mais pobres em K e mais ricas em Ca dentre todas as suítes

estudadas. Tratam-se de rochas essencialmente metaluminosas, com razões A/CNK<1.

As evidências de contaminação e mistura de magmas da suítes básica a intermediária

com a porfirítica dificultam a obtenção de datações geocronológicas confiáveis pelo método

Rb-Sr (Macedo et al. 1993). Deste modo, comumente se obtêm pseudoisócronas com idades

anomalamente elevadas entre 900 e 700 Ma e razões iniciais (ISr) baixas da ordem de 0,706

(Jardim de Sá et al. 1987). Por outro lado, o método U/Pb em zircões fornece idade com maior

confiabilidade. Leterrier et al. (1994) obtiveram idade de 579 7 Ma (1 ) para dioritos de Acari,

enquanto Dantas (1997) reporta idade de 599 16 Ma (1 ) para o norito Poço Verde. Datações

em monazitas através de microssonda eletrônica para esse mesmo norito forneceram o valor

de 555±10 Ma (2 ), sendo interpretado como o pico de um evento térmico em fácies granulito

que atuou sobre o corpo (Z.S. Souza, em preparação).

2.3 - A Suíte Porfirítica.

É a mais abundante volumetricamente, ocorrendo sob a forma de batólitos isolados ou

associados a outros tipos de rochas, em especial àquelas da suíte básica a intermediária.

Texturalmente, é representada por uma fácies grossa conhecida como “dente de cavalo”,

contendo grandes fenocristais de K-feldspato (até 15 cm de comprimento), com fina borda de

plagioclásio sódico. Tais fácies são dominantes na maior parte dos maciços graníticos, tais

como nos batólitos Acari (Jardim de Sá et al. 1986), Monte das Gameleiras (Galindo 1982), São

José de Espinharas (Jardim de Sá et al. 1987), Patu-Caraúbas (Galindo 1993), Catolé do Rocha-

Alexandria, Barcelona, Totoró, Pombal (Archanjo 1993). Outras variedades faciológicas

possuem granulação média, com fenocristais de K-feldspato inferiores a 2 cm, presentes nos

plútons Picuí (Silva 1993), Patu-Caraúbas (Galindo 1993) e Acari (Jardim de Sá et al. 1986).

Petrograficamente, predominam monzogranitos, podendo variar para granodioritos e quartzo

monzonitos (fig. 2.2). Dentre os minerais máficos, citam-se biotita e anfibólio (hornblenda

hastingsítica a ferro-edenítica), além dos acessórios titanita, epidoto, alanita, zircão, apatita e

opacos (magnetita, ilmenita).

A suíte porfirítica é enriquecida em álcalis (K2O+Na2O 7%), com razão K2O/Na2O

oscilando de 0,9 a 2,0 (tabela 2.3). Em diagramas de Harker (fig. 2.3), Al2O3, CaO, MgO, Fe2O3t,

TiO2 e P2O5 possuem correlação negativa com SiO2. Os elementos traços Ba, Sr, Zr e Ni têm

comportamento compatível, enquanto Rb é ligeiramente incompatível. Concernente aos ETR,

os espectros variam de pouco a fortemente fracionados, tendo razões LaN/YbN=20-80 e

anomalia negativa de Eu (Eu/Eu*=0,3-0,8) (tabela 2.3). Compreendem rochas com afinidade

subalcalina/monzonítica (Jardim de Sá 1994), conforme evidenciado em diagramas

discriminantes, em especial R1-R2 e TAS (fig. 2.4c, d). Essas rochas seguem o trend da suíte



20

cálcio-alcalina como demonstrado no diagrama K-Na-Ca (fig. 2.5), sendo mais enriquecida em

K que a suíte anterior. Representam rochas meta a peraluminosas, com razões A/CNK entre

0,83-1,10.

Figura 2.4 - Diagramas discriminantes geoquímicos para as suítes magmáticas brasilianas. (a)

Log10(K2O/MgO) vs. SiO2 (Rogers & Greenberg 1981); (b) índice de alcalinidade (Wright 1969); (c) R1-R2

(De La Roche et al. 1980); e (d) álcalis total vs. sílica - TAS (Lameyre 1987), com os trends monzonítico (mz),

alcalino (alc), granodiorítico (gd) e trondhjemítico (tr). Em traçejado a divisória dos campos subalcalino e

alcalino (Miyashiro 1978). Segue a legenda da figura 2.3.

A maior quantidade de dados geocronológicos do magmatismo brasiliano refere-se a

suíte em lide. Sete amostras da fácies porfirítica grossa do Maciço de Acari definem uma

isócrona Rb-Sr (rocha total) com 547 21 Ma (1 ), ISr=0,7076 0,0004 e MSWD=0,8 (Jardim de Sá

1994). Esse valor corrobora o obtido por Legrand et al. (1991a), que dataram o maciço através

do método U-Pb em zircão, obtendo uma idade de 555 5 Ma (1 ). Galindo (1993) e Galindo et

al. (1993) reportam um grande volume de dados isotópicos Rb-Sr para rochas porfiríticas do

extremo NW do Maciço Rio Piranhas, concluindo que a atuação do evento Brasiliano naquela

região deu-se no intervalo entre 630 Ma e 570 Ma. No plúton Monte das Gameleiras, uma



21

isócrona Rb-Sr (rocha total) com 5 amostras (Galindo 1982), forneceu a idade de 547 6 Ma (1 )

e ISr=0,7094 0,0001 (2 ).

Figura 2.5 - Classificação das suítes

magmáticas brasilianas de acordo com o

diagrama catiônico K-Na-Ca (Barker & Arth

1976). Segue a mesma legenda da fig. 2.3.

2.4 - A Suíte Leucogranítica.

As rochas que compõem esta suíte são encontradas em diversos locais na forma de

enxames de diques, soleiras e corpos isolados, exemplificados em Serra Pelada (NW de Ielmo

Marinho), Dona Inês e Picuí, ou no contexto dos maciços polidiapíricos Acari, São José de

Espinharas e Brejo do Cruz (Jardim de Sá 1994).

Composicionalmente são essencialmente monzogranitos (fig. 2.2), equigranulares ou

microporfiríticos, de textura média a fina, com determinadas fácies portando granada (plútons

de Picuí, Silva 1993; e Dona Inês, Borges 1996). Plagioclásio (oligoclásio), microclina e quartzo

são os minerais essenciais. A mineralogia acessória é composta por biotita ( anfibólio), titanita,

epídoto, apatita, zircão, alanita, opacos e turmalina.

Essas rochas mostram estreita variação de SiO2 (68-76%), com altas razões K2O/Na2O

(1,1-2,3%). Em diagramas de Harker (fig. 2.3), apresentam correlação negativa para Al2O3,

Fe2O3t, CaO, MgO, TiO2 e Na2O, ao passo que o K2O apresenta-se disperso. Os elementos

traços compatíveis são Ba, Sr, e Zr, enquanto Rb é incompatível. Características marcantes dos

ETR são a forte anomalia negativa de Eu (Eu/Eu*=0,4-0,7), ETRP comparativamente baixos e os

mais elevados valores de LaN/YbN (15-135) (tabela 2.3). Geoquimicamente, esta suíte

assemelha-se às porfiríticas, entretanto, com características mais evoluídas (figs. 2.4 e 2.5).

Compreendem rochas meta a peraluminosas, com razões A/CNK variando 0,95-1,12.

As relações de campo indicam uma idade mais tardia ou, pelo menos,

contemporânea, com relação às suítes básica a intermediária e porfirítica. Tentando obter

dados geocronológicos através do método Rb-Sr (rocha total) no plúton de Dona Inês,

McMurry et al. (1987b) individualizaram no mesmo duas fácies distintas, uma com idade de



22

475 102 Ma e outra de 544 16 Ma. Borges (1996) acrescentou três amostras às 15 dos autores

supracitados, obtendo uma idade de 557 13 Ma, ISr=0,7108 0,0008 e MSWD=2,9. Esta idade foi

considerada como de referência para a cristalização magmática do plúton (Borges 1996).

2.5 - A Suíte Alcalina.

As rochas que compõem esta suíte são representadas no MSJC pelos plútons Serra do

Algodão, Serra do Boqueirão, Caxexa e a fácies alcalina do plúton Japi (Araújo et al. 1993;

Hollanda et al. 1995; M.A.L. Nascimento et al. 1997). No extremo NW do Maciço Rio Piranhas,

ocorre o Granitóide Umarizal (Galindo 1993), representando outro corpo granítico de caráter

alcalino, todavia com características petrográficas distintas dos anteriores, sendo possível desta

forma individualizar dois conjuntos de rochas alcalinas para o Domínio Seridó.

Os corpos alcalinos do MSJC são formados por álcali-feldspato granitos, com quartzo

álcali-feldspato sienitos subordinados e sienogranitos (Galindo et al. 1997b) (fig. 2.2). Já no

Granitóide Umarizal, são identificados monzogranitos e quartzo monzonitos (fig. 2.2). As rochas

alcalinas do MSJC possuem textura fina, equigranular, e contêm aegirina-augita/augita sódica

e hedenbergita, as quais podem se transformar em anfibólio (riebeckita ?). Nos plútons Serra do

Algodão, Serra do Boqueirão e Caxexa, ocorre granada rica em moléculas de andradita como

mineral máfico. O plagioclásio em geral é bastante sódico (An0-5), sendo mais rico em cálcio

(An>5) quando associado a granada (Nascimento et al. 1998). Os acessórios mais comuns são

titanita, apatita, zircão, alanita e óxidos (magnetita e ilmenita). Em Umarizal, as rochas são de

textura média, inequigranulares, o plagioclásio é do tipo oligoclásio, e a mineralogia acessória

é formada por faialita (Fa98-Fo2) ou ferro-hiperstênio, além de hedenbergita, hornblenda ferro-

edenítica, subordinadamente biotita, e eventualmente zircão, apatita, alanita, magnetita e

ilmenita (Galindo 1993).

Os plútons alcalinos do MSJC mostram variação na quantidade de sílica (67-77%), com

forte enriquecimento em álcalis (Na2O+K2O=8-11%), e acentuado empobrecimento em CaO

(<1,5%) e MgO (<0,5%). São rochas meta a peraluminosas (A/CNK entre 0,86 a 1,09), ricas em Ba

e Sr e pobres em Zr, com menores razões LaN/YbN e YbN em relação às alcalinas de Umarizal.

Em diagramas de Harker (fig. 2.3), as alcalinas mostram correlação negativa de Al2O3, F2O3t,

CaO e TiO2, observando-se diferenças sutis entre os corpos do MSJC e os de Umarizal, estes

últimos menos aluminosos e mais ricos em Fe2O3t, CaO e TiO2. Os elementos traços, Ba e Sr são

fortemente compatíveis nas alcalinas do MSJC, e fracamente compatíveis nas alcalinas de

Umarizal. Nestas, observam-se concentrações extremamente elevadas de Zr, além de maior

fracionamento de ETRL (LaN/YbN=12 a 62). Anomalias positivas de Eu são típicas da fácies

alcalina no MSJC (Eu/Eu*=1,5-3,0), enquanto que em Umarizal as anomalias são negativas a

positivas (Eu/Eu*=0,5-1,2) (tabela 2.3). A afinidade alcalina é sugerida em diagramas

geoquímicos discriminantes (fig. 2.4), sendo que o diagrama K-Na-Ca (fig. 2.5) permite separar



23

as alcalinas de Umarizal e aquelas do MSJC, estas situando-se mais próximas à arestra K-Na, a

exemplo de suítes alcalinas descritas em outras partes do mundo (Martin et al. 1994), enquanto

que as primeiras são ligeiramente mais cálcicas (fig. 2.5).

A idade desse magmatismo ainda é pouco conhecida, sendo melhor representada

pelo granitóide de Umarizal através de datação Rb-Sr em rocha total, que forneceu 545 7 Ma

(1 ), ISr=0,7121 0,0002 e MSWD=0,67 (Galindo et al. 1993). Em virtude desse granitóide não estar

deformado, admite-se um alojamento pós-tectônico, sendo essa idade a de cristalização e

colocação do corpo. Para o plúton Serra do Algodão, o plote de três amostras em uma

isócrona Rb-Sr (rocha total), forneceu 529 54 Ma (1 ), ISr=0,7072 0,0003 e MSWD=0,60, podendo

representar sua idade de cristalização (R.S.C. Nascimento 1998).

2.6 - A Suíte Shoshonítica.

É representada por um corpo alongado na direção NE-SW, de aproximadamente 100

km2, aflorante no extremo NW do Maciço Rio Piranhas, denominado por Galindo (1993) de

Granitóide Quixaba. Caracteriza-se pela presença de duas fácies principais: uma de natureza

monzonítica (fácies Quixaba) (fig. 2.2) compreendendo cerca de 90% do corpo, e outra

monzodiorítica a quartzo monzodiorítica, esta última contendo rochas da suíte básica a

intermediária.

A fácies Quixaba possui textura grossa, com fenocristais euédricos de K-feldspato de até

4 cm, usualmente zonados. São rochas leucocráticas a mesocráticas, com plagioclásio

zonado, formando agregados de pequenos cristais de composição An18-14, além de cristais

maiores, isolados, com An38-16. O K-feldspato é a microclina pertítica, com o quartzo

xenomórfico e exibindo extinção ondulante. Anfibólio (hornblenda ferro-edenítica) e biotita são

os minerais máficos predominantes, sendo titanita, alanita, zircão, apatita, epídoto e ilmenita os

demais acessórios.

As rochas da suíte shoshonítica mostram uma restrita variação de SiO2 (58-60%) e

enriquecimento em álcalis (Na2O+K2O=8-11%), Fe2O3t (4-10%) e CaO (>3%). São rochas

metaluminosas, com razões A/CNK entre 0,82-0,94. Alguns elementos traços também são

abundantes, tais como Ba, Sr e Zr (valores acima de 1500, 300 e 600 ppm, respectivamente). Em

diagramas de Harker (fig. 2.3), nota-se correlação negativa para Fe2O3t, CaO, MgO, TiO2 e

P2O5, e correlação positiva para Na2O, K2O e Al2O3. Os elementos traços possuem

comportamento compatível para Sr, Y e Nb, enquanto que Rb, Zr e Ba são incompatíveis.

Observa-se um enriquecimento em TRL em relação aos TRP (LaN/YbN=12 a 28), e as anomalias

de Eu são discretas, oscilando entre positivas e negativas (Eu/Eu*=0,7-1,2) (tabela 2.3).

Semelhante às rochas básicas a intermediárias, a fácies Quixaba possui aspectos de rochas

shoshoníticas, plotando em campo transicionais entre cálcio-alcalino e alcalino (subalcalino?)



24

(fig. 2.4a e b). No diagrama K-Na-Ca, plotam paralelamente ao trend das séries cálcio-

alcalinas, sendo pouco mais evoluídas do que as rochas básicas a intermediárias.

Capítulo 3Problemas, Objetivos, Localização e Metodologia


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 3 - Problemas, Objetivos, Localização e Metodologia

25

CAPÍTULO 3

PROBLEMAS, OBJETIVOS, LOCALIZAÇÃO E METODOLOGIA

3.1 - Problemas e Objetivos.

A pesquisa bibliográfica apresentada nos capítulos anteriores demonstra a persistência

de alguns problemas referentes ao plutonismo alcalino que ocorre no Maciço São José de

Campestre. Dentre os pontos pendentes, destacam-se os seguintes:

. ausência de um estudo mais aprofundado das relações dessas plutônicas alcalinas

com as demais rochas magmáticas encontradas no MSJC;

. escassez de análises mais detalhadas da mineralogia dessas rochas, principalmente

no que concerne aquelas com minerais exóticos do tipo hedenbergita, aegirina-augita e

andradita;

. pouco entendimento dos processos petrogenéticos e das fontes envolvidas na

geração do magmatismo;

. necessidade de um melhor entendimento da deformação brasiliana no MSJC,

principalmente no que diz respeito ao modo de alojamento dos corpos alcalinos, embora seja

atualmente reconhecida a grande importância de estruturas transtracionais e transcorrentes;

. poucos dados isotópicos e geocronológicos.

Desta forma, a presente dissertação sintetiza os resultados obtidos em um mapeamento

geológico na escala de 1:25.000 (anexos 1, 2 e 3), abrangendo uma área com

aproximadamente 230 km2. O trabalho enfatiza o estudo petrológico do Plúton Caxexa e

rochas plutônicas associadas, com a finalidade de caracterizar a sua gênese e processos

evolutivos. São utilizadas informações obtidas a partir de dados litogeoquímicos, química

mineral, geocronológicos (Rb-Sr e Sm-Nd) e isotópicos (Sr e Nd) cuja integração permite uma

discussão sobre um modelo evolutivo para o plúton alcalino Caxexa.

Os trabalhos executados foram financiados pelos projetos “Granitogênese Brasiliana na

Faixa Seridó” e “Novas metas para um tema em continuidade: arquitetura e evolução crustal

da Faixa Seridó, e suas relações com domínios adjacentes”, ambos com o apoio do CNPq,

bem como do projeto “Aperfeiçoamento de tecnologia e formação de recursos humanos no

contexto de uma investigação sobre a estrutura crustal no Nordeste do Brasil

(CAPES/COFECUB)”. O Departamento de Geologia do Centro de Ciências Exatas e da Terra da

Universidade Federal do Rio Grande do Norte (DG/CCET/UFRN) contribuiu com a confecção

de seções delgadas, infra-estrutura laboratorial (bússolas, estereoscópios, microscópios



26

petrográficos, martelos, entre outros) e preparação de amostras para análises geoquímicas e

isotópicas (anexo 2). A orientação desta dissertação ficou a cargo do prof. Dr. Zorano Sérgio

de Souza e co-orientação do prof. Dr. Antonio Carlos Galindo, além da colaboração dos

professores Drs. Maria Helena de Freitas Macedo do DG/CCET/UFRN e Márcio Martins Pimentel

do Instituto de Geociências da UnB, da doutoranda Maria Helena Bezerra Maia de Hollanda

(IG/UnB) e do Dr. Koji Kawashita (CPGeo/USP).

3.2 - Localização da área e vias de acesso.

A área pesquisada situa-se na porção leste do Estado da Paraíba, abrangendo parte

dos municípios de Cacimba de Dentro, Barra de Santa Rosa e Casserengue (fig. 3.1). Está

geograficamente limitada pelas coordenadas 6 39’39”, 6 43’50” e 6 50’15”de latitude sul e

35 48’30”, 35 50’22” e 35 55’45” de longitude oeste. O acesso a mesma pode ser feito partindo

de Natal (RN) através da BR-101 até a entrada para Monte Alegre (RN), pelas RNs-002, 160, 003

e 093 chegando a Passa e Fica (RN). Já no estado da Paraíba toma-se a PB-105 até a cidade

de Casserengue. No interior da superfície estudada são utilizadas estradas carroçáveis e

caminhos que interligam lugarejos, fazendas e sítios.

3.3 - Metodologia empregada.

Para a confecção desta dissertação foram realizadas atividades envolvendo trabalhos

laboratoriais, alternados com trabalhos de campo. Inicialmente foi realizada uma pesquisa

bibliográfica com objetivo de obter um conhecimento prévio dos trabalhos já executados na

região. Efetuou-se ainda a interpretação de fotografias aéreas convencionais em escala

1:70.000 e imagens de satélite (escala 1:250.000) com o intuito de aprimorar e detalhar um

mapa litológico/estrutural prévio (M.A.L. Nascimento 1998). Procedeu-se, então, a coleta de

rochas encontradas na área, com ênfase nas plutônicas brasilianas e suas encaixantes

(gnaisses tonalíticos e micaxistos granadíferos), com vistas à preparação de seções delgadas

(anexo 1).

Um estudo petrográfico detalhado dos corpos plutônicos possibilitou o reconhecimento

de diferentes litologias, como também serviu para selecionar amostras para análises químicas

(rocha total e mineral) e isotópicas. Análises químicas de rocha total foram realizadas por

fluorescência de raio-X no Laboratoire de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude

Bernard I (Lyon, França), no Laboratório de Fluorescência de Raios-X do DG/UFRN (Natal), e no

Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques - CRPG/CNRS (Vandœuvre, França) e

por fonte gasosa de plasma (ICP) (CRPG/CNRS). Análises de química mineral foram realizadas

por microssonda eletrônica no Instituto de Geociências da UnB (Brasil) e na Universidade Blaise

Pascal (Clermont-Ferrand, França). Para a obtenção de dados isotópicos e geocronológicos,



27

as amostras foram inicialmente preparadas no Laboratório Intermediário de Geocronologia da

UFRN, com posterior dosagem no Laboratório de Geocronologia da UnB e no Centro de

Pesquisas Geocronológicas da USP. Detalhes das metodologias analíticas se encontram nos

respectivos capítulos.

Figura 3.1 - Mapa de localização da área mapeada, ilustrando as principais vias de acesso.

Parte 2

O Plúton Caxexa e Rochas

Plutônicas Associadas

Capítulo 4Mapeamento Geológico eLitoestratigrafia


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 4 - Mapeamento Geológico e Litoestratigrafia

29

CAPÍTULO 4

MAPEAMENTO GEOLÓGICO E LITOESTRATIGRAFIA

4.1 - Introdução e Metodologia.

As unidades litológicas mapeadas foram individualizadas por meio de critérios de

intrusão/inclusão (presença de apófises e xenólitos) e características estruturais (foliações e

lineações), originadas em diferentes épocas. O mapeamento envolveu o reconhecimento

preliminar dos litotipos estudados, tanto para o Plúton Caxexa e demais rochas plutônicas,

como também suas encaixantes (anexo 3), sendo então estabelecida uma seqüência

cronológica, caracterizada por três unidades litoestratigráficas principais, representadas da

base para o topo por: complexo gnáissico-migmatítico (compondo o substrato regional), por

vezes intensamente migmatizado; unidade metassedimentar (essencialmente micaxistos

granadíferos); e rochas plutônicas, nestas incluindo álcali feldspato granito (Plúton Caxexa),

anfibólio biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito, gabronorito a monzonito (suíte

básica a intermediária) e granitóide aluminoso (tipo-S).

Dados geocronológicos foram obtidos através dos métodos Rb/Sr (rocha total) e Sm/Nd

(rocha total + mineral) para o Plúton Caxexa (rochas alcalinas) e o granitóide aluminoso. A

seleção das amostras analisadas levou em conta fatores como: aspecto homogêneo,

ausência de alteração superficial, distância de pegmatitos e veios, e variações petrográficas

encontradas em cada litologia. A preparação mecânica das amostras, incluindo britagem,

moagem e separação dos minerais (clinopiroxênio, biotita e granada), foi realizada nos

laboratórios do DG/UFRN (setores de moagem, separador Frantz e microscopia). A preparação

química das alíquotas Rb/Sr e Sm/Nd foi executada, em parte, no Laboratório Intermediário de

Geocronologia da UFRN, bem como no Laboratório de Geocronologia da Universidade de

Brasília (UnB), com posterior dosagem realizada neste último laboratório e no Centro de

Pesquisas Geocronológicas do IG/USP (CPGeo). As leituras das alíquotas de Sr natural (SrN),

como ainda de todas as alíquotas de Sm e Nd, foram realizadas na UnB, no espectômetro de

massa MAT-262. Já as amostras que necessitaram de diluição isotópica (DI), nas quais utilizou-se

spike combinado Rb/Sr (Sales 1997), tiveram suas leituras efetuadas no espectômetro de massa

VG-354 do CPGeo. As técnicas utilizadas neste último laboratório são descritas em Kawashita et

al. (1974), enquanto que as do laboratório da UnB são referidas a Gioia & Pimentel (1997).

Foram utilizados os programas Pisog (Vlach 1989) e Isoplot (Ludwig 1990) para a confecção de

diagramas isocrônicos Rb/Sr e Sm/Nd. Os cálculos das idades para os métodos Rb/Sr e Sm/Nd

foram feitos de acordo com o proposto por Williamson (1968) e DePaolo (1988), com as



30

constantes de desintegração 1,42 x 10-11 anos-1 e 6,54 x 10-12 anos -1 (Steiger & Jäger 1977). Os

dados isotópicos de Sr e Nd encontram-se no capítulo de aspectos petrogenéticos (cap. 9).

4.2 - Arcabouço Litoestratigráfico.

A litoestratigrafia da área pesquisada está sintetizada na legenda do anexo 3. O

substrato regional é representado por um complexo gnáissico-migmatítico caracterizado por

conter estruturas antigas (deformação D1), além de correlações com dados da literatura. Ele é

formado por rochas intensamente gnaissificadas, em geral migmatizadas, de composição

granodiorítica a tonalítica. Micaxistos com lentes de calciossilicáticas capeiam aquele

substrato. As deformações D2 e D3 estão presentes em ambas as unidades. O corpo alcalino

Caxexa, principal alvo desta dissertação, encontra-se ao longo da interface milonítica (D3)

entre os micaxistos e o substrato gnáissico, exibindo feições do evento D3. Enxame de diques

de microgranitos estão alojados nas ortoderivadas do substrato gnáissico, e, em menor

quantidade, nos micaxistos. Na porção centro-sul da área, identifica-se um corpo granítico de

textura grossa, porfirítica, variavelmente deformado, com xenólitos de ortognaisses, o Plúton

Cabeçudo. Rochas básicas a intermediárias ocorrem como um grande corpo elíptico, na

porção centro-leste da área, representas por gabronoritos a monzonitos. Bordejando essas

rochas, notam-se efeitos térmicos nos contatos dos micaxistos, cuja fusão parcial origina

granitóides aluminosos (tipo-S). Finalmente, veios de quartzo e pegmatitos tardios em relação a

D3 estão alojados nas unidades anteriores.

4.2.1 - Complexo Gnáissico-Migmatítico.

Corresponde a unidade mais antiga da área, representada por rochas metaplutônicas

granodioríticas a tonalíticas, variavelmente gnaissificadas e migmatizadas. Injeções

pegmatíticas e/ou efeitos de zonas miloníticas contribuem para o aspecto bandado desses

gnaisses (foto 4.1). Padrões estruturais (deformações D1 e D2) contribuem para a sua definição

como a unidade mais antiga. Ocorrem nas porções norte, NE, leste e SE da área mapeada.

Em regiões de menor strain é possível reconhecer um bandamento gnáissico milimétrico

a centimétrico (S1) de alto grau, marcado por alternâncias de bandas máficas

(biotita+anfibólio) e félsicas (quartzo+plagioclásio), em geral retrabalhado pela foliação S2. A

superposição dessas duas fases de deformação gera uma trama plano-linear composta (S1+S2).

Essa estruturação, denominada D2, é reconhecida nos ortognaisses através da re-orientação

de anfibólio+biotita e quartzo+plagioclásio recristalizados. A foliação S1+S2, em geral, possui

direção NNE-SSW com caimento moderado para NNW (30-65 ). Associado a essa foliação,

desenvolve-se uma forte lineação de estiramento e/ou mineral (LX2), dada pela orientação de

quartzo recristalizado (ribbons) ou biotita ( anfibólio). Essa lineação apresenta baixo mergulho



31

(22-30 ) com caimento para WNW. A paragênese orientada segundo a foliação S2 é formada

por plagioclásio+anfibólio+titanita indicando a atuação da fácies anfibolito, o que é

corroborado pelo teor de anortita do plagioclásio (An23-27).

Nas proximidades do contato com os micaxistos e o granito porfirítico (região de alto

strain), as estruturas anteriores (S1+S2) encontram-se paralelizadas a uma estrutura gerada no

decorrer de uma tectônica extensional brasiliana (S3), demonstrada por intensas faixas

miloníticas. São encontrados diques de pegmatitos e granitos brasilianos (em especial, os

microgranitos) estirados na direção da foliação S3/C3, por vezes boudinados, devido a intensa

deformação. Feições de migmatização também são freqüentes, relacionadas à deformação

D3. Critérios cinemáticos desenvolvidos em alta temperatura são identificados nas rochas

miloníticas, revelando movimentação extensional, com topo para SSW, caracterizado por

assimetria dos augen de feldspatos nos ortognaisses. A paragênese anfibólio + plagioclásio

(An24-26), recristalizada na fase D3, indica que esta atingiu no mínimo a fácies anfibolito. A

presença de mobilizados quartzo-feldspáticos (foto 4.1) pode indicar também (mesmo que

localmente), um aumento na temperatura, ultrapassando a curva da anatexia. Isso deve-se,

provavelmente, à percolação de fluidos segundo os planos de cisalhamento D3. Um evento

retrometamórfico é sugerido pela presença de clorita + epídoto granular + mica branca nos

ortognaisses, caracterizado podendo relacionar-se ao aporte de fluidos relativamente mais

frios, ocorrido após o pico metamórfico de M3.

4.2.2 - Unidade Metassedimentar.

É representada por micaxistos, com raras lentes de calciossilicáticas. Constitui uma faixa

de metassedimentos posicionada sobre os ortognaisses do complexo gnáissico-migmatítico.

Alguns autores sugerem que essa faixa representaria uma fatia alóctone de micaxistos da Faixa

Seridó, tendo sido transportada e colocada sobre os ortognaisses (Trindade et al. 1993; Jardim

de Sá et al. 1993).

Os micaxistos possuem proporções variadas de biotita, quartzo e plagioclásio.

Encontram-se, localmente, concentrações de porfiroblastos de granada e estaurolita, além de

cordierita e andaluzita. Exibem uma xistosidade bandada (S2) paralela a uma estrutura mais

antiga (acamamento S0) (foto 4.2), principalmente na porção oeste da área (região de baixo

strain). Nesta região, a foliação S2 é de baixo ângulo (subhorizontal), paralelizada a S3,

assumindo mergulhos fortes quando aproxima-se do contato milonítico (45-60 ), também

envolvendo o Plúton Caxexa e os ortognaisses. Diversos critérios cinemáticos sugerem

cinemática extensional para essa faixa de micaxistos, exemplificadas por foliação S-C, boudins

sigmoidais (foto 4.3) e mobilizados quartzo-feldspáticos, onde a lineação LX3 encontra-se

subhorizontalizada (0-17 ), com caimento para SSW. O contato com as ortoderivadas é

marcado por zonas miloníticas (anexo 3).



32

Na porção leste da área, também se observam micaxistos, entretanto eles estão

fortemente migmatizados, gerando granitóides anatéxicos de difícil separação, em mapa, dos

seus protólitos metapelíticos (anexo 3).

4.2.3 - Plutonismo Brasiliano.

A área é palco de um intenso e variado magmatismo, separado por critérios de campo

e composicionais em cinco tipos distintos: álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa),

anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito, gabronorito a monzonito

(suíte básica a intermediária) e granitóide aluminoso (tipo-S). Essas rochas plutônicas truncam

foliações pretéritas (S1+S2), além do próprio contato milonítico entre os micaxistos e os gnaisses

(em especial, o Plúton Caxexa), todavia exibindo os efeitos dessa deformação, o que

corrobora o seu alojamento sintectônico ao evento D3.

4.2.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).

Ocorre como um corpo de geometria ímpar, tabular, alongado segundo orientação N-

S, com pequena inflexão para NE na porção norte do plúton (anexo 3). São rochas

hololeucocráticas, homogêneas, destacando-se fácies com fenocristais de granada (foto 4.4)

e clinopiroxênio visíveis a olho nu. Possui aproximadamente 50 km2 de área aflorante,

correspondendo à elevação topográfica da Serra da Caxexa (ou de Santa Luzia). Xenólitos

angulosos, de dimensões decimétricas a métricas, de micaxistos (especialmente nas partes SW

e sul do plúton) e ortognaisses (na parte NE), bem como soleiras e diques de álcali-feldspato

granito em micaxistos, a SE, e em ortognaisses, a leste, são freqüentes, comprovando o seu

caráter intrusivo. Na extremidade sul do corpo, o contato é realizado com os micaxistos, porém

no setor norte este contato se dá com ortognaisses do Complexo Gnáissico-Migmatítico.

Embora não muito proeminentes, efeitos de contato são marcados na diminuição de

granulação de micaxistos do contato oeste/SW e variação na atitude de estruturas planares

pré-Brasiliana (S2) de micaxistos, que se amoldam à geometria do corpo.

O plúton em tela apresenta tramas magmáticas plano-lineares definidas por orientação

de feldspato alcalino, quartzo e clinopiroxênio, as quais são concordantes com tramas

similares, referidas como D3 (S3, L3), do substrato gnáissico-migmatítico e do pacote

metapelítico. Por vezes é possível reconhecer um acamamento magmático nessas rochas

(foto 4.5). Em linhas gerais, as tramas plano-lineares têm direção aproximada N-S, vergando

para NNE-SSW no domínio NE do maciço (anexo 3). A trama planar S mostra vergências para

leste, com mergulhos moderados a subverticais para oeste, as últimas na zona de

cisalhamento sinistrógira do contato oeste. A trama linear (L ) possui direção N-S, exceto na



33

porção NE do corpo, e mergulhos subhorizontais. Fraturas e veios tardios de pegmatito e

quartzo são encontrados por todo o corpo granítico.

O regime extensional, acoplado à transcorrência sinistrógira, provavelmente

controlaram o alojamento deste plúton. A criação de espaço para a sua colocação pode ser

explicada através da geometria extensional a NW da Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos

(ZCRP), que originou cavidades em forma de cunha na interface entre os micaxistos e o

substrato gnáissico (M.A.L. Nascimento 1998; Jardim de Sá et al. 1999). O posicionamento do

plúton entre o substrato gnáissico e os micaxistos, bem como a imposição da trama D3

Neoproterozóica no maciço granítico, são argumentos sugestivos de intrusão sintectônica.

Veios de quartzo com mergulhos moderados, representando atividades hidrotermais tardias,

sugerem que a fase final de resfriamento do plúton envolveu episódios tangenciais,

extensionais, com topo para sul e NW, respectivamente nas porções sul e norte do plúton.

Resultados geocronológicos foram obtidos para o Plúton Caxexa com os métodos Rb/Sr

e Sm/Nd. Para o primeiro, foram analisadas seis amostras de rocha total representativas do

corpo alcalino (tabela 4.1). As variações nas razões Rb/Sr entre 0,09 e 0,53, proporcionaram

uma boa dispersão dos pontos, favorecendo a obtenção de um alinhamento (fig. 4.1a),

definindo uma idade de 460 3 Ma e razão inicial (ISr) de 0,70792 0,00004, porém com elevado

MSWD (=147,5). A exclusão da amostra MA-12 proporcionou um melhor ajuste dos pontos

(MSWD = 0,48), com idade de 536 4 Ma e ISr de 0,70746 0,00004 (fig. 4.1b). O fato de a

amostra MA-12 ter sido coletada próxima a veios de pegmatitos sugere que o seu desequilíbrio

isotópico pode ter sido provocado por fluidos magmáticos tardios.

Em princípio, o valor de 536 4 Ma é interpretado como a idade mínima para a intrusão

do Plúton Caxexa. Esta idade, em conjunto com a do Plúton Serra do Algodão (529 54 Ma;

R.S.C. Nascimento 1998), posiciona o magmatismo alcalino situado no MSJC com tendo

ocorrido no final do ciclo Brasiliano. Assim, é possível considerar que as rochas de natureza

alcalina do MSJC representam o limite geocronológico inferior para o magmatismo neste

maciço, ou alternativamente, reflitam o fechamento do sistema Rb/Sr após a cristalização das

mesmas.

Tabela 4.1 - Dados analíticos Rb/Sr em rocha total para o álcali-feldspato granito ( Plúton Caxexa).

Amostras Rb (ppm) Sr (ppm) Rb/Sr 87Sr/86Sr erro 87Rb/86Sr erro

MA-01* 146,5 1002,0 0,146 0,713255 0,000071 0,75940 0,00280 MA-12 76,0 143,0 0,531 0,717250 0,000050 1,53910 0,00020 MA-12A* 120,5 969,9 0,124 0,710024 0,000036 0,33920 0,00110 MA-21* 135,9 918,7 0,148 0,710141 0,000071 0,35020 0,00150 MA-23A 149,0 345,0 0,432 0,717014 0,000050 1,25070 0,00020 MA-166* 126,0 1407,3 0,090 0,709440 0,000064 0,25120 0,00080

* Análise por diluição isotópica ( spike combinado Rb/Sr).



34

Figura 4.1 - Isócronas Rb/Sr para as

rochas alcalinas do Plúton Caxexa,

com todas as 6 amostras em (a) e

sem a amostra MA-12 em (b).

Dados isotópicos Sm/Nd da amostra MA-01, incluindo rocha total, clinopiroxênio e

granada estão na tabela 4.2. Inicialmente, construiu-se uma isócrona Sm/Nd plotando apenas

a rocha total e o clinopiroxênio, obtendo-se a idade de 574 44 Ma. Uma maior dispersão da

razão 147Sm/144Nd (0,119-0,586) é observada na isócrona feita com rocha total e granada (que

é texturalmente posterior ao clinopiroxênio), mas a idade calculada não difere da anterior

(577 26 Ma). Juntando os pontos correspondentes a rocha total, clinopiroxênio e granada,

obtém-se a idade de 578 14 Ma e MSWD=0,37 (fig. 4.2).

A idade do conjunto rocha total + cpx + granada (fig. 4.2) de 578 14 Ma pode ser

interpretada como a estimativa mais adequada para o final da cristalização, ainda a altas

temperaturas (650-700 C), do Plúton Caxexa. Isto é corroborado pela textura poiquilítica da

granada e os mosaicos poligonais de feldspatos. Assim, a idade obtida pelo método Rb/Sr

representa, na verdade, a idade de fechamento isotópico deste sistema nas rochas alcalinas.



35

Tabela 4.2 - Dados analíticos Sm/Nd, em rocha total e mineral, para o álcali-feldspato granito (Plúton

Caxexa). Gran = granada; Cpx = clinopiroxênio.

Amostras Sm(ppm)

Nd(ppm) 147Sm/144Nd erro 143Nd/144Nd erro

TDM

(Ga)Nd

(578 Ma)

MA-01 RT 1,19 6,05 0,119600 0,0150 0,511271 0,0030 2,90 -21,03 MA-01 Gran 84,60 152,22 0,335970 0,0150 0,512090 0,0030 - - MA-01 Cpx 39,60 97,20 0,247500 0,0150 0,511753 0,0030 - -

Figura 4.2 - Diagrama isocrônico

Sm/Nd com rocha total e mineral

(clinopiroxênio + granada) para o

Plúton Caxexa.

4.2.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).

Na porção centro-sul da área, observam-se rochas com textura grossa, porfirítica, com

fenocristais de K-feldspato e plagioclásio, representando o Plúton Cabeçudo. Rochas

porfiríticas similares são encontradas no extremo sul da área, às vezes como pequenos diques.

Esse plúton apresenta menos de 10 km2 de rochas aflorantes, estando alojado próximo ao

contato milonítico entre os micaxistos e os ortognaisses (anexo 3). Compreende rochas

fortemente deformadas, com direção da foliação predominantemente NNE-SSW,

mergulhando forte para WSE (60-70 ). A lineação de estiramento tem baixo rake (15-20 ), com

caimento para NNE. Todavia, próximo ao contato milonítico com os micaxistos, apresenta-se

com forte caimento (60-65 ) para NW, e o mergulho da foliação muda para o quadrante NW.

Podem ter xenólitos de ortognaisses bastante deformados, com foliação prévia (S1+S2),

bem como diques e soleiras de biotita microgranitos. Enclaves máficos de composição diorítica

ocorrem como corpos alongados elípticos ou circulares (foto 4.6). O contato dos enclaves com

o granito porfirítico é difuso, podendo em alguns locais incorporar mecanicamente fenocristais

de K-feldspato, estabelecendo textura do tipo mingling. Essa feição sugere contrastes de

viscosidade e de temperatura entres esses dois tipos de magmas (básico e porfirítico). Suas

rochas apresentam variação na trama do tipo PFC (pre-full cristalization) para SPD (subsolidus

plastic deformation) (Hutton 1988), demonstrada através da orientação preferencial de

minerais tabulares (K-feldspato) até estiramento e/ou sombras de pressão em quartzo e K-

feldspato.



36

4.2.3.3 - Biotita microgranito.

Ocorre como diques e soleiras, de espessura decimétrica, alojados principalmente nas

ortoderivadas (foto 4.7) e com menor freqüênci a nos metassedimentos (foto 4.8), seguindo o

plano axial de dobras F3. Encontram-se distribuídos na porção central da área (anexo 3) e

subordinadamente na parte leste. Seu posicionamento tardio com relação às demais

plutônicas é evidenciado pela sua ocorrência como diques nos plútons Caxexa e Cabeçudo.

Em alguns afloramentos, todavia, reporta-se o caráter intrusivo de álcali-feldspato granito em

microgranito porfirítico (MA-249), sugerindo a existência de uma geração volumetricamente

subordinada de microgranito prévia com respeito ao Plúton Caxexa. Outra alternativa

igualmente possível é que este tipo microporfirítico representa uma fácies precoce do próprio

Plúton Caxexa.

Os microgranitos possuem uma forte orientação definida por estiramento de K-feldspato

e quartzo, refletida numa lineação subhorizontal direcionada E-W. Esses diques e soleiras estão

sempre orientados segundo a direção NNE, e tal como no Plúton Caxexa, os microgranitos

também são cortados por veios de pegmatito e quartzo. Essas rochas exibem tramas do tipo

SPD (Hutton 1988), denotada por estiramento de quartzo e K-feldspato. Entretanto, é possível

identificar texturas magmáticas (tipo PFC), evidenciada pela natureza globular de fenocristais

de quartzo.

4.2.3.4 - Gabronorito a monzonito (Suíte básica a intermediária).

As rochas dessa suíte ocorrem como um grande corpo elíptico na porção leste da área

(anexo 3), com eixo maior de 9 km, enquanto que o eixo menor possui aproximadamente 3 km,

perfazendo 27 km2 de área. Uma das feições marcantes é a sua ampla variação

composicional, incluindo termos que vão de gabronoritos a monzonitos. Entretanto, o

predomínio maior são das rochas mais diferenciadas (monzonitos). Estas apresentam textura

equigranular média a grossa (foto 4.9), contendo cristais de K-feldspato dispersos em uma

matriz rica em piroxênios (orto e clino), biotita e raro anfibólio. Os termos menos evoluídos são

de textura fina, ocorrendo como enclaves elípticos nas fácies mais diferenciadas. Xenólitos

arredondados de micaxistos são freqüent es nas bordas do plúton em lide.

Em geral, são rochas isotrópicas, porém é possível notar na porção central do corpo um

acamamento magmático, cuja foliação tem direção NE-SW e caimento moderado (45 ) para

NW (anexo 3). Apesar da ampla distribuição espacial, as rochas aqui estudadas não estão

associadas aos anfibólio-biotita granitos nem aos álcali-feldspato granitos, dificultando a

correlação entre elas. Pelo menos o seu caráter intrusivo em micaxistos é comprovado pela

presença de megaxenólitos ou soleiras de gabronoritos (anexo 3).



37

4.2.3.5 - Granitóide Aluminoso (Tipo-S).

Bordejando a suíte básica a intermediária, encontram-se micaxistos fortemente

migmatizados, delineados por diversos corpos seguindo o contorno do plúton básico a

intermediário (anexo 3). A fusão parcial in situ dos micaxistos origina granitóides aluminosos,

contendo granada, andaluzita, biotita e muscovita. Esses granitóides anatéxicos podem

preservar restitos de micaxisto (foto 4.10), por vezes com bandas de calciossilicáticas intactas.

Em geral, são rochas leucocráticas a mesocráticas. Em vários locais, é possível distinguir uma

fácies rica em granada e andaluzita e pobre em quartzo + feldspatos, e outra com menos

granada.

Uma isócrona mineral foi obtida usando-se granada e biotita da amostra MA-212

(tabela 4.3). O resultado indica uma idade de 574 67 Ma e MSWD de 2,69 (fig. 4.3). Esse valor

pode ser considerado como a idade do evento metamórfico que afetou os micaxistos, ou

alternativamente, o momento da intrusão da suíte básica a intermediária. A idade aqui obtida

é semelhante às de rochas metapelíticas de alto grau e granitos anatéxicos na região, com

idades calculadas de 578 25 Ma e 574 2 Ma (U/Th/Pb em monazitas e Sm/Nd em granada,

respectivamente; Z.S. Souza inédito), o que caracteriza uma ampla extensão geográfica do

evento metamórfico de alta temperatura e provável magmatismo cronocorrelato.

Tabela 4.3 - Dados analíticos Sm/Nd em rocha total e mineral da amostra MA-212 no granitóide

aluminoso. RT = rocha total, Gran = granada e Biot = biotita.

Amostras Sm(ppm)

Nd(ppm) 147Sm/144Nd erro 143Nd/144Nd erro

TDM

(Ga)Nd

(574 Ma)

MA-212 RT 5,73 27,24 0,116952 0,0150 0,512308 0,0030 1,23 -0,76 MA-212 Gran 6,47 19,70 0,198400 0,0150 0,512634 0,0030 - - MA-212 Biot 15,13 83,24 0,109878 0,0150 0,512317 0,0030 - -

Figura 4.3 - Diagrama isocrônico

Sm/Nd com rocha total e mineral

(biotita + granada) para a amostra

MA-212 (granitóide aluminoso).

Capítulo 5Aspectos Petrográficos e Texturais das Rochas Plutônicas


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 5 - Aspectos Petrográficos e Texturais das Rochas Plutônicas

41

CAPÍTULO 5

ASPECTOS PETROGRÁFICOS E TEXTURAIS DAS ROCHAS PLUTÔNICAS

5.1 - Introdução.

Este capítulo enfoca as características petrográficas das rochas plutônicas, tanto com

relação aos seus aspectos macroscópicos, considerando texturas e estruturas, como também

aspectos microscópicos, feições mineralógicas e microtexturais. Para a caracterização de

propriedades óticas, identificação mineral e de microtexturas, foram utilizados os textos básicos

de Phillips (1980), Deer et al. (1966, 1982, 1996), Roubault (1982) e Hibbard (1995).

Na classificação petrográfica, foi empregada a terminologia proposta por Streckeisen

(1976), com o plote dos valores modais de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio no

diagrama Q-A-P. Para uma melhor identificação das possíveis fácies e/ou subfácies, usou-se o

diagrama Q-(A+P)-M do mesmo autor. Esses valores modais (tabela 5.1 a 5.5) foram obtidos a

partir da contagem de pontos (em média 1000 pontos por seção), com o auxílio do contador

de pontos tipo Swift modelo F. Para uma melhor identificação das litologias, os minerais

máficos, quando presentes em quantidade superior a 5%, aparecem na ordem crescente de

abundância, precedendo o nome da rocha. De acordo com os diferentes padrões texturais

encontrados nas fases minerais, adotou-se uma seqüência numérica (1, 2, 3 etc.) para

diferenciar esses minerais. As simbologias NX e N//, encontradas nas fotomicrografias,

representam nicóis cruzados e paralelos, respectivamente.

5.2- Aspectos Gerais e Nomenclatura.

O estudo petrográfico das rochas plutônicas foi efetuado a partir de um total de 53

seções delgadas, sendo 16 para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), 8 para o anfibólio-

biotita granito (Plúton Cabeçudo), 14 para o biotita microgranito, 9 para as rochas básicas a

intermediárias e 6 para o granitóide aluminoso. Para a nomenclatura das rochas plutônicas,

utilizaram-se as terminologias propostas por Streckeisen (1976) e Le Maitre (1989).

De acordo com o diagrama da figura 5.1, as rochas do Plúton Caxexa são

representadas exclusivamente por álcali-feldspato granitos, em virtude do caráter albítico (An0-

2) do plagioclásio. Observa-se que a mineralogia máfica nunca ultrapassa os 10% modais,

classificando essas rochas como hololeucocráticas. Essa composição é praticamente idêntica

a de rochas alcalinas associadas à Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP), descritas

por R.S.C. Nascimento (1998) e Nascimento et al. (1999b).



42

Figura 5.1 - a) Diagrama Q-A-P e Q-A+P-M (Streckeisen 1976) com os campos das séries magmáticas, de

acordo com Lameyre & Bowden (1982) para as rochas plutônicas aqui estudadas. b) Diagrama

classificatório Pl-Px-Hb (Le Maitre 1989), para os termos menos diferenciados das rochas básicas a

intermediárias.

Legenda: 2. álcali-feldspato granito; 3b. monzogranito; 4. granodiorito; 5. tonalito; 8. monzonito; 9.

monzodiorito/monzogabro; 10. diorito/gabro. tr. trondhjemítico; th. tholeítico; calc. cálcio-alcalino; mz.

monzonítico; al. granitóides aluminosos em províncias alcalinas; alc. alcalino; mob. mobilizados crustais.

As rochas do Plúton Cabeçudo plotam no campo de monzogranitos, com algumas

amostras plotando como granodioritos (fig. 5.1a). A mineralogia máfica é bastante variada,

oscilando entre 13,2 a 54,3%, desta forma, caracterizando essas rochas como leucocráticas a

mesocráticas. Os diques e soleiras de microgranitos representam anfibólio-biotita



43

monzogranitos, com algumas amostras plotando no campo de granodioritos, semelhante o

que ocorre para as rochas porfiríticas. Há uma pequena variação na quantidade de minerais

máficos (2,9-13,4%), o que permite classificá-las como rochas hololeucocráticas a

leucocráticas.

As rochas da suíte básica a intermediária quando plotadas no diagrama Q-A-P

apresentam uma variação composicional gradativa, oscilando desde termos gabróides até

monzogabros e monzonitos (fig. 5.1a). As que plotaram no campo dos dioritos/gabros foram

submetidas ao diagrama 5.1b, com a finalidade de classificá-las mais apropriadamente. Neste

caso, elas são gabronoritos, principalmente devido a sua baixa quantidade de anfibólio, em

média nunca ultrapassando os 3% modal. As rochas básicas a intermediárias apresentam

como minerais máficos principalmente piroxênios e biotita, chegando a atingir 35% nas rochas

mais diferenciadas e 43% nas menos evoluídas. Desta forma, em termos de índice de cor elas

são melanocráticas a leucocráticas.

As rochas aluminosas (tipo-S), que são pobres em feldspato alcalino, classificam-se

como tonalitos, no diagrama Q-A-P (fig. 5.1a). A grande quantidade de minerais máficos, em

especial biotita e granada, confere a essas rochas um caráter mesocrático, com apenas uma

amostra plotando no campo dos tipos leucocráticos (fig. 5.1a).

Sintetizando, os dados petrográficos permitem distinguir claramente a suíte básica a

intermediária, os álcali-feldspato granitos e os granitóides aluminosos, em termo de seus

conteúdos relativos em quartzo e feldspatos (fig. 5.1a). As rochas do Plúton Cabeçudo e os

biotita microgranitos são modalmente indistintas no diagrama Q-A-P (fig. 5.1a). Estes dois

últimos grupos podem, todavia, ser distinguidos pelo total de minerais máficos (maior no Plúton

Cabeçudo) e conteúdo de anfibólio (raros ou ausentes nos biotita microgranitos).

5.3- Descrição Petrográfica.

5.3.1 - Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).

Macroscopicamente, não há variações faciológicas proeminentes neste plúton.

Predominam rochas hololeucocráticas, de composição álcali granítica (fig. 5.1a), textura

equigranular, coloração cinza esbranquiçada a rósea, e granulação fina a média. De

ocorrência localizada, registram-se bandas esverdeadas, de espessura milimétrica a

centimétrica, enriquecidas em clinopiroxênio, formando por vezes um acamamento

magmático, bem como nódulos milimétricos de granada vermelho-amarelada.

Volumetricamente subordinadas e sem localização preferencial ao longo do maciço,

destacam-se as seguintes fácies: i) tipos com textura média, inequigranular, microporfiríticos,

com fenocristais milimétricos de feldspato alcalino, ocorrendo como soleiras ou diques

(truncam em baixo ângulo tramas de litologias prévias) de espessura decimétrica a métrica nos



44

leucogranitos alcalinos descritos acima, ou em micaxistos e ortognaisses do substrato; ii) tipos

de textura inequigranular, com fenocristais globulares de quartzo cinza-azulado em uma matriz

fina, homogênea; iii) duas gerações de diques de pegmatito médio a grosso, de composição

álcali granítica (com turmalina), a mais antiga anterior aos microgranitos, e outra posterior,

sendo que todas as fácies apresentam as mesmas tramas lineares magmáticas.

A composição modal (tabela 5.1) e as texturas das rochas que compõem o maciço em

questão são bastante homogêneas, em acordo com seus aspectos macroscópicos. A

mineralogia essencial é representada por feldspatos (microclina e albita) e quartzo, os quais

perfazem entre 90,2% e 99,0% do conjunto de minerais, enquanto as fases máficas variam entre

1,0% e 9,8%. O mineral máfico dominante é o clinopiroxênio, que pode atingir 7%, ocorrendo

ainda os acessórios titanita, granada (atinge 4% em algumas amostras), opacos, allanita, zircão

e apatita. Algumas amostras de borda do corpo mostram maior proporção de minerais

secundários (sericita, carbonato) provenientes de alteração de feldspatos e clinopiroxênio.

A textura observada é normalmente equigranular a ligeiramente inequigranular, com

freqüentes mosaicos poligonais de feldspato al calino e albita. Via de regra, os grãos de

feldspatos e quartzo possuem formas alongadas ou definem laminações que produzem uma

trama planar em praticamente todas as amostras. Nas rochas contendo granada, observa-se,

adicionalmente, a textura esquelética deste mineral.

A microclina ocorre como cristais subédricos a anédricos, em parte micropertíticos (tipo

filetes), localmente com geminação segundo a lei albita-periclínio, associada a restos de

geminação Carlsbad, podendo evidenciar transformação ou reequilíbrio subsolidus de

feldspato potássico monoclínico de mais alta temperatura (ortoclásio), para feldspato triclínico

de mais baixa temperatura (microclina). Possui dimensões de até 2,5 mm, além de

microfraturas preenchidas por carbonatos e inclusões de plagioclásio, titanita e clinopiroxênio.

No tocante ao plagioclásio, é possível reconhecer dois tipos texturais, conforme segue.

O PL1 corresponde àqueles inclusos nos cristais maiores de microclina; apresenta formas

subédricas, geminação polissintética e dimensões de até 0,4 mm, e estimativa do teor em

anortita (método Michel-Lévy) inferior a 4%. O PL2 (albítico An0-2, dados de microssonda),

encontra-se na matriz da rocha, exibindo morfologia subédrica a anédrica, também com

geminação polissintética, tamanho variando de 0,2 a 0,7 mm, contendo inclusões de zircão,

titanita e apatita.

O quartzo ocorre como cristais anédricos, com dimensões entre 0,2 e 0,5 mm,

apresentando extinção ondulante e localmente desenvolvendo textura em mosaico poligonal.

Possui inclusões de zircão, titanita, apatita, opacos e plagioclásio, denotando sua

recristalização tardia.



46

O clinopiroxênio tem coloração verde acastanhada a verde escura, forte absorção,

ângulo de extinção (Zc) de 10-12° e elongaçã o negativa. Ocorre como grãos subédricos a

anédricos, em associação com cristais quadráticos de minerais opacos. Pode ter inclusões de

zircão. Análises com microssonda eletrônica (cap. 6) permitem distinguir dois tipos de

piroxênios: i) aegirina-augita - presente nas fácies cujas associações minerais não possuem

granada; ii) hedenbergita – observada nas rochas portadoras de granada (foto 5.1). Nas

proximidades de zonas de cisalhamento e bordas do plúton, verifica-se a maior abundância

de transformação do clinopiroxênio para carbonatos.

A granada é encontrada sob duas formas texturais. A primeira está associada com

hedenbergita, com a qual exibe contatos interdigitados ou interlobados, tem cor amarela

clara, hábito euédrico, e tamanho inferior a 0,6 mm. Nestes casos, sugere-se que a granada se

formou por reações envolvendo o clinopiroxênio (foto 5.1). O segundo tipo tem cor amarela

escura, hábito intersticial, esquelético ou em atol (foto 5.2), com freqüentes inclusões de

plagioclásio e quartzo, atingindo dimensões milimétricas, destacando-se do conjunto de outros

minerais. Composicionalmente, os dois tipos texturais são similares, verificando-se teores de 82-

88% mol de andradita, 3-6% de grossulária, 3-6% de espessartita e 1-6% de almandina (mais

detalhes no cap. 6).

A titanita é euédrica a subédrica, de tamanho inferior a 0,5 mm, tendo forma

losangular, cor castanha escura, podendo mostrar geminação simples; aparece como

inclusões em quartzo, Pl2 e microclina. Os minerais opacos são predominantemente magnetita,

encontrada como grãos subédricos de hábito quadrático e tamanho inferior a 0,4 mm. Um

outro tipo com borda de titanita deve representar ilmenita. Zircão e apatita definem cristais

euédricos, menores que 0,2 mm, encontrados como inclusões em quartzo, feldspatos e

clinopiroxênio.

A allanita é muito rara, sendo encontrada como cristais amarelo acastanhados,

zonados, euédricos a subédricos, comumente inclusos em quartzo, alcançando até 0,4 mm.

Carbonato e sericita são produtos de transformação de clinopiroxênio e plagioclásio, onde

preenchem fraturas ou se acomodam em planos cristalográficos e terminações destes

minerais.

5.3.2 - Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).

São rochas leuco a mesocráticas, de composição granodiorítica a granítica (fig. 5.1a),

textura média a grossa, com cristais de feldspato potássico medindo até 4 cm de eixo maior.

Em regiões de forte deformação, quartzo e feldspatos encontram-se estirados, definindo faixas

lenticulares. Os fenocristais estão dispersos em uma matriz de granulação fina a média e

coloração cinza escura, composta por níveis de quartzo+feldspato e anfibólio+biotita.

Macroscopicamente, é possível notar bordas recristalizadas de quartzo+feldspato ao redor dos



47

fenocristais de feldspato potássico. Bandas milimétricas, ricas em anfibólio+biotita e

quartzo+feldspato (com barras de quartzo), contornam os fenocristais de feldspato potássico,

gerando a textura augen. Biotita e anfibólio são os máficos principais, com titanita, opacos,

zircão e apatita como mineralogia acessória (tabela 5.2). Cristais de mica branca, clorita e

epídoto granular representam produtos de substituição de plagioclásio, biotita e anfibólio.

Tabela 5.2 - Composição modal representativa do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).

Plúton Cabeçudogranodiorito monzogranito

Minerais MA-272B MA-177A MA-160A MA-272A MA-175 MA-161A MA-271 MA-177B X

Qz 13,4 20,9 17,0 19,3 19,6 22,9 26,3 29,5 21,1 4,8 Pl 24,8 38,7 19,8 20,8 37,8 29,1 20,2 23,8 26,9 7,2 Kf 7,5 16,9 14,6 26,1 26,1 17,3 40,1 17,8 20,8 9,2 Bio 26,6 10,8 33,5 22,7 8,3 14,9 7,7 17,7 17,8 8,6 Anf 26,7 6,7 7,8 9,2 6,7 10,4 3,6 5,3 9,6 6,8 Tit 0,6 0,8 2,2 0,8 0,3 2,4 0,9 1,8 1,2 0,7 Alan - - Tr - - 0,2 Tr - Tr Epid Tr 2,1 3,0 - Tr 0,1 - 1,4 0,8 1,1 Op 0,1 1,5 0,7 0,1 1,0 1,6 0,6 2,1 1,0 0,7 Ac 0,2 - 1,1 0,7 - 0,9 0,4 0,5 0,5 0,4 Sec 0,1 1,6 - - Tr - - 0,1 0,2 0,5 Total 100,0 100,0 99,7 99,7 99,8 99,8 99,8 100,0 99,9 0,1 Q 29,3 27,3 32,9 29,1 22,6 33,0 30,4 41,5 30,8 5,1 A 16,4 22,1 28,3 39,3 31,6 24,9 46,3 33,5 30,3 9,0 P 54,1 50,6 38,4 31,3 45,6 41,9 23,3 25,0 38,8 10,1

M 54,3 23,5 48,3 33,5 16,3 30,5 13,2 28,9 31,1 13,4 Q’ 13,4 20,9 17,0 19,3 19,6 22,9 26,3 29,5 21,1 4,8 A+P 32,3 55,6 34,7 47,2 64,1 46,6 60,5 41,6 47,8 10,8

Legenda: Qz = quartzo; Pl = plagioclásio; Kf = feldspato alcalino; Bio = biotita; Anf = anfibólio; Tit = titanita; Alan = allanita; Epid = epidoto; Op = opacos; Ac = acessórios (zircão + apatita); Sec = secundários (mica branca + clorita); Q = quartzo; A = feldspato alcalino; P = plagioclásio; M = somatório de máficos; Q’ = quartzo; A+P = feldspato alcalino + plagioclásio; Tr = Traços.

Os cristais de microclina representam os augens e possuem tamanho de até 8 mm. São

fenocristais subédricos a anédricos com pertitas do tipo filetes e vênulas e geminação do tipo

albita-periclínio (foto 5.3), associada à Carlsbad, podendo indicar transformação de ortoclásio

para microclina. Há inclusões de plagioclásio, biotita e opacos. Nos contatos entre cristais de

microclina, forma-se textura mirmequítica do tipo bulbosa (Phillips 1980), como também nos

contatos com plagioclásio. Os cristais maiores e mais deformados possuem bordas com grãos

menores neoformados, semelhantes aos que ocorrem dispersos na matriz, com diâmetro menor

que 1 mm.

O plagioclásio (Pl1 - An22-28, dados de microssonda) é encontrado como cristais

subédricos a anédricos com tamanho inferior a 1,5 mm. Ocorre com geminação polissintética

contínua e localmente parcial, podendo ter zonação normal. Comumente mostra

transformação para epídoto granular, e pode existir como cristais inclusos na microclina. Um

outro tipo textural (Pl2 = An24-29) exibe textura poligonal e extinção ondulante de intensidade



48

variada, estando presente na matriz. O Pl3 é observado nos contatos com cristais de microclina,

representando mirmequitas, ou incluso nos cristais maiores de microclina.

Texturalmente são identificados três tipos de quartzo. O Qz1 refere-se aos grãos com

cerca de 1,5 mm de dimensão, anédricos e com extinção ondulante em bandas. Os cristais

menores (< 1,5 mm), representam o Qz2 e ocorrem recristalizados sob a forma de fitas (ribbons)

paralelas à foliação S3, também possuindo extinção ondulante. O Qz3 compreende as formas

vermiculares encontradas nas mirmequitas.

A biotita possui hábito lamelar, subédrico a anédrico e pleocroísmo intenso nas cores

castanho claro a escuro. Pode ter inclusões de zircão, opacos e titanita, e o contato com o

anfibólio é interdigitado, sugerindo uma cristalização ou recristalização simultânea entre esses

dois minerais. É possível reconhecer a alteração para clorita, associada à presença de finos

cristais de opacos ao longo dos planos de clivagem. Epídoto e titanita também podem ser

formados através da desestabilização da biotita e do anfibólio (foto 5.4).

O anfibólio é subédrico, com tamanho máximo de 1,2 mm, pleocroísmo variando de

verde escuro a verde acastanhado, ângulo de extinção (Zc) oscilando entre 24-31 e ângulo

2VX estimado em 70 , sugerindo ser um anfibólio do grupo das hornblendas. Pode ter inclusões

de titanita, zircão, opacos e apatita. É freqüente a transformação para clorita, epídoto e

opacos.

A titanita (Tit1) ocorre como cristais subédricos com tamanho inferior a 0,8 mm e cor

castanha clara, por vezes apresentando seções losangulares. Possui inclusões de opacos e está

inclusa em anfibólio, biotita, quartzo e feldspatos. É comum ter-se titanitas, denominadas de

Tit2, bordejando cristais de opacos, geradas por processo de esfenitização. Uma terceira

geração (Tit3) está relacionada à transformação de anfibólio+biotita, ocorrendo como cristais

menores que 0,3 mm. Os minerais opacos são subédricos, por vezes de forma quadrática,

seguindo a clivagem da biotita, e distribuídos aleatoriamente na matriz. Possuem tamanho

menor que 0,7 mm e estão inclusos em quartzo e feldspatos ou com coroas de Tit2 sendo

denominados de Op1 (foto 5.5). Os Op2 são anédricos, menores que 0,2 mm, e ocorrem como

produtos de transformação de biotita e anfibólio.

O epídoto ocorre sob duas formas distintas. O Ep1 compreende cristais subédricos,

subordinadamente euédricos, menores que 1,0 mm e com pleocroísmo variando em tons de

amarelo. Mostra extremidades arredondas, às vezes com geminação simples, podendo indicar

cristais magmáticos. O Ep2 é subédrico a anédrico, com tamanho inferior a 0,4 mm,

desenvolvendo-se a partir da transformação tardia de biotita (foto 5.4), anfibólio e plagioclásio,

claramente tratando-se de epídotos secundários. A allanita ocorre preferencialmente como

cristais subédricos, de tamanho menor que 0,4 mm, coloração amarelada, podendo ter

geminação simples ou estar parcialmente metamictizada..

O zircão e a apatita são euédricos, menores que 0,2 mm, exibindo seções prismáticas

alongadas com bordas arredondadas. Estão inclusos nos minerais essenciais da rocha, bem



49

como em biotita e anfibólio. Mica branca e clorita representam minerais de transformação de

plagioclásio e biotita, respectivamente.

5.3.3 - Biotita microgranito.

São rochas hololeucocráticas a leucocráticas, de composição monzogranítica (fig.

5.1a). Possuem coloração rósea ou acinzentada e textura equigranular fina, sendo o somatório

de minerais félsicos (microclina, plagioclásio e quartzo) superior a 90% (tabela 5.3). A biotita

representa o mineral máfico dominante, ocorrendo ainda titanita, anfibólio, allanita, opacos e

zircão como mineralogia acessória. Muscovita, epídoto e clorita representam produtos de

transformação tardi-magmática de biotita e anfibólio.

A microclina ocorre como cristais subédricos a anédricos, com tamanho atingindo até 4

mm. Exibe geminação albita-periclínio e textura pertítica venular ou em barras. Os cristais

maiores podem ter inclusões de biotita, quartzo, plagioclásio e titanita, dando um aspecto

poiquilítico à microclina.

Os plagioclásios são individualizados em três tipos texturais. O Pl1 apresenta-se como

grãos subédricos, inclusos nos cristais maiores de microclina, possuindo tamanho inferior a 0,4

mm e geminação polissintética. O Pl2 (An15-22, dados de microssonda) compreende os grãos da

matriz, sendo subédricos a anédricos, com tamanho que variam de 0,3 a 0,8 mm e portando

macla polissintética, às vezes associada à Carlsbad, e zoneamento normal. O Pl3 representa os

tipos mirmequíticos, desenvolvidos nos contatos entre Pl2 e microclina.

São identificados dois tipos texturais de quartzo. O Qz1 ocorre como cristais anédricos

com tamanho inferior a 0,8 mm e textura em mosaico poligonal. O Qz2 corresponde aos tipos

vermiformes encontrados na textura mirmequítica.

A biotita ocorre como cristais lamelares subédricos, de cor marrom clara a

avermelhada, freqüentemente inclusos em grãos de microclina, quartzo e Pl2. Como produto

de desestabilização de biotita, destacam-se muscovita, clorita e opacos. Os cristais de titanita

são subédricos e não ultrapassam 0,3 mm em tamanho, sendo encontrados como inclusões

em microclina, biotita, quartzo e Pl2 (Tit1) ou associados à transformação de minerais opacos

(Tit2).

O anfibólio é anédrico, não ultrapassando 0,5 mm, tendo como características óticas o

pleocroísmo verde escuro a verde acastanhado, ângulo de extinção (Zc) de 26-30 e 2VX de

65 , sugerindo tratar-se de um anfibólio do grupo das hornblendas (foto 5.6). Transformações

tardias desse mineral originam clorita, epídoto e opaco.

São identificados dois tipos texturais de opacos. O Op1 é subédrico, tem tamanho entre

0,2 e 0,4 mm, mostra bordas de titanita e está incluso em Pl2 e quartzo. O Op2 representa cristais



51

anédricos, formados a partir da desestabilização de biotita. A allanita é tabular, anédrica,

bastante metamictizada (foto 5.7), de cor amarela escura.

O zircão e a apatita são prismáticos curtos, euédricos, de cor castanha escura e incolor,

respectivamente, ambos com tamanho inferior a 0,2 mm. Estão inclusos em Pl2, microclina,

anfibólio e biotita. Mica branca (muscovita), epídoto granular e clorita representam cristais

anédricos com tamanho inferior a 0,4 mm, provenientes da alteração de biotita, plagioclásio e

anfibólio.

5.3.4. - Gabronorito a Monzonito (Suíte Básica a Intermediária).

As rochas da suíte básica a intermediária apresentam uma grande variedade

petrográfica, representando-se desde os termos gabronoríticos até os monzoníticos, mais

evoluídos (fig. 5.1a,b). No primeiro caso, constituem rochas mesocráticas a melanocráticas, de

textura fanerítica fina, com mineralogia essencial constituída de dois piroxênios, biotita,

plagioclásio e k-feldspato. Opacos, anfibólio, titanita, quartzo, apatita e zircão compreendem

as principais fases acessórias. Os termos mais diferenciados correspondem a rochas

leucocráticas a mesocráticas, com textura equigranular, variando de fina a média, contendo

maior quantidade de feldspato potássico e menos biotita (tabela 5.4).

O plagioclásio (An21-31; dados de microssonda) tem formas tabulares, curtas ou

alongadas, subédricas a anédricas, com dimensões variando de 0,4 a 2,0 mm. Possuem

geminação polissintética, por vezes associada a geminação do tipo Carlsbad, bem como

zonação normal. Em alguns cristais, é possível perceber alterações para saussurita nas suas

partes centrais, ou formação de carbonato em microfraturas. Ocorrem inclusões de zircão,

opacos, apatita, biotita e piroxênios.

A microclina ocorre mais abundantemente nas fácies mais diferenciadas, possuindo

formas subédricas a anédricas, e geminação albita-periclínio e/ou Carlsbad. Em alguns cristais,

observam-se texturas de exsolução pertítica. Fenocristais subédricos são comuns, podendo

atingir até 4,0 mm, com inclusões de titanita, biotita, piroxênios, e grãos de opacos. O quartzo é

anédrico, com forte extinção ondulante, podendo desenvolver barras lenticulares, sempre

com tamanho dos cristais não ultrapassando 0,3 mm.

O ortopiroxênio ocorre como cristais subédricos a anédricos, com dimensões entre 0,6 e

2,0 mm. Características tais como sinal ótico (biaxial negativo), ângulo 2VX ( 70 ), extinção reta

e cor marrom clara permitem distingui-lo do clinopirênio. Dados de microssonda (cap. 6)

permitem classificá-lo como ferrosilita. Em muitas ocasiões, o ortopiroxênio apresenta-se

transformado para anfibólio (foto 5.8), além de grãos irregulares de opacos. O clinopiroxênio

aparece como cristais de dimensões menores que 0,4 mm, às vezes com macla simples e

freqüentemente com borda de anfibólio. As ca racterísticas óticas observadas, do tipo



53

pleocroísmo em tons de verde, ângulo de extinção elevado (Zc = 38-43 ), sinal ótico positivo e

2VZ de 60 , permitem classificá-lo como fazendo parte da série diopsídio-hedenbergita.

O anfibólio tem cor verde escura a marrom, dimensões entre 0,5 e 1,0 mm, geminação

simples, ocorrendo preferencialmente como produto de transformação dos piroxênios (foto

5.8). Pode conter inclusões de titanita, opacos, zircão e apatita. Suas propriedades óticas

(cores de pleocroísmo verde clara a verde acastanhada, ângulo de extinção (Zc) de 25-30 e

elongação positiva) sugerem classificá-lo como do grupo das hornblendas.

A biotita aparece como cristais lamelares, subédricos a anédricos, de cor marrom

avermelhada, desenvolvendo contatos interdigitados e retos com os demais minerais

ferromagnesianos. As relações texturais sugerem que a biotita se formou posteriormente aos

piroxênios.

Os minerais opacos apresentam-se em dois tipos texturais distintos. Os Op1 representam

cristais euédricos a subédricos dispersos na matriz, atingindo até 0,3 mm de dimensão. Já os

chamados Op2 compreendem grãos anédricos, derivados da transformação de piroxênios,

biotita e anfibólio. A allanita encontra-se em pequena quantidade, tendo hábito subédrico,

cor amarelada e tamanho menor que 0,2 mm. A titanita1 é subédrica de dimensão inferior a 0,4

mm, inclusa em piroxênios e biotita ou relacionada à transformação desta.

Cristais de zircão ocorrem como grãos euédricos, com tamanho inferior a 0,2 mm,

incluídos em piroxênios, biotita, plagioclásio e quartzo. A apatita é encontrada como pequenos

cristais prismáticos finos ou na matriz da rocha, ou inclusos em plagioclásio e feldspato

potássico. Carbonatos e saussurita são encontrados como produtos de transformação tardia

do plagioclásio.

5.3.5 - Granitóide aluminoso (tipo-S).

São rochas leucocráticas a mesocráticas, de composição tonalítica (fig. 5.1a). A

grande quantidade de biotita encontrada em todas as amostras (tabela 5.5) permite

denominá-las de biotita tonalito. Como minerais acessórios mais importantes, citam-se granada

e andaluzita, que podem ser reconhecidos à vista desarmada ou com lupa de bolso (aumento

de 10x).

O plagioclásio (An20-24, dados de microssonda) ocorre como cristais subédricos a

anédricos, de tamanhos variados, atingindo até 1,5 mm, e geminação polissintética associada

ou não à Carlsbad. Há inclusões de biotita e de pequenos cristais de quartzo, além de ligeira

saussuritização de alguns grãos, são outras feições encontradas.

O quartzo compreende cristais anédricos, inferiores a 0,5 mm, com extinção ondulante.

Cristais maiores podem conter inclusões de biotita e granada. Alguns cristais de microclina são

identificados pela geminação albita-periclínio + Carlsbad.



54

A biotita tem tamanhos variados, podendo atingir até 2,5 mm de comprimento. Possui

forte pleocroísmo, com cores em tons de castanho, ocorrendo como inclusões em cristais

poiquilíticos de andaluzita e granada, podendo, por vezes, reter inclusões de zircão e

monazita. Algumas lamelas estão alteradas para clorita e filmes de cristais opacos ao longo da

clivagem ou nas terminações das biotitas (foto 5.9). Também se observam lamelas de

muscovita com hábito subédrico a euédrico e comprimento de até 1,0 mm, podendo ser

produto de transformação de biotita, ou primárias.

Tabela 5.5 - Composição modal representativa do granitóide aluminoso.

Granitóide aluminosotonalito

Minerais MA-187A MA-187 MA-212 MA-214A MA-234 MA-265 X

Qz 22,7 23,0 23,6 24,3 24,7 25,0 23,9 0,9 Pl 26,3 35,0 33,8 43,9 34,9 33,7 34,6 5,1 Kf 2,0 1,5 - 2,6 - - 1,0 1,1 Bio 41,7 29,0 35,9 26,0 35,0 34,3 33,7 5,0 And 3,6 Tr - - - 3,0 1,1 1,6 Gran - 7,5 1,5 - 2,5 2,0 2,3 2,5 Epid 0,3 Tr - - - - Tr Op 2,8 2,0 2,5 1,2 2,2 1,4 2,0 0,6 Ac 0,3 0,5 0,7 0,5 0,5 0,3 0,5 0,1 Sec 0,3 1,5 1,8 1,4 0,2 0,2 0,9 0,7 Total 100,0 100,0 99,8 99,9 100,0 99,9 99,9 0,1 Q 44,5 38,7 41,1 34,3 41,4 42,6 40,4 3,2 A 3,9 2,5 - 3,7 - - 1,7 1,7 P 51,6 58,8 58,9 62,0 58,6 57,4 57,9 3,1

M 49,0 40,5 42,6 29,2 40,4 41,3 40,5 5,8 Q’ 22,7 23,0 23,6 24,3 24,7 25,0 23,9 0,9 A+P 28,3 36,5 33,8 46,5 34,9 33,7 35,6 5,5

Legenda: Qz = quartzo; Pl = plagioclásio; Kf = feldspato alcalino; Bio = biotita; And = andaluzita; Gran = granada; Epid = epidoto; Op = opacos; Ac = acessórios (zircão + monazita + apatita); Sec = secundários (muscovita + clorita); Q = quartzo; A = feldspato alcalino; P = plagioclásio; M = somatório de máficos; Q’ = quartzo; A+P = feldspato alcalino + plagioclásio; Tr = Traços.

Pequenos cristais de granada (Gran1), com dimensões menores que 0,3 mm e hábito

subédrico, ocorrem inclusos em biotita, no entanto, o que mais se destaca nessas rochas são as

granadas denominadas de Gran2, as quais têm forma de atol, englobando vários cristais de

biotita (foto 5.10), quartzo e plagioclásio, caracterizando seu crescimento posterior aos outros

minerais.

A andaluzita é encontrada como cristais subédricos a anédricos (foto 5.9), atingindo até

3,0 mm, poiquilíticos, com abundantes inclusões de biotita, quartzo, opacos e plagioclásio.

Notam-se contatos interdigitados entre biotita e andaluzita, demonstrando o crescimento

tardio e simultâneo de ambas.

É possível individualizar dois tipos texturais de opacos. O Op1 compreende cristais

subédricos, retangulares ou quadráticos, atingindo até 0,3 mm de tamanho; e estão inclusos

em quartzo, biotita e andaluzita. O tipo Op2 representa cristais finos e alongados (<0,3 mm),



55

seguindo o plano de clivagem da biotita (foto 5.9). Pequenos cristais (<0,1 mm) de zircão e

monazita são encontrados inclusos em biotita, sendo distinguidos pelo hábito anedral e halo

pleocróico mais espesso no caso da monazita. Podem estar inclusos também em plagioclásio e

quartzo.

5.4 - Sinopse da Seqüência de Cristalização nas Suítes Estudadas.

De acordo com os contatos e inclusões observados entre as diferentes fases minerais, foi

possível interpretar a seqüência de cristalizaçã o de cada suíte de rochas plutônicas. Estas

informações são importantes para a correta dedução cronorelativa das condições

termobarométricas discutidas adiante (cap. 7). A figura 5.2 mostra a ordem de cristalização

para cada suíte pesquisada.

Figura 5.2 - Ordem de cristalização em diferentes estágios para as suítes plutônicas estudadas.

As fases minerais precoces comuns a todas as suítes estão representadas por zircão +

apatita + opacos1, ao passo que allanita e titanita1 somente não ocorrem no granitóide

aluminoso. Representando minerais magmáticos precoces, têm-se os dois piroxênios (ferrosilita

e diopsídio) na suíte básica a intermediária e clinopiroxênios (hedenbergita ou aegirina-augita)

no álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa). Na seqüência de cristalização de todas as suítes

ocorre plagioclásio1, com variados teores em anortita, indo desde termos ricos em albita até



56

oligoclásio cálcico. Por fim, encontra-se anfibólio precoce apenas no anfibólio-biotita granito e

no biotita microgranito.

Em um estágio tardi-magmático de alta temperatuta, são identificadas lamelas de

biotita em todas as suítes, exceto no álcali-feldspato granito. Cristais de granada são

encontrados no granitóide aluminoso e no álcali-feldspato granito, tendo composições ricas

em almandina e andradita, respectivamente. Representando produto de transformação dos

piroxênios, cita-se o anfibólio da suíte básica a intermediária.

Minerais relacionados ao estágio subsolidus de baixa temperatura, provavelmente

refletindo efeitos de fluidos tardios, são representados por clorita, mica branca e opacos2. Além

destes, tem-se o carbonato, encontrado apenas no álcali-feldspato granito e na suíte básica a

intermediária, e titanita2, observada nesta última suíte, no anfibólio-biotita granito e no biotita

microgranito.

Capítulo 6Química Mineral


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 6 - Química Mineral

59

CAPÍTULO 6

QUÍMICA MINERAL

6.1 - Introdução.

Com a finalidade de obter as composições químicas precisas das fases minerais mais

importantes das suítes plutônicas pesquisadas, foram selecionadas 3 seções delgadas do

Plúton Caxexa (álcali-feldspato granito) e uma das demais suítes. As análises foram realizadas

utilizando-se microssondas eletrônicas das universidades de Brasília (Brasil) e Blaise Pascal

(Clermont-Ferrand, França). Na primeira, usou-se o equipamento Cameca SX-50 com sistema

EDS acoplado, sendo as condições operacionais de 15 kV, corrente de 20 nA e tempo médio

de contagem de 10s para cada análise. No segundo laboratório, o equipamento utilizado foi

uma microssonda do tipo Camebax SX-100, com voltagem de 15 kV, corrente de 11 nA e

tempo de contagem de 10s para cada análise. Os resultados obtidos estão sumarizados nas

tabelas 6.1 a 6.7, com os resultados completos e mais detalhados colocados no anexo 4. Para

o cálculo das fórmulas estruturais foram aplicados os programas Minfile (Afiffe & Essene 1988) e

Norma (Ulmer 1993).

6.1.1 - Piroxênios.

A classificação dos piroxênios baseia-se nos critérios propostos por Morimoto (1988),

onde os mesmos são individualizados em quatro tipos: Ca-Mg-Fe (Quad), Ca-Na, Na e outros.

Inicialmente, utilizam-se os parâmetros Q (Ca+Mg+Fe+2) vs. J (2Na), com base no número total

de cátions nas posições octaédricas M1 e M2. Em seguida, utiliza-se o diagrama Q (Wo+En+Fs)-

Jd (jadeíta)-Ae (aegirina), para distinguir os piroxênios do tipo Quad dos demais. No caso de os

piroxênios plotarem no campo Quad, emprega-se o diagrama Wo-En-Fs, com a finalidade de

classificar os termos ricos em Ca-Mg-Fe.

A fórmula estrutural adotada em Morimoto (1988), tomando como base 6 átomos de

oxigênio e 4 cátions, é do tipo

MVI2 MVI1 TIV2 O6



60

O ortopiroxênio da fácies monzonítica da suíte básica a intermediária é pobre em Ca

(0,02-0,10) e Mg (0,50-0,55) e rico em Fe+2 (1,29-1,40). Utilizando os diagramas propostos por

Morimoto (1988), eles são classificados como do tipo Quad (Ca-Mg-Fe) (fig. 6.1a) e

enriquecidos em ferrosilita (fig. 6.1b), tendo a composição média En28Fs70Wo2 (tabela 6.1).

O clinopiroxênio encontrado nas rochas do Plúton Caxexa mostra uma variação

composicional de acordo com a paragênese máfica presente (tabela 6.1), semelhante ao

descrito para as rochas alcalinas associadas a Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (R.S.C.

Nascimento 1998; Nascimento et al. 1999a). Em rochas contendo granada e titanita, o

clinopiroxênio é mais enriquecido em Ca (0,82-0,87), Mg (0,16-0,27) e Fe+2 (0,53-0,64), e

empobrecido em Na (0,12-0,16), comparativamente ao clinopiroxênio com paragênese

máfica sem granada e apenas com titanita, onde o Ca possui valores de 0,55-0,58, o Mg de

0,10-0,19, o Fe+2 de 0,32-0,43 e o Na de 0,41-0,45.

Esta subdivisão composicional é bem clara nos diagramas de Morimoto (1988),

representados na figura 6.2, onde os tipos descritos anteriormente correspondem a

hedenbergita (composição média En13Fs37Wo50) e aegirina-augita, respectivamente. A figura

6.3a demonstra que o clinopiroxênio do tipo hedenbergita plota no campo dos piroxênios de

suítes metaluminosas saturadas em sílica (Bonin & Giret 1984), e segue a trajetória evolutiva de

clinopiroxênio cálcico segundo Aoki (1964). Isto é melhor visualizado na figura 6.3b, onde há

uma boa correlação linear entre os termos hedenbergita (Hd=Mn+Fe+2+Fe+3) e diopsídio

(Di=Mg+Ca+Al), e, portanto, uma troca significativa de Mg, Ca e Al por Mn, Fe+2 e Fe+3.



61

Tabela 6.1 - Médias de análises químicas representativas de ortopiroxênio da suíte básica a intermediária e de clinopiroxênio do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), com fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênios.

PiroxêniosOrtopiroxênio Clinopiroxênio

Básica a Intermediária Plúton Caxexa com granada sem granada MA-197A (n=7) MA-18 (n=6) MA-66 (n=11) MA-21 (n=8)

Elementos média média média média

SiO2 48,45 0,20 48,71 0,33 49,38 0,28 50,62 0,50TiO2 0,12 0,05 0,03 0,03 0,03 0,02 0,06 0,04 Al2O3 0,34 0,07 1,08 0,11 0,93 0,13 0,63 0,06 Cr2O3 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,00 0,00 FeOt 40,51 0,70 22,89 1,03 23,59 1,03 25,59 0,96 MnO 1,59 0,20 0,97 0,07 1,06 0,05 1,12 0,07 MgO 8,66 0,33 3,54 0,45 3,76 0,59 2,27 0,51 CaO 1,03 0,57 19,66 0,25 19,93 0,47 13,37 0,33 Na2O 0,02 0,01 1,65 0,05 1,82 0,13 5,66 0,19 K2O 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,11 Total 100,74 0,24 98,54 0,68 100,56 0,42 99,53 0,45

Si 1,975 0,005 0.966 0,011 1,953 0,010 1,972 0,010 AlIV 0,016 0,004 0,034 0,011 0,047 0,010 0,024 0,005 Fe+3 0,009 0,006 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,007 T = 2,0 2,000 - 2,000 - 2,000 - 2,000 -

AlVI 0,000 0,000 0,017 0,006 0,003 0,004 0,003 0,006 Fe+3 0,020 0,011 0,144 0,019 0,188 0,020 0,433 0,040 Ti 0,004 0,002 0,001 0,001 0,001 0,000 0,002 0,001 Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Mg 0,526 0,018 0,213 0,027 0,221 0,033 0,132 0,030 Fe+2 0,450 0,029 0,613 0,020 0,573 0,032 0,380 0,034 Mn 0,000 0,000 0,012 0,006 0,011 0,007 0,025 0,011 M1=1,00 1,000 - 1,000 - 1,000 - 0,987 -

Fe+2 0,901 0,024 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Mn 0,055 0,007 0,021 0,007 0,025 0,007 0,012 0,011 Ca 0,045 0,025 0,850 0,010 0,845 0,019 0,558 0,011 Na 0,001 0,001 0,129 0,004 0,140 0,010 0,428 0,015 K 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,006 0,005 M2=1,00 0,046 - 1,000 - 1,007 - 0,992 -

Total 3,046 - 4,000 - 4,007 - 3,992 -

Ca+Mg+Fe+2 1,920 0,010 1,676 0,019 1,637 0,023 1,070 0,046 2Na 0,003 0,002 0,258 0,008 0,281 0,019 0,856 0,030

Q 99,8 0,1 86,6 0,4 85,4 1,0 55,6 1,9 Jd 0,1 0,1 3,5 0,1 3,1 0,4 2,7 0,3 Ae 0,1 0,1 9,8 0,5 11,6 0,8 41,8 2,2

Wo 2,4 1,3 49,8 0,3 50,5 0,9 - - En 27,4 0,9 12,5 1,5 13,7 1,9 - - Fs 70,2 1,5 37,8 1,4 35,8 2,3 - -

Fe/(Fe+Mg) 0,82 0,01 0,87 0,02 0,86 0,02 0,92 0,02



62

Figura 6.3 - (a) Diagrama Di-Ac-Hd com o plote de clinopiroxênio das rochas alcalinas do Plúton Caxexa;

a área destacada em cinza compreende os piroxênios de suítes metaluminosas saturadas em sílica (Bonin

& Giret 1984) e a seta representa a linha evolutiva de clinopiroxênio rico em Ca (Aoki 1964); (b) Diagrama

Di-Hd evidenciando a substituição de Mg, Ca e Al por Mn, Fe+2 e Fe+3 para clinopiroxênio do tipo

hedenbergita.



63

6.1.2 - Anfibólios.

As médias de análises químicas de anfibólio da suíte básica a intermediária, anfibólio-

biotita granito (Plúton Cabeçudo) e biotita microgranito encontram-se na tabela 6.2. Observa-

se que todos os anfibólios analisados são ricos em CaO, com teores médios similares para o

anfibólio do Plúton Cabeçudo e biotita microgranito (11%) e ligeiramente menores para o

anfibólio da suíte básica a intermediária (10%). Os valores médios de MgO aumentam no

sentido suíte básica a intermediária (5,3%), Plúton Cabeçudo (7,0%) e microgranito (9,1%),

ocorrendo o contrário com o FeOt. Um enriquecimento relativo em Al2O3 e K2O e

empobrecimento em TiO2 se observa no anfibólio do Plúton Cabeçudo, ao passo que o

anfibólio da suíte básica a intermediária tem composições apostas.

Tabela 6.2 - Médias de análises químicas representativas de anfibólio do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito e suíte básica a intermediária, com fórmulas estruturais calculadas para 23 oxigênios.

AnfibóliosPlúton Cabeçudo Biotita microgranito Básica a Intermediária

MA-161A (n=5) MA-59 (n=4) MA-197A (n=5) Elementos média média média

SiO2 40,18 0,21 42,38 0,31 41,45 0,25TiO2 0,46 0,02 0,52 0,02 2,22 0,21 Al2O3 11,73 0,16 10,04 0,18 9,39 0,15 Cr2O3 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 FeOt 22,82 0,17 20,66 0,07 26,31 0,39 MnO 0,70 0,04 0,71 0,03 0,42 0,05 MgO 6,99 0,08 9,07 0,07 5,28 0,16 CaO 11,14 0,24 11,44 0,08 10,41 0,18 Na2O 1,46 0,10 1,55 0,05 1,62 0,08 K2O 1,51 0,25 1,36 0,09 1,20 0,16 H2O 1,93 0,01 1,97 0,00 1,91 0,01 Total 99,35 0,41 100,04 0,35 100,22 0,46

Si 6,252 0,013 6,470 0,033 6,506 0,035 AlIV 1,748 0,013 1,530 0,033 1,494 0,035 T = 8,00 8,000 - 8,000 - 8,000 -

AlVI 0,404 0,030 0,277 0,010 0,243 0,021 Ti 0,053 0,002 0,060 0,003 0,262 0,025 Cr 0,002 0,002 0,000 0,000 0,001 0,001 Fe+3 0,499 0,056 0,411 0,026 0,019 0,024 Mn 0,093 0,005 0,091 0,004 0,055 0,006 Mg 1,621 0,016 2,064 0,016 1,235 0,036 Fe+2 2,328 0,052 2,097 0,029 3,185 0,022 C = 5,00 5,000 - 5,000 - 5,000 -

Fe+2 0,142 0,031 0,129 0,013 0,250 0,028 Ca 1,858 0,034 1,871 0,012 1,750 0,029 B = 2,00 2,000 - 2,000 - 2,000 -

Ca 0,004 0,008 0,000 0,000 0,000 0,000 Na 0,441 0,029 0,458 0,014 0,494 0,027 K 0,299 0,050 0,264 0,018 0,240 0,032 A = (0,0-1,0) 0,745 0,058 0,722 0,026 0,733 0,029

Total 15,745 - 15,722 - 15,733 -

Mg/(Mg+Fe+2) 0,39 0,004 0,48 0,00 0,26 0,01



64

A classificação química dos anfibólios, de acordo com os critérios detalhados em Leake

et al. (1997), tem como base a fórmula estrutural geral para 23 oxigênios, sendo do tipo

AB2CVI5TIV8O22(OH2)

onde,

Quando a fórmula padrão é determinada, o anfibólio pode ser classificado em quatro

grupos, de acordo com os valores de (Ca+Na)B e NaB. Deste modo, os anfibólios estudados são

caracterizados como do tipo cálcico, ou seja, com CaB 1,5, (Na+K)A 0,5 e Ti < 0,5.

Aplicando-se, então, a relação Si vs. Mg/(Mg+Fe+2), estes anfibólios são do tipo hastingsita (AlVI

< Fe+3) no caso do Plúton Cabeçudo e biotita microgranito, e ferropargasita (AlVI Fe+3) a ferro-

edenita no caso da suíte básica a intermediária (fig. 6.4).

Figura 6.4 - Composição de anfibólio do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), do biotita

microgranito e da suíte básica a intermediária, de acordo com os parâmetros propostos por Leake et al.

(1997).



65

6.1.3 - Biotitas.

Foram analisadas biotitas da suíte básica a intermediária, do anfibólio-biotita granito

(Plúton Cabeçudo), do biotita microgranito e do granitóide aluminoso, com os teores médios

encontrados na tabela 6.3. A comparação química das biotitas corrobora a separação entre

as suítes magmáticas especificadas acima. De acordo com a tabela 6.3, tem-se um nítido

enriquecimento em Al2O3, bem como menor razão Fe/(Fe+Mg), em biotitas do granitóide

aluminoso. Por sua vez, a biotita da suíte básica a intermediária é claramente mais rica em TiO2,

bem mais pobre em Al2O3 e com maior razão Fe/(Fe+Mg) (tabela 6.3), que são características

também detectadas no anfibólio da referida suíte. Concernente ao par anfibólio-biotita

granito vs. biotita microgranito, a tabela 6.3 revela que a biotita do primeiro é relativamente

mais pobre em SiO2, TiO2 e MgO, porém mais rica em Al2O3.

Utilizando-se a composição catiônica, as micas estudadas podem ser classificadas

como trioctaédricas, ou seja, possuem 3 cátions bivalentes na posição Y (Deer et al. 1996) e

plotam no campo das biotitas (fig. 6.5). Aquelas da suíte básica a intermediária destacam-se

pela elevada razão Fe/(Fe+Mg), e as do granitóide aluminoso e do biotita microgranito, por

serem as menos e as mais silicosas, respectivamente. No diagrama AlIV vs. razão Fe/(Fe+Mg)

(fig. 6.6), as biotitas do Plúton Cabeçudo, biotita microgranito e granitóide aluminoso mostram

proporções aproximadamente iguais de moléculas de flogopita e anita, sendo as da suíte

básica a intermediária ricas em anita.

A fórmula estrutural para as micas, de acordo com Deer et al. (1966), pode ser escrita

como

X2Y4-6Z8O22(OH, F, Cl)2

onde, Z = Si+4, Al+3 e Fe+3 ( = 8,00);

Y = Al+3, Mg+2, Fe+2, Fe+3, Ti+4, Mn+3, Cr+3 e Li+1 ( = 6,00);

X = K+1, Na+1, Ca+2, Ba+1, Rb+1, Cs+1 ( = 2,00);

A fórmula é calculada com base em 22 oxigênios.

Figura 6.5 - Diagrama de classificação de

micas trioctaédricas de acordo com Deer et

al. (1966).



67

Figura 6.6 - Diagrama de classificação para as micas com

base na quantidade de AlIV e na razão Fe/(Fe+Mg),

conforme Speer (1984).

Alguns diagramas geoquímicos podem ser utilizados com o intuito de correlacionar a

composição da biotita com diferentes associações magmáticas. Nachit et al. (1985) emprega

o conteúdo dos cátions AlT e Mg para a distinção de suítes alumino-potássica, cálcio-alcalina,

subalcalina, alcalina e peralcalina, representadas na figura 6.7a. Já recentemente, Abdel-

Rahman (1994) usa como base as porcentagens em peso de Al2O3 e MgO (fig. 6.7b), definindo

os campos cálcio-alcalino, peraluminoso e alcalino. Deste modo, é possível verificar que as

biotitas do anfibólio-biotita granito e do biotita microgranito plotam no campo cálcio-alcalino,

ao passo que aquelas da suíte básica a intermediária plotam no campo subalcalino. Já as

biotitas do granitóide aluminoso situam-se no campo alumino-potássico (fig. 6.7a) ou na

transição cálcio-alcalino a peraluminoso (fig. 6.7b). A tendência alcalina de biotitas da suíte

básica a intermediária é ilustrada na figura 6.7b.

Figura 6.7 - Diagramas discriminantes para as biotitas das rochas plutônicas da área estudada: (a) - AlT vs.

Mg segundo Nachit et al. (1985); (b) - Al2O3 vs. MgO de acordo com Abdel Rahman (1994). Segue a

mesma legenda da figura 6.6.



68

6.1.4 - Plagioclásios.

Em virtude de problemas de amostragem, os plagioclásios aqui discutidos representam

apenas aqueles da matriz das rochas estudadas. As médias das análises de plagioclásios das

suítes plutônicas em foco encontram-se na tabela 6.4, sendo detalhadas no anexo 4. A figura

6.8 compara graficamente os teores em anortita dos plagioclásios das diferentes suítes. Nas

rochas básicas a intermediárias, os teores de anortita indicam oligoclásio cálcico ou

transicional a andesina (An21-31). Já os teores de anortita dos plagioclásios encontrados em

anfibólio-biotita granito, biotita microgranito e granitóide aluminoso permitem classificá-los

como oligoclásio (fig. 6.8).

Figura 6.8 - Representação comparativa de

plagioclásios do anfibólio-biotita granito

(MA-161A), biotita microgranito (MA-59),

suíte básica a intermediária (MA-197A) e

granitóide aluminoso (MA-187A).

Com respeito às rochas alcalinas, os plagioclásios analisados possuem composição

significativamente diferente dos descritos anteriormente. Eles correspondem a albita, notando-

se ligeiras diferenças de acordo com a paragênese máfica encontrada na rocha, a exemplo

dos clinopiroxênios descritos no ítem 6.1.1. Nas litologias em que ocorrem clinopiroxênio e

titanita, o plagioclásio apresenta composição de albita pura (fig. 6.9). Ainda que a

composição seja de albita, o teor de anortita é ligeiramente mais elevado (An1-2) quando

ocorre clinopiroxênio, titanita e granada A figura 6.10 mostra todas as análises plotadas no

diagrama Or-Ab-An, que permite distinguir claramente o plagioclásio do álcali-feldspato

granito (Plúton Caxexa) das demais suítes.



70

Figura 6.9 - Representação

esquemática para as diferentes

composições dos plagioclásios

encontrados no Plúton Caxexa, de

acordo com a presença ou não de

granada.

Figura 6.10 - Diagrama Or-Ab-An para os plagioclásios das suítes estudadas. Os dados completos

encontram-se no anexo 4.

As substituições do tipo ortoclásio-albita (K Na) e albita-anortita (Na Ca) explicam

as diferenças composicionais dos plagioclásios nas rochas alcalinas, modificando de acordo

com a paragênese máfica (R.S.C. Nascimento 1998; Nascimento et al. 1999a). Segundo esses

autores, os plagioclásios das rochas sem granada, menos cálcicos, não apresentam nenhum

desses tipos de substituições, que seriam observadas através de inclinação positiva ou

ausência de inclinação. No caso ora em lide, tem-se uma nítida correlação negativa K Na



71

(fig. 6.11a) para o plagioclásio de rochas com granada. Para aquelas sem granada, não é

possível afirmar se há ou não substituição K Na. Por outro lado, a figura 6.11b sugere a

existência de substituição Na Ca.

Figura 6.11 - Vetores de substituição para os plagioclásios encontrados no Plúton Caxexa. (a) Substituição

do tipo ortoclásio-albita e (b) Substituição do tipo albita-anortita. Os dados completos podem ser vistos no

anexo 4.

6.1.5 - Granadas.

Granadas são comuns principalmente em rochas metamórficas, entretanto podendo

ocorrer em granitos de natureza peraluminosa, cuja gênese se dá pela fusão de

metassedimentos, conhecidos com granitos tipo-S (stricto sensu). A presença deste mineral em

outras litologias está relacionada a alguma particularidade especial. É o que ocorre com as

rochas alcalinas do Plúton Caxexa, onde a granada representa um mineral atípico em

litologias desta natureza por toda a Província Borborema. A tabela 6.5 mostra médias de

análises químicas de granadas do álcali feldspato granito (Plúton Caxexa) e do granitóide

aluminoso, cujas discussões seguem abaixo.

As granadas identificadas no Plúton Caxexa podem ocorrer sob duas formas texturais:

(i) cristais euédricos ou subédricos, amarelo claros, associados parageneticamente à

hedenbergita, com texturas sugestivas de cristalização a partir desta; e (ii) cristais anédricos,

amarelo citrino, com textura intersticial ou esquelética, evidenciando uma cristalização tardia.

Este segundo tipo textural é mais comum, com as análises representadas na tabela 6.5.

Infelizmente não foi possível obter análises de granadas do tipo 1, impedindo maiores

comparações. Composicionalmente, são granadas ricas na componente andradita (84,7-

87,3%), com baixos Al2O3 (1,8-2,9%) e TiO2 (0,2-0,5%), tendo composição média

And86Gro4Esp3Alm2 (tabela 6.5 e fig. 6.12)



72

Tabela 6.5 - Médias de análises químicas representativas de granada do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) e granitóide aluminoso, com fórmulas estruturais calculadas para 24 oxigênios.

GranadasPlúton Caxexa Granitóide aluminoso

MA-18 (n=2) MA-66 (n=6) MA-187A (n=8) Elementos média média média

SiO2 40,36 4,94 35,49 0,17 36,37 0,26TiO2 0,21 0,12 0,46 0,64 0,03 0,02 Al2O3 1,77 0,54 2,93 0,66 21,14 0,11 FeOt 25,93 2,70 25,79 1,65 30,69 0,26 MnO 1,17 0,06 1,16 0,40 5,30 0,13 MgO 1,78 1,78 0,03 0,03 3,42 0,09 CaO 27,91 2,99 31,71 0,85 0,95 0,07 Na2O 0,45 0,45 0,04 0,04 0,06 0,03 Cr2O3 0,00 0,00 0,02 0,02 0,06 0,03 ZnO 0,06 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 Total 100,61 0,78 100,41 0,19 99,46 0,39

Si 6,512 0,545 5,918 0,046 5,889 0,024 Ti 0,026 0,015 0,057 0,080 0,004 0,003 AlIV 0,017 0,017 0,082 0,046 0,111 0,024 AlVI 0,325 0,100 0,493 0,093 3,923 0,022 Cr 0,000 0,000 0,003 0,003 0,006 0,005 Fe+3 3,172 0,332 3,484 0,211 0,193 0,039 Fe+2 0,141 0,141 0,093 0,087 4,140 0,024 Mn 0,161 0,015 0,164 0,057 0,727 0,019 Mg 0,413 0,407 0,008 0,007 0,825 0,018 Ca 4,869 0,709 5,664 0,126 0,163 0,013 Na 0,135 0,135 0,011 0,011 0,017 0,008 Zn 0,015 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 Total 15,786 - 15,977 - 15,998 -

Gro 2,17 2,17 5,73 5,15 0,00 0,00 Alm 2,34 2,34 1,92 1,31 70,70 0,34 Pir 7,87 7,77 0,13 0,14 14,08 0,26 Esp 2,85 0,06 2,75 0,94 12,41 0,36 And 84,77 3,20 87,73 5,99 2,81 0,20 Uva 0,01 0,01 0,08 0,09 0,00 0,00

Figura 6.12 - Composição das granadas para as

rochas alcalinas. Verificar o enriquecimento na

molécula de andradita.

A ocorrência mais comum da andradita é em calcários impuros que sofreram

metamorfismo de contato, e particularmente em depósitos de escarnito metassomático.



73

Todavia, também ocorre como resultado de metassomatismo relacionado com efeitos

térmicos de rochas ígneas ricas em Ca, tal como andesitos (Varet 1970; Gustafson 1974; Deer et

al. 1982; Ulrych et al. 1994). A sua origem está associada à transformação de clinopiroxênios

cálcicos, por meio da oxidação de Fe+2 para Fe+3 (Huckenholz 1969, equação 1), implicando

no aumento da fugacidade de oxigênio (Varet 1970; Robie et al. 1987; Moecher & Chou 1990,

equação 2).

[4CaFe+2Si2O6+2CaMgSi2O6] + O2 [CaFe+3(Fe+3Si)O6+2CaMgSi2O6] + Ca3Fe2+3Si3O12 + 4SiO2 (1)clinopiroxênio ferri-diopsídio andradita quartzo

9CaFe+2Si2O6 + O2 3Ca3Fe2+3Si3O12 + Fe3O4 + 9SiO2 (2) hedenbergita andradita magnetita quartzo

Por outro lado, R.S.C. Nascimento (1998), estudando granitos alcalinos da Zona de

Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP), sugeriu a introdução de íons de Ca+2 que, reagindo,

em meio oxidante com aegirina-augita, formaria andradita juntamente com magnetita e

quartzo, de acordo com a equação 3.

2CaFe+3Si2O6 + Ca+2 + 3O2 Ca3Fe2+3Si3O12 + Fe3O4 + SiO2 (3) aegirina-augita andradita magnetita quartzo

R.S.C. Nascimento (1998) fundamentou sua interpretação a partir da presença de

venulações com concentrações de andradita, a qual diminui em quantidade afastando-se

das vênulas. Portanto, ela admite uma origem metassomática para a geração da andradita

nos granitos alcalinos da ZCRP. Origem similar para granadas ricas em andradita associada a

complexos vulcânicos alcalinos também foi sugerida por Ulrych et al. (1994).

No caso do granito alcalino aqui estudado, não foram observadas venulações com

andradita, o que, em princípio, enfraquece a hipótese de origem metassomática deste

mineral. Por outro lado, o hábito esquelético e a associação paragenética com clinopiroxênio

e magnetita demonstra a formação tardia de andradita (cap. 5). De acordo com discussão

precedente, a andradita é interpretada como derivada da desestabilização de clinopiroxênio

em meio oxidante, havendo a alternativa da presença adicional de íons Ca+2 (equação 3).

Todavia, como a andradita em análise está associada com hedenbergita e não aegirina-

augita, consideramos na discussão que segue apenas as equações 1 e 2.

No caso das equações 1 e 2, não há necessidade de introdução metassomática de

Ca+2 ao final da cristalização do plúton. A comparação de análises químicas de rocha total

com e sem granada (cap. 8) não mostra diferenças significativas entre uma fácies e outra em

termos de Fe2O3t, CaO e TiO2. Inclusive, é na fácies sem andradita que se encontram as

amostras mais ricas em CaO, de modo que não há uma correlação direta entre presença de

granada e maior quantidade de CaO. Infere-se, daí, que a geração de andradita deve-se ao



74

reequilíbrio geoquímico do magma granítico alcalino sob condições particulares de

fugacidade de oxigênio. Neste sentido, a repartição geoquímica dos elementos envolve as

associações das fácies sem granada (aegirina-augita + titanita + plagioclásio An0) e com

granada (hedenbergita + titanita + andradita + plagioclásio An0-2). A titanita da primeira

associação é mais rica em Al2O3, CaO e Na2O e mais pobre em TiO2, em confronto com a

titanita da segunda associação. O balanceamento geoquímico dos elementos citados nesta

associação se dá com a formação de clinopiroxênio cálcico (hedenbergita), andradita (Al2O3,

CaO e TiO2) e plagioclásio ligeiramente mais cálcico (An0-2).

As granadas encontradas no granitóide aluminoso ocorrem sob duas formas texturais.

As do tipo 1, que representam os cristais maiores, têm hábito em atol, enquanto as do tipo 2

são de pequenas dimensões e inclusos em lamelas de biotita. As análises obtidas (tabela 6.5)

se referem ao primeiro tipo. Elas são enriquecidas em FeOt (31,9-32,2%), MnO (5,1-5,5%) e MgO

(3,3-3,5%) e empobrecidas em CaO (0,9-1,1%), tendo a composição média Alm71Pir14Esp12And3

(fig. 6.13). Não foram observadas zonações químicas nos cristais de granada.

Figura 6.13 - Composição das granadas do

granitóide aluminoso.

6.1.6 - Titanitas.

O vasto campo de estabilidade da titanita é responsável pela sua presença como um

dos principais minerais acessórios em rochas ígneas e metamórficas (Ribbe 1982). As titanitas

analisadas são aquelas de texturas sugestivas de cristalização magmática. Os dados analíticos

foram recalculados com base em 20 oxigênios (Deer et al. 1996), sendo os resultados

apresentados na tabela 6.6.

As titanitas do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e do biotita microgranito

possuem composições muito semelhantes entre si, sendo observadas apenas diferenças sutis

nos teores de TiO2 e CaO, que são maiores em titanitas do último. Por outro lado, as titanitas do

álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) mostram composições distintas dependendo da

associação máfica presente: i) as titanitas das rochas com andradita + hedenbergita são



75

empobrecidas em Al2O3, FeOt, CaO, Na2O e K2O e enriquecidas em TiO2; ii) as titanitas de

rochas sem granada e com aegirina-augita apresentam composições opostas àquelas citadas

acima. Como tendência geral, nota-se que as titanitas do Plúton Caxexa possuem teores de

Al2O3 e Ca+2 menores e de FeOt maiores do que as titanitas do Plúton Cabeçudo e do biotita

microgranito. Os valores absolutos dos óxidos Al2O3, CaO, FeOt e TiO2, especialmente Al2O3, são

inferiores aos determinados por Tulloch (1979) e Enami et al. (1993) para titanitas de

cristalização no estágio subsolidus ou tardi-magmáticas, onde os teores de Al2O3 superam 6%.

Isto corrobora a suposição anterior de que parte das titanitas são precoces na cristalização

magmática do Plúton Caxexa.

Tabela 6.6 - Médias de análises químicas representativas de titanita do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e biotita microgranito, com fórmulas estruturais calculadas para 20 oxigênios.

TitanitasPlúton

CaxexaPlúton

CabeçudoBiotita

microgranito MA-21 (s/ gran) (n=2) MA-66 (c/ gran) (n=3) MA-161A (n=4) MA-59 (n=2)

Elementos média média média média

SiO2 30,25 0,01 29,91 0,16 30,04 0,23 30,50 0,10TiO2 33,17 0,21 35,78 0,10 34,41 0,46 35,32 0,37 Al2O3 1,73 0,15 1,34 0,28 2,62 0,31 2,68 0,28 Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,01 0,00 0,00 FeOt 3,96 0,41 2,00 0,25 1,43 0,15 1,42 0,20 MnO 0,10 0,04 0,08 0,03 0,10 0,02 0,12 0,01 MgO 0,04 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 CaO 28,80 1,17 26,72 0,18 27,47 0,21 28,39 0,16 Na2O 0,17 0,01 0,08 0,04 0,02 0,02 0,11 0,09 K2O 0,09 0,09 0,01 0,01 0,03 0,05 0,05 0,05 Total 98,28 0,65 96,04 0,51 96,27 0,46 98,73 0,19

Si 4,020 0,009 4,036 0,007 4,012 0,002 3,972 0,004

Ti 3,316 0,013 3,632 0,005 3,456 0,015 3,458 0,009 Alt 0,268 0,005 0,212 0,011 0,412 0,012 0,412 0,011 Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 Fe+3 0,400 0,016 0,120 0,006 0,116 0,005 0,113 0,019 Y = 4,00 3,982 - 3,964 - 3,988 - 3,981 -

Fe+2 0,040 0,006 0,104 0,002 0,044 0,004 0,049 0,005 Mn 0,012 0,001 0,008 0,001 0,011 0,001 0,012 0,000 Mg 0,006 0,001 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 Ca 3,884 0,004 3,864 0,002 3,932 0,001 3,960 0,007 Na 0,044 0,001 0,020 0,002 0,004 0,001 0,026 0,006 K 0,016 0,004 0,001 0,002 0,005 0,002 0,008 0,002 X = 4,00 4,002 - 3,997 - 4,000 - 4,004 -

Total 12,004 - 11,997 - 12,000 - 11,957 -



76

6.1.7 - Opacos.

No anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e no biotita microgranito, os minerais

opacos ocorrem do seguinte modo (cap. 5): (i) cristais subédricos dispersos na matriz da rocha,

quimicamente identificados como magnetita; (ii) cristais anédricos, gerados a partir da

desestabilização de biotita e anfibólio. Em vários casos, tem-se o processo de esfenitização,

com a formação de coroas de titanita bordejando ilmenitas. Isso se deve a um processo de

metassomatismo a partir da reação entre um líquido residual com quantidades elevadas de

Ca+Si, cuja troca pelo Fe permite a formação de titanita + ilmenita (Haggerty 1981). Os opacos

do Plúton Cabeçudo e do biotita microgranito são tipicamente magnetitas de baixo titânio

(tabela 6.7).

Na suíte básica a intermediária, os opacos são texturalmente semelhantes aos descritos

anteriormente. Quimicamente, classificam-se como ilmenitas, caracterizadas pela elevada

quantidade de TiO2 (50,2-50,8%) e FeO (43,4-44,2%) e baixos teores nos demais óxidos (em

média <1,5%)(tabela 6.7).

Os opacos encontrados nas rochas do Plúton Caxexa são também individualizados em

dois tipos texturais, incluindo (i) cristais subédricos, e (ii) grãos subédricos a anédricos, originados

da alteração do clinopiroxênio. Análises químicas do primeiro tipo indicam tratar-se de

magnetitas (tabela 6.7). Nas rochas alcalinas associadas a ZCRP (R.S.C Nascimento 1998 e

Nascimento et al. 1999a), a mineralogia opaca também está representada por cristais

precoces de magnetita, todavia, são encontrados ainda cristais de ilmenita coroados por

titanita. A presença de magnetita precoce indica condições de alta fO2 já no início da

cristalização dessas rochas.

Capítulo 7Condições de Cristalização


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 7 - Condições de Cristalização

79

CAPÍTULO 7

CONDIÇÕES DE CRISTALIZAÇÃO

7.1 - Introdução.

A utilização de geobarômetros, geotermômetros e tampões tem como objetivo estimar

as condições de pressão, temperatura e fugacidade de oxigênio atuantes nos magmas. O

emprego correto destes parâmetros envolve duas premissas igualmente importantes: que a

assembléia mineral de interesse tenha alcançado o equilíbrio geoquímico; e que o sistema

não tenha se reequilibrado durante os estágios finais de cristalização/resfriamento magmático,

de subsolidus ou devido a ação de eventos termotectônicos posteriores. Diversos são os

geobarômetros, geotermômetros e tampões encontrados na literatura, onde a utilização dos

mesmos depende da natureza do magma e das associações minerais presentes. A qualidade

dos geobarômetros, geotermômetros e tampões para rochas graníticas permite a obtenção

parâmetros físicos que servem de vínculos para interpretação do nível de alojamento/intrusão

e condições de cristalização (P-T-fO2).

7.1.1 - Geobarometria.

Um dos geobarômetros mais utilizados no estudo de rochas granitóides refere-se a

quantidade de AlT na hornblenda. Este geobarômetro foi inicialmente sugerido por

Hammarstrom & Zen (1986) e Hollister et al. (1987) de maneira empírica, sendo a seguir

demonstrado experimentalmente por Johnson & Rutherford (1989) e Schmidt (1992). Os

primeiros realizaram análises em rochas vulcânicas, enquanto que o segundo utilizou tonalitos

com paragênese mineral formada por hornblenda, biotita, plagioclásio, ortoclásio, quartzo,

titanita e óxidos de Fe e Ti. Schmidt (1992) sugere a aplicação do geobarômetro em lide para

os casos onde o anfibólio contem Si com valores entre 5,9 e 7,5 pfu e Ca entre 1,0 e 1,9 pfu, os

resultados sendo confiáveis para um intervalo de pressões entre 2,5 e 13 kbar. A correlação

linear entre o AlT na hornblenda e a pressão, deduzida por Schmidt (1992) e Hollister et al.

(1987), obedecem à respectivas equações:

P ( 0,6 kbar) = - 3,01 + 4,76 AlTHb e

P ( 1 kbar) = - 4,76 + 5,64 AlTHb

O geobarômetro do AlT em anfibólio foi aplicado em amostras do anfibólio-biotita

granito (Plúton Cabeçudo), biotita microgranito e monzonito da suíte básica a intermediária.

Os resultados segundo Hollister et al. (1987) e Schmidt (1992) estão na tabela 7.1. As pressões

obtidas para o Plúton Cabeçudo (7,2 kbar) são comparativamente maiores do que as

calculadas para as outras suítes, com valores médios entre 5,3 kbar e 5,6 kbar. Todavia,



80

considerando-se os erros de aproximadamente 1,0 kbar e 0,6 kbar para os valores obtidos das

equações de Hollister et al. (1987) e Schmidt (1992), pode-se admitir que as pressões médias da

tabela 7.1 para as suítes analisadas se superpõem, embora o Plúton Cabeçudo mostre uma

tendência a ter pressões ligeiramente maiores. Pelo exposto, interpreta-se uma pressão de

cerca de 5-7 kbar para o reequilíbrio do AlT em anfibólio nesta porção do Maciço São José de

Campestre.

Tabela 7.1 - Valores de pressões calculadas para anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo),

biotita microgranito, suíte básica a intermediária e ortognaisses, considerando o

geobarômetro de AlT em hornblenda, segundo Schmidt (1992) e Hollister et al. (1987).

Litologia Análise AlTPressão ( 1 kbar)

Hollister et al. (1987) Pressão ( 0,6 kbar)

Schmidt (1992)

1 2,134 7,3 7,2 2 2,177 7,5 7,4

Plúton 3 2,088 7,0 6,9 Cabeçudo 4 2,178 7,5 7,4 (MA-161A) 5 2,183 7,6 7,4

média 2,152 7,4 7,2 0,037 0,2 0,2

1 1,828 5,6 5,7 Biotita 2 1,810 5,5 5,6

microgranito 3 1,751 5,1 5,3 (MA-59) 4 1,835 5,6 5,7

média 1,806 5,4 5,6 0,033 0,2 0,2

1 1,697 4,8 5,1 2 1,735 5,0 5,3

Monzonito 3 1,746 5,1 5,3 (Básica a 4 1,726 5,0 5,2

intermediária) 5 1,780 5,3 5,5 (MA-197A) média 1,737 5,0 5,3

0,027 0,2 0,1 1 1,825 5,5 5,7 2 1,877 5,8 5,9 3 1,776 5,3 5,4

Ortognaisse 4 1,860 5,7 5,8 (substrato) 5 1,897 5,9 6,0

(MA-20) 6 1,880 5,9 5,9 média 1,853 5,7 5,8

0,040 0,2 0,2

A ausência da associação mineral adequada impossibilita a aplicação do

geobarômetro em foco para o Plúton Caxexa. Contudo, o fato de o álcali-feldspato granito ser

intrudido por soleiras e diques de biotita microgranito serve indiretamente para interpretar

pressões semelhantes às obtidas para estes corpos.



81

7.1.2 - Geotermometria.

Diversos geotermômetros são utilizados na literatura com o objetivo de obter

temperaturas a partir de diferentes associações minerais, destacando-se os pares anfibólio-

plagioclásio (Blundy & Holland 1990), clinopiroxênio-ortopiroxênio (Kretz 1982), ortopiroxênio-

granada (Deer et al. 1996) e a saturação em Zr (Watson & Harrison 1983; Watson 1987).

O par anfibólio-plagioclásio utiliza a quantidade de AlIV existente no anfibólio

coexistente com plagioclásio em rochas saturadas em sílica. Blundy & Holland (1990)

mostraram que o principal vetor de mudança no anfibólio em função da temperatura reside

na molécula de tschermaquita [(Na -1)A(AlSi-1)T1], sendo baseada nas reações

edenita + 4quartzo tremolita + albita e

pargasita + 4quartzo hornblenda + albita,

sugerindo-se a equação

Na equação acima, Si representa número de átomos por fórmula (pfu), com P in kbar e

T em K. Para XAb > 0,5, o valor de Y = 0; já para X Ab 0,5, Y = - 8,06 + 25,5 (1-XAb)2. A temperatura

obtida corresponde à situação de equilíbrio geoquímico do par plagioclásio-anfibólio, com

precisão no intervalo de 35 C a 75 C. Este geotermômetro deve ser utilizado para

temperaturas entre 500 -1100 C, e assembléias com anfibólios contendo Si < 7,8 pfu e

plagioclásio com teor de anortita inferior a 92%. Como a maioria das rochas estudadas contêm

anfibólio em equilíbrio com plagioclásio e atendem às restrições propostas por Blundy &

Holland (1990), foram obtidas as temperaturas para o Plúton Cabeçudo, biotita microgranito,

suíte básica a intermediária e ortognaisses tonalíticos do substrato. Observa-se, então, que os

valores médios são muito semelhantes (743-759 C) para todas as suítes (tabela 7.2), tendo em

vista que os erros envolvidos nos cálculos são da ordem de 35 C a 75 C.

Um outro geotermômetro muito utilizado refere-se à saturação em Zr. O

comportamento do zircão no decorrer da geração e evolução de magmas crustais é

importante na compreensão de determinados aspectos geoquímicos dos magmas, já que ele

controla a distribuição de elementos traços (Y e os terras raras pesadas), e tem um papel

importante no estudo geocronológico (método U-Pb). O teor em Zr nas rochas pode ser usado

para estimar a temperatura de cristalização do zircão em líquidos saturados em Zr (Watson &

Harrison 1983). Partindo do princípio de que o coeficiente de partição do Zr entre cristal e

líquido é função da temperatura, esses autores estabeleceram diversas isotermas relacionando

a razão catiônica [M = (Na+K+2Ca)/(Al.Si)] vs. a concentração de Zr (em ppm) na rocha (fig.

7.1).



82

Tabela 7.2 - Valores de temperaturas calculadas para anfibólio-biotita granito

(Plúton Cabeçudo), biotita microgranito, suíte básica a intermediária e

ortognaisses, considerando o geotermômetro plagioclásio-anfibólio de Blundy &

Holland (1990).

Litologia Análise P (Kb) Si (Anf) XAb

Temperatura(35-75 C)

1 7,2 6,239 - 763 2 7,4 6,258 - 756

Plúton 3 6,9 6,274 - 759 Cabeçudo 4 7,4 6,246 0,76 758 (MA-161A) 5 7,4 6,244 - 758

média 7,2 6,252 - 7590,2 0,013 2

1 5,7 6,439 - 733 Biotita 2 5,6 6,460 - 730

microgranito 3 5,3 6,526 0,81 721 (MA-59) 4 5,7 6,457 - 729

média 5,6 6,471 - 7280,2 0,033 4

1 5,1 6,536 - 740 2 5,3 6,524 - 740

Monzonito 3 5,3 6,463 - 751 (Básica a 4 5,2 6,543 0,74 737

intermediária) 5 5,5 6,464 - 749 (MA-197A) média 5,3 6,506 - 743

0,1 0,035 51 5,7 6,547 - 742 2 5,9 6,509 - 746 3 5,4 6,583 - 738

Ortognaisse 4 5,8 6,528 - 743 (substrato) 5 6,0 6,512 0,69 744

(MA-20) 6 5,9 6,500 - 748 média 5,8 6,530 - 743

0,2 0,030 3

Figura 7.1 - Diagrama Zr vs. M com as isotermas

definidas por Watson & Harrison (1983). Em virtude das

rochas básicas a intermediárias possuírem valores de

M superiores a 2,5, as mesmas não foram plotadas

neste diagrama.



83

Considerando que o zircão formou-se precocemente nas suítes estudadas, é possível,

estimar a suas temperaturas mínimas de liquidus. Watson (1987) propôs o cálculo da

temperatura pela equação

onde Zr é a concentração de Zr (em ppm) na rocha.

A aplicação desta equação nas diversas amostras analisadas resultou nos dados da

tabela 7.3. Considerando os desvios relativos às médias de temperatura das suítes estudadas,

pode-se admitir que o Plúton Caxexa e o biotita microgranito possuem temperaturas de

saturação em Zr bastante semelhantes, da ordem de 800 C. Já o Plúton Cabeçudo e a suíte

básica a intermediária revelam claramente temperaturas mais elevadas, de cerca de 850 C e

960 C, respectivamente. Os valores citados são tomados como estimativas mínimas das

respectivas temperaturas de liquidus, haja vista ser o zircão um mineral acessório precoce em

todas as suítes pesquisadas.

Tabela 7.3 - Temperatura de saturação em Zr, de acordo com cálculos sugeridos por Watson (1987).

PlútonCaxexa

Zr (ppm)

T ( C)Watson (1987)

MA-01 91,10 745 MA-08 123,20 770 MA-08A 120,00 768 MA-12A 122,20 769 MA-18 139,60 781 MA-18A 139,90 781 MA-21 83,10 738 MA-23A 152,00 788 MA-66 153,00 789 MA-98 71,60 726 MA-99 93,50 747 MA-100 81,20 736 MA-102 138,00 780 MA-112 42,20 687

Média 109,57 757 (desvio) 31,76 27

PlútonCabeçudo

Zr (ppm)

T ( C)Watson (1987)

MA-25 285,00 846 MA-161A 317,00 856 MA-238A 335,00 862

Média 312,00 855 (desvio) 20,68 7

MicrogranitoZr

(ppm)T ( C)

Watson (1987)

MA-14A 135,60 778 MA-50 160,00 793 MA-59 191,00 809 MA-61 186,00 806 MA-165 370,00 872 MA-172 200,00 813

Média 207,10 812 (desvio) 75,96 29

Básica a Intermediária

Zr (ppm)

T ( C)Watson (1987)

MA-164A 598,00 923 MA-164B 1039,00 988 MA-186A 999,00 983 MA-197A 944,00 976 MA-198 569,00 917

Média 829,80 957 (desvio) 203,56 31

Os dados termobarométricos das tabelas 7.1, 7.2 e 7.3 encontram-se em parte

representados na figura 7.2. Uma ressalva é que a ausência de anfibólio no Plúton Caxexa



84

impediu a determinação da pressão. No conjunto, nota-se que as temperaturas deduzidas a

partir do par plagioclásio-anfibólio em biotita microgranito (MA-59), anfibólio-biotita granito

(Plúton Cabeçudo - MA-161A) e monzonito da suíte básica a intermediária (MA-197A) são

similares entre si, com valores médios entre 728 C e 759 C. O ortognaisse tonalítico do substrato

gnáissico-migmatítico (MA-20) também possui temperaturas no mesmo intervalo

supramencionado.

Figura 7.2 - Mapa ilustrando a distribuição espacial dos resultados termobarométricos.

Nas referidas unidades, têm-se pressões igualmente semelhantes, com valores entre 5,3

kbar e 7,2 kbar, este no Plúton Cabeçudo, apesar de os erros envolvidos nos cálculos

permitirem considerar que não há diferenças barométricas significativas. Portanto, infere-se

que ao final da orogênese brasiliana todas as unidades precambrianas da região foram

efetadas por um importante evento de cristalização magmática (suítes plutônicas) ou

reequilíbrio metamórfico (ortognaisse tonalítico do substrato). Este evento teria P e T da ordem

de 5,3-7,2 kbar e 728-759 C, respectivamente. Tais valores são corroborados por cálculos

termobarométricos obtidos em rochas granulíticas tardi-brasilianas (Z.S. Souza, em preparação)



85

e granitóides sintectônicos (R.S.C. Nascimento 1998), ambos associados à Zona de

Cisalhamento Remígio-Pocinhos, a sul da área em lide.

7.1.3 - Fugacidade de Oxigênio (fO2).

A determinação da fO2 em rochas granitóides é freqüentemente dificultada em função

do reequilíbrio termodinâmico que ocorre no estágio de subsolidus e/ou durante os processos

de alteração posteriores. Nestas situações, comumente se modificam as composições de

magnetita e ilmenita primárias. Todavia, Wones (1989) sugeriu que a assembléia hedenbergita

+ ilmenita + oxigênio titanita + magnetita + quartzo pode ser usada com relativa

confiabilidade na determinação do grau de oxidação de rochas granitóides. Este autor propôs

a equação:

onde P e T são dados em bar e K, respectivamente.

A paragênese titanita + magnetita + quartzo, que define o tampão para a fórmula

acima, está presente no anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo) e no biotita microgranito.

Para tais unidades, a equação de Wones (1989) permitiu determinar os valores de fO2

representados na tabela 7.4 e na figura 7.3. Observa-se que o Plúton Cabeçudo tem

fugacidades relativamente maiores (fO2 -14,1) do que o microgranito (fO2 -15,2), ambos,

porém, situados no campo definido pelos tampões fayalita + magnetita + quartzo e

magnetita/hematita (fig. 7.3).

Tabela 7.4 - Cálculos da fO2 para o Plúton Cabeçudo e biotita microgranito,

segundo Wones (1989).

Litologia Análise P (bars) T (K) Log fO2

Wones (1989)

1 7148 1036 -14,0 2 7353 1029 -14,1

Plúton 3 6929 1032 -14,1 Cabeçudo 4 7357 1031 -14,1 (MA-161A) 5 7381 1031 -14,1

média 7234 1032 -14,1 174 2 0,0

1 5691 1006 -15,0 Biotita 2 5606 1003 -15,1

microgranito 3 5325 994 -15,4 (MA-59) 4 5725 1002 -15,1

média 5587 1001 -15,2 157 4 -0,2



86

Figura 7.3 - Diagrama fugacidade de oxigênio (log fO2) vs.

temperatura (T C), mostrando a estabilidade de várias

paragêneses minerais (Wones 1989). Legenda semelhante a

da figura 7.1.

As rochas alcalinas possuem uma paragênese relevante para a caracterização da fO2

que é a coexistência de andradita+hedenbergita. Estes minerais são estáveis, e coexistem

numa faixa bem definida de fO2 e T (fig. 7.4), conforme determinado experimentalmente por

Liou (1974) e Gustafson (1974). Infelizmente, não é possível aplicar diretamente o resultado

gráfico da figura 7.4 ao álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) por ter o experimento sido feito

a 2 kbar, que é uma pressão bem inferior àquela interpretada para este plúton (vide 7.1.1).

Para aquela paragênese, Burton et al. (1983) propôs a equação:

sendo P e T dados em kbar e C, respectivamente.

Considerando uma pressão média de aproximadamente 6 kbar e a temperatura

encontrada pelo geotermômetro de Zr ( 757 C), a equação de Burton et al. (1983) fornece

uma fO2 em torno de -12,1 (tabela 7.5). Esse valor é condizente com a presença de cristais

precoces de magnetita, indicando alta fO2 já no início da cristalização dessas rochas.

Figura 7.4 - Campo de estabilidade da associação

hedenbergita + andradita a 2 kbar de pressão conforme

predito por Gustafson (1974).



87

Tabela 7.5 - Cálculos da fO2 para o álcali-feldspato granito, utilizando

a equação proposta por Burton et al. (1983).

PlútonCaxexa

T ( C)Watson (1987)

P(kbar)

Log fO2

Burton et al. (1983)

MA-01 745 6 -12,1 MA-08 770 6 -12,1 MA-08A 768 6 -12,1 MA-12A 769 6 -12,1 MA-18 781 6 -12,1 MA-18A 781 6 -12,1 MA-21 738 6 -12,1 MA-23A 788 6 -12,1 MA-66 789 6 -12,1 MA-98 726 6 -12,1 MA-99 747 6 -12,1 MA-100 736 6 -12,1 MA-102 780 6 -12,1 MA-112 687 6 -12,1

Média 757 6 -12,1 27 0 0,0

Capítulo 8Caracterização Geoquímica


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 8 - Caracterização Geoquímica

89

CAPÍTULO 8

Caracterização Geoquímica

8.1 - Introdução.

Este capítulo tem como objetivo principal apresentar as características geoquímicas

das suítes magmáticas distinguidas com base em aspectos de campo (cap. 4) e petrográficos

(cap. 5). Deste modo, foram efetuadas 51 análises litogeoquímicas, sendo 21 do álcali-

feldspato granito (Plúton Caxexa), 8 do anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo), 10 do

biotita microgranito, 9 da básica a intermediária e 3 do granitóide aluminoso. As composições

químicas completas das suítes estudadas encontram-se nas tabelas 8.1 a 8.5. A tabela 8.6

ilustra as composições médias de cada uma, a partir dos dados daquelas tabelas. Os

elementos maiores e menores foram determinados por fluorescência de raios-X no Laboratoire

de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon), no Laboratório de

Fluorescência de Raios-X do Departamento de Geologia da UFRN (Natal) e no Centre de

Recherches Pétrographiques et Géochimiques - CRPG/CNRS (Vandœuvre). Os elementos

traços, incluindo os terras raras, foram obtidos por espectrometria de plasma de fonte gasosa

(ICP-MS) no CRPG/CNRS. O ferro total é reportado como Fe2O3t. A precisão analítica para os

elementos maiores é inferior a 2%, podendo alcançar 10% para aqueles de baixas

abundâncias (MnO, MgO, P2O5). Para os elementos traços, a precisão é superior a 5%,

chegando a 10% para os elementos com concentrações menores que 30 ppm.

O tratamento dos dados, como também a construção de diferentes diagramas

geoquímicos, foram feitos com os programas Excel, em ambiente Windows-95, e Newpet no

sistema MS-DOS (D. Clarke, versão 1994 - Mem. Univ. Newfoundland).

8.2 - Caracterização Química.

8.2.1 - Elementos Maiores e Menores.

Diagramas de Harker, considerando SiO2 como índice de diferenciação, para as cinco

suítes magmáticas podem ser vistos na figura 8.1. Esta figura e a tabela 8.6 servem para

caracterizar as particularidades geoquímicas das mesmas. Em todos os diagramas, as rochas

básicas a intermediárias se destacam por seus menores teores em SiO2 e K2O, e maiores Fe2O3t,

MgO, CaO, TiO2 e P2O5. Por outro lado, o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa) distingue-se

nitidamente por ter as mais elevadas quantidades de Na2O, Na2O+K2O e #Fe, e as mais baixas

de Fe2O3t, MgO, TiO2 e CaO. O anfibólio-biotita granito e o microgranito possuem composições

usualmente superpostas, porém o primeiro com tendência a ser enriquecido em



95

Fe2O3t, MgO, CaO, TiO2 e P2O5, e mais pobre em Al2O3, ao se comparar rochas com o mesmo

valor de sílica. Apesar do pequeno número de amostras analisadas, o granitóide aluminoso

parece ter os menores SiO2, K2O, Na2O+K2O e #Fe, e maiores TiO2, Fe2O3t, MgO e CaO,

comparado com o anfibólio-biotita granito, álcali-feldspato granito e biotita microgranito.

Tabela 8.5 - Composição química em elementos maiores e traços e alguns parâmetros geoquímicos representativos para o granitóide aluminoso.

Granitóide Aluminoso Elementos MA-1873 MA-2141 MA-214A3 média

SiO2 (% peso) 62,82 65,24 63,57 63,88 1,01 TiO2 0,95 0,53 1,03 0,84 0,22 Al2O3 15,75 16,13 15,86 15,91 0,16 Fe2O3t 7,99 4,77 7,18 6,65 1,37 MnO 0,17 0,05 0,13 0,12 0,05 MgO 3,43 1,52 1,67 2,21 0,87 CaO 1,60 3,07 2,77 2,48 0,63 Na2O 2,82 3,65 3,85 3,44 0,45 K2O 2,78 4,29 3,40 3,49 0,62 P2O5 0,15 0,17 0,34 0,22 0,09 PF 1,40 0,59 0,93 0,97 0,33 Total 99,86 100,01 100,73 100,20 0,38

Ba (ppm) NA 1159 NA - - Ga NA 20 NA - - Nb 5 9 22 12 7 Ni NA 7 NA - - Rb 92 189 96 126 45 Sr 172 459 275 302 119 V NA 50 NA - - Y 36 25 20 27 7 Zr NA 205 NA - -

Na2O+K2O 5,60 7,94 7,25 6,93 0,98 Na2O/K2O 1,01 0,85 1,13 1,00 0,11 Rb/Sr 0,53 0,41 0,30 0,41 0,09 A/CNK 1,49 0,99 1,05 1,18 0,22 A/NK 2,06 1,51 1,58 1,72 0,24 IAG 0,53 0,73 0,68 0,65 0,08 #Fe 0,68 0,74 0,79 0,74 0,04 CoríndonN 2,06 0,16 1,59 1,27 0,80

Segue a mesma legenda da tabela 8.1.

Pelo exposto acima, é possível admitir que, dentre as suítes investigadas, a básica a

intermediária e o granitóide aluminoso não estão geneticamente relacionados às outras três. O

comportamento da primeira com respeito a Al2O3, MgO, CaO, Na2O e K2O reforça tal hipótese.

Já no que se refere ao granitóide aluminoso, os critérios de campo e petrográficos confirmam

sua gênese a partir de fusão parcial de metapelitos.

O comportamento geoquímico aparentemente semelhante de anfibólio-biotita granito

e biotita microgranito em vários gráficos poderia sugerir a existência de cogeneticidade entre

ambos, neste caso com o biotita microgranito representando os termos mais evoluídos.

Contudo, tal alternativa é enfraquecido pela presença de amostras de biotita microgranito

inclusive menos diferenciadas do que as menos evoluídas de anfibólio-biotita granito. Além do



96

mais, a cogeneticidade deveria se refletir em trajetórias de diferenciação bem mais contínuas

nos diagramas em discussão (observar separação nos gráficos com Al2O3, Fe2O3t e TiO2,

principalmente).

Tabela 8.6 - Comparação de médias de composições químicas das suítes magmáticas em estudo, com

base nos dados das tabelas 8.1 a 8.5.

PlútonCaxexa

PlútonCabeçudo

Biotitamicrogranito

Básica a Intermediária

Granitóidealuminoso

Elementos média média média média média

SiO2 (% peso) 72,70 1,28 67,59 1,18 70,75 3,30 55,80 1,78 63,88 1,01 TiO2 0,07 0,03 0,53 0,05 0,24 0,11 1,60 0,27 0,84 0,22 Al2O3 14,62 0,66 14,65 0,31 14,65 1,05 16,09 0,42 15,91 0,16 Fe2O3t 1,12 0,25 4,29 0,49 2,52 0,73 11,21 0,83 6,65 1,37 MnO 0,02 0,01 0,06 0,01 0,03 0,02 0,19 0,03 0,12 0,05 MgO 0,09 0,06 0,97 0,39 0,49 0,39 2,33 0,58 2,21 0,87 CaO 0,69 0,30 2,42 0,52 1,51 0,55 4,29 0,71 2,48 0,63 Na2O 5,01 0,81 3,25 0,18 3,30 0,28 4,27 0,12 3,44 0,45 K2O 5,02 0,53 5,38 0,54 5,82 0,55 3,46 0,50 3,49 0,62 P2O5 0,04 0,02 0,20 0,04 0,11 0,04 0,50 0,11 0,22 0,09 PF 0,33 0,22 0,51 0,17 0,44 0,10 0,39 0,22 0,97 0,33 Total 99,73 0,50 99,85 0,77 99,86 0,40 100,12 0,26 100,20 0,38

Ba (ppm) 1997 591 1280 97 749 222 1389 314 - -Ga 18 1 20 0 20 1 26 2 - -Nb 11 4 16 3 10 5 42 6 12 7Ni 3 1 9 5 4 1 18 4 - -Rb 137 14 185 4 247 31 50 11 126 45Sr 890 245 339 24 223 48 393 88 302 119V 18 9 41 3 18 7 90 19 - -Y 12 2 42 13 18 8 33 4 27 7Zr 111 33 312 21 207 76 830 204 - -

Na2O+K2O 10,03 0,61 8,63 0,40 9,12 0,58 7,73 0,50 6,93 0,98 Na2O/K2O 1,02 0,23 0,62 0,10 0,57 0,08 1,26 0,17 1,00 0,11 Rb/Sr 0,18 0,09 0,55 0,03 1,22 0,29 0,14 0,05 0,41 0,09 A/CNK 0,99 0,03 0,94 0,04 1,01 0,04 0,87 0,05 1,18 0,22 A/NK 1,07 0,04 1,31 0,06 1,25 0,06 1,50 0,10 1,72 0,24 IAG 1,01 0,03 0,89 0,05 0,94 0,05 0,71 0,06 0,65 0,08 #Fe 0,94 0,02 0,81 0,04 0,84 0,05 0,82 0,03 0,74 0,04 DiopsídioN 0,95 0,82 1,87 1,32 0,95 0,25 2,86 2,02 - -CoríndonN 0,64 0,21 0,24 0,17 0,84 0,40 - - 2,50 2,73

8.2.2 - Elementos Traços, Terras Raras e Diagramas Multielementares.

8.2.2.1 - Elementos Traços.

A figura 8.2 mostra as composições em alguns elementos traços das suítes em questão,

com base nos dados das tabelas 8.1 a 8.5. Esta figura fornece subsídios adicionais que

confirmam a discussão precedente no item 8.2.1. Assim, tem-se uma clara separação das

rochas básicas a intermediárias e do álcali-feldspato granito em praticamente todos os

diagramas (em especial, Rb, Ba, Sr, Zr e V). O granitóide aluminoso também mostra-se bem

individualizado com respeito a Rb, Sr, Nb e Y. Uma discussão mais precisa de anfibólio-biotita



50 60 70 800

2

4

6

8

10

12

14 Fe O2 3t

SiO2

500

0,2

0,3

0,1

0,4

0,5

0,6

0,70,8

60 70 80

P O2 5

SiO2

0

0,5

1,5

2,5

1,0

2,0

50 60 70 80

TiO2

SiO2

12

13

14

15

16

Al O2 3

SiO2

17

50 60 70 80

Álcali feldspato granito

Biotita microgranitoAnfibólio biotita granito

Básica a IntermediáriaGranitóide aluminoso

500

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,03,5

60 70 80

MgO

SiO2

500

1

2

3

4

5

6

60 70 80

CaO

SiO2

2,0

2,5

3,5

4,5

5,0

5,56,0

3,0

4,0

50 60 70 80

Na O2

SiO2

502,53,0

4,0

5,0

6,0

7,0

3,5

4,5

5,5

6,5

60 70 80

K O2

SiO2

Figura 8.1 - Diagramas do tipo Harker para óxidos, utilizando SiO2 como índice de diferenciação. Os dados estão nas tabelas 8.1 a 8.5.



Ba

SiO2

500

500

1000

1500

2000

2500

3000

60 70 80

Zr

SiO2

500

200

400

600

800

1000

1200

60 70 80

V

SiO2

500

20

40

60

80

100

120

60 70 80

SiO2

Y

500

10

20

30

40

50

60

60 70 80

Ni

SiO2

500

5

10

15

20

25

30

60 70 80

SiO2

Nb

5005

10152025

35404550

30

60 70 80

Sr

SiO2

500

200

400

600

800

1000

1200

1400

60 70 80

Rb

SiO2

500

50

100

150

200

250

300

60 70 80

Álcali feldspato granito

Biotita microgranitoAnfibólio biotita granito

Básica a IntermediáriaGranitóide aluminoso

Figura 8.2 - Diagramas do tipo Harker para elementos traços, utilizando SiO2 como índice de diferenciação. Os dados estão nas tabelas 8.1 a 8.5.



99

granito e biotita microgranito é dificultada pelo pequeno número de amostra do primeiro. Em

todo caso, o biotita microgranito revela-se mais enriquecido em Rb, enquanto o anfibólio-

biotita granito tem maiores teores em Ba, V e Y.

8.2.2.2 - Elementos Terras Raras (ETR).

Análises de elementos terras raras (ETR) das cinco suítes estudadas encontram-se nas

tabelas 8.7 a 8.10, e os respectivos espectros, plotados na figura 8.3. Uma característica

comum a todos os espectros é o enriquecimento nos terras raras leves (TRL), com LaN entre 200

e 500, exceto no álcali-feldspato granito (LaN=35-150), com razões (La/Sm)N entre 4,2 (suíte

básica a intermediária) e 6,6 (microgranito). Melhores distinções entre as unidades em lide são

reveladas pelo fracionamento dos elementos terras pesados (TRP), dada pela razão (Gd/Yb)N,

e pela anomalia de európio (Eu/Eu*), conforme se discute a seguir.

Os espectros de TRP são subhorizontais ou ligeiramente côncavos para cima no álcali-

feldspato granito [(Gd/Yb)N=1,1] e progressivamente mais fracionados em anfibólio-biotita

granito, granitóide aluminoso e rochas básicas a intermediárias, com razões (Gd/Yb)N de 1,73,

1,88 e 2,62, respectivamente. O biotita microgranito apresenta um comportamento mais

complexo (fig. 8.3c), com uma subdivisão em dois grupos: i) um com TRP pouco fracionados,

com YbN=10 e (Gd/Yb)N=2,73 (amostras MA-61, 165, e 172); ii) e outro com mais forte

fracionamento dos TRP, tendo YbN=2,5-5,0 e (Gd/Yb)N=6,76 (amostras MA-50 e 59).

Por fim, todas as suítes mencionadas, à exceção do álcali-feldspato granito, mostram

anomalias negativas de európio, com valores médios crescentes na seqüência biotita

microgranito (Eu/Eu*=0,54), anfibólio-biotita granito (Eu/Eu*=0,56), rochas básicas a

intermediárias (Eu/Eu*=0,73) e granitóide aluminoso (Eu/Eu*=0,78), sendo marcante a forte

anomalia negativa das duas primeiras. Um fracionamento importante de feldspatos,

combinado a variadas proporções de anfibólio, pode explicar os espectros discutidos (Hanson

1980).

O álcali-feldspato granito diferencia-se das demais unidades pela sua forte anomalia

positiva de európio, que varia de 1,46 a 2,04, com média de 1,74 (tabela 8.7). Isto fortalece a

suposição de prevalência de condições oxidantes, onde o Eu+3 seria a forma estável,

incompatível com a estrutura cristaloquímica de feldspato (Ragland 1989). A grande

quantidade de feldspatos, bem como a presença de titanita e apatita como fases acessórias,

justificam a anomalia positiva de európio, como também o ligeiro enriquecimento no TRL (vide

discussão anterior). Um maior volume de zircão no cumulado pode ser a causa do maior

fracionamento dos TRP no biotita microgranito, especialmente o grupo (ii).



100

Tabela 8.7 - Análises de elementos terras raras para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).

Álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa)Elementos MA-08A MA-66 MA-112 MA-102 MA-98 MA-100 MA-99 média

SiO2 (%peso) 70,84 70,90 71,81 72,27 72,60 73,02 73,23 72,10 0,89 La (ppm) 9,62 33,90 8,84 21,20 10,10 28,70 11,20 17,65 9,56 Ce 16,71 45,70 16,26 32,90 17,70 40,60 19,00 26,98 11,60 Pr 1,87 6,45 1,65 3,07 1,85 4,92 1,98 3,11 1,73 Nd 6,63 20,50 6,23 9,00 6,74 15,10 6,58 10,11 5,14 Sm 1,28 3,22 1,35 1,69 1,50 2,52 1,26 1,83 0,70 Eu 0,78 1,49 0,72 0,89 0,99 1,17 0,86 0,99 0,25 Gd 1,14 2,90 1,43 1,52 1,52 1,95 1,28 1,68 0,55 Tb 0,21 0,44 0,23 0,26 0,25 0,32 0,19 0,27 0,08 Dy 1,23 2,50 1,56 1,81 1,50 1,97 1,30 1,70 0,41 Ho 0,28 0,50 0,36 0,46 0,36 0,40 0,27 0,38 0,08 Er 0,74 1,32 1,08 1,31 1,03 1,14 0,75 1,05 0,22 Tm 0,14 0,22 0,20 0,24 0,17 0,18 0,14 0,18 0,04 Yb 1,02 1,32 1,34 1,67 1,16 1,26 0,95 1,25 0,22 Lu 0,17 0,19 0,23 0,25 0,19 0,17 0,14 0,19 0,03

ETR 41,82 120,65 41,48 76,27 45,06 100,40 45,90 67,37 29,98

(La/Yb)N 6,40 17,13 4,44 8,57 5,88 15,37 7,96 9,39 4,53 (La/Sm)N 4,73 6,63 4,12 7,90 4,24 7,17 5,60 5,77 1,38 (Gd/Yb)N 0,91 1,78 0,88 0,74 1,06 1,25 1,09 1,10 0,32 Eu/Eu* 1,93 1,46 1,56 1,66 1,98 1,56 2,04 1,74 0,22

Eu/Eu* = EuN/[(SmN+GdN)/2].

Tabela 8.8 - Análises de elementos terras raras para o anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo).

Anfibólio-biotita granito (Plúton Cabeçudo)Elementos MA-161B MA-238B MA-25A média

SiO2 (%peso) 67,50 67,86 69,08 68,15 0,68 La (ppm) 80,00 101,00 55,50 78,83 18,59 Ce 155,00 150,00 108,00 137,67 21,08 Pr 16,50 20,60 11,90 16,33 3,55 Nd 57,80 73,30 42,70 57,93 12,49 Sm 9,13 12,90 7,43 9,82 2,29 Eu 1,50 1,93 1,36 1,60 0,24 Gd 6,77 9,72 6,01 7,50 1,60 Tb 1,06 1,64 0,94 1,21 0,31 Dy 5,58 9,70 5,45 6,91 1,97 Ho 1,01 1,90 0,98 1,30 0,43 Er 2,93 4,83 2,77 3,51 0,94 Tm 0,48 0,81 0,44 0,58 0,17 Yb 2,84 5,20 2,77 3,60 1,13 Lu 0,44 0,78 0,44 0,55 0,16

ETR 341,04 394,31 246,69 327,35 61,04

(La/Yb)N 19,01 13,11 13,52 15,21 2,69 (La/Sm)N 5,52 4,93 4,70 5,05 0,35 (Gd/Yb)N 1,93 1,51 1,75 1,73 0,17 Eu/Eu* 0,56 0,51 0,60 0,56 0,04




101

Tabela 8.9 - Análises de elementos terras raras para o biotita microgranito e granitóide aluminoso.

Biotitamicrogranito

Granitóidealuminoso

Elementos MA-165 MA-59 MA-61 MA-172 MA-50 média MA-214

SiO2 (%peso) 68,03 71,46 71,65 72,22 72,70 71,21 1,65 65,24 La (ppm) 54,80 87,00 78,40 74,30 98,30 78,56 14,45 49,60 Ce 108,00 152,00 142,00 135,00 153,00 138,00 16,41 99,50 Pr 11,60 14,90 14,80 12,90 16,30 14,10 1,65 11,70 Nd 40,50 48,50 51,30 40,90 49,80 46,20 4,58 42,80 Sm 7,09 6,82 9,90 7,15 7,43 7,68 1,13 6,75 Eu 1,19 1,18 1,20 1,07 1,26 1,18 0,06 1,53 Gd 5,29 5,03 7,94 5,11 4,91 5,66 1,15 4,78 Tb 0,77 0,55 1,00 0,78 0,50 0,72 0,18 0,79 Dy 4,57 2,40 5,24 4,02 1,95 3,64 1,26 4,21 Ho 0,85 0,34 0,86 0,67 0,23 0,59 0,26 0,83 Er 2,26 0,98 2,02 1,77 0,66 1,54 0,61 2,14 Tm 0,36 0,11 0,26 0,25 0,07 0,21 0,11 0,32 Yb 2,19 0,77 1,83 1,52 0,48 1,36 0,64 2,06 Lu 0,26 0,12 0,25 0,26 0,06 0,19 0,08 0,32

ETR 239,74 320,69 317,01 285,70 334,96 299,62 33,98 227,34

(La/Yb)N 16,89 76,46 28,92 32,99 137,66 58,58 44,38 16,25 (La/Sm)N 4,87 8,03 4,99 6,54 8,33 6,55 1,46 4,63 (Gd/Yb)N 1,95 5,29 3,51 2,72 8,23 4,34 2,24 1,88 Eu/Eu* 0,57 0,59 0,40 0,52 0,60 0,54 0,07 0,78


Tabela 8.10 - Análises de elementos terras raras para a suíte básica a intermediária.

Gabronorito a monzonito (Suíte Básica a Intermediária)Elementos MA-198A MA-164C MA-186A MA-164B MA-197B média

SiO2 (%peso) 53,00 55,08 56,38 56,43 58,04 55,79 1,68 La (ppm) 64,20 97,00 105,00 87,90 81,10 87,04 14,00 Ce 128,00 198,00 208,00 181,00 161,00 175,20 28,49 Pr 14,70 23,20 22,90 21,80 18,80 20,28 3,19 Nd 55,80 91,00 86,40 82,10 72,90 77,64 12,45 Sm 9,50 15,00 13,90 13,40 12,80 12,92 1,86 Eu 2,33 3,13 1,99 2,94 3,18 2,71 0,47 Gd 6,65 10,50 9,50 10,90 9,84 9,48 1,50 Tb 0,93 1,42 1,24 1,38 1,34 1,26 0,18 Dy 5,23 7,53 6,57 6,81 7,39 6,71 0,82 Ho 0,90 1,33 1,11 1,28 1,35 1,19 0,17 Er 2,31 3,46 3,08 3,50 3,61 3,19 0,48 Tm 0,33 0,44 0,47 0,49 0,52 0,45 0,07 Yb 1,93 3,09 3,00 3,36 3,36 2,95 0,53 Lu 0,30 0,50 0,51 0,54 0,59 0,49 0,10

ETR 293,11 455,60 463,68 417,39 377,78 401,51 62,22

(La/Yb)N 22,45 21,19 23,62 17,66 16,29 20,21 2,81 (La/Sm)N 4,25 4,07 4,76 4,13 3,99 4,24 0,27 (Gd/Yb)N 2,78 2,75 2,56 2,62 2,37 2,62 0,15 Eu/Eu* 0,85 0,73 0,50 0,72 0,83 0,73 0,12




anfibólio-biotita granito(Plúton Cabeçudo)

b[13,1<(La/Yb) <19,0]N

[4,7<(La/Sm) <5,5]N

[1,5<(Gd/Yb) <1,9]N

Eu/Eu* = 0,51 - 0,60

1000

100

10

1

Ro

ch

a/C

on

drit

oLa Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

MA-161B (SiO=67,50 )2

MA-238B (SiO=67,86 )2

MA-25A (SiO =69,08)2

biotita microgranito

c

Dy

[16,9<(La/Yb) <137,7]N

[4,9<(La/Sm) <8,3]N

[2,0<(Gd/Yb) <8,2]N

Eu/Eu* = 0,40 - 0,60

1000

100

10

1

Ro

ch

a/C

on

drit

o

La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Ho Er Tm Yb Lu

MA-59 (SiO=71,4 6)2

MA-50 (SiO=72,7 0)2

MA-61 (SiO=71,6 5)2

MA-172 (SiO =72,22)2

MA-165 (SiO =68,03)2

gabronorito a monzonito(Suíte Básica a Intermediária)

d[16,3<(La/Yb) <23,6]N

[4,0<(La/Sm) <4,8]N

[2,4<(Gd/Yb) <2,8]N

Eu/Eu* = 0,50 - 0,85

1000

100

10

1

Ro

ch

a/C

on

drit

o

La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

MA-164C - 55,08MA-186A - 56,38MA-164B - 56,43MA-197B - 58,04

MA-198A - 53,00

La Ce Pr

álcali-feldspato granito(Plúton Caxexa)

Nd

a

PmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb

1000

100

10

1

Ro

ch

a/C

on

drit

o

Lu

MA-100 (SiO =73,02)2

MA-66 (SiO=70,9 3)2

MA-102 (SiO =72,27)2

MA-99 (SiO=73,2 0)2

MA-98 (SiO=72,6 0)2

MA-08A (SiO =70,84)2

MA-112 (SiO =71,81)2

[4,4<(La/Yb) <17,1]N

[4,1<(La/Sm) <7,9]N

[0,7<(Gd/Yb) <1,8]N

Eu/Eu* = 1,46 - 2,04

Figura 8.3 - Espectros de elementos terras raras (ETR) para

as suítes pesquisadas (dados nas tabelas 8.7 a 8.10). (a)

álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), (b) anfibólio-

biotita granito (Plúton Cabeçudo), (c) biotita

microgranito, (d) rochas básicas a intermediárias, (e)

granitóide aluminoso. Em todos os casos, usaram-se os

valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).granitóide aluminoso

e(La/Yb) =16,3N

(La/Sm) =4,6N

(Gd/Yb) =1,9N

Eu/Eu* = 0,78

1000

100

10

1

Ro

ch

a/C

on

drit

o

La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

MA-214 (SiO =65,24)2



103

8.2.2.3 - Diagramas Multielementares.

A figura 8.4 apresenta diagramas multielementares para as cinco suítes magmáticas

pesquisadas, com base nos dados das tabelas 8.1 a 8.5 e 8.7 a 8.10. Desconsiderando as

anomalias, os padrões de álcali-feldspato granito, anfibólio-biotita granito, biotita microgranito

e granitóide aluminoso mostram uma inclinação global negativa (figs. 8.4a, b, c, e) entre Ba e

Yb, mais pronunciada para o biotita microgranito e o granitóide aluminoso, com

empobrecimento nos termos mais compatíveis. Isto pode significar que não houve mudanças

bruscas durante a evolução magmática. Os espectros da suíte básica a intermediária têm

uma trajetória média aproximadamente convexa para cima, com região de inflexão entre K e

Ce (fig. 8.4d). Neste caso, é possível ter havido uma mudança de comportamento compatível

vs. incompatível de determinados elementos durante a evolução daquele magma.



104

Afora essas feições gerais, algumas particularidades também devem ser ressaltadas.

Anomalias negativas em Sr e P aparecem nas rochas básicas a intermediárias, no anfibólio-

biotita granito, no biotita microgranito e no granitóide aluminoso. Anomalias negativas em Ti e

Nb também ocorrem nas três últimas unidades. Anomalias positivas significativas de Zr e Sr

caracterizam as básicas a intermediárias e o álcali-feldspato granito, respectivamente. Estes

padrões podem ser explicados seja pelo fracionamento de fases acessórias do tipo apatita (Sr),

titanita (Ti, V) e magnetita (Ti, Nb), seja o reflexo da composição química da própria fonte que

originou os magmas em discussão.

A análise dos valores normalizados dos elementos mais compatíveis (na faixa Y Yb),

permite visualizar alguns outros aspectos importantes para a compreensão de tais magmas. A

este respeito, destaca-se a inclinação nula a ligeiramente positiva para o álcali-feldspato

granito, bem distinto das rochas básicas a intermediárias, e do anfibólio-biotita granito. O

fracionamento de zircão pode explicar o comportamento das duas últimas suítes. O biotita

microgranito também mostra inclinação negativa entre Y e Yb, porém registra um

comportamento similar ao verificado anteriormente com respeito aos espectros de terras raras.

Ou seja, definem-se dois grupos: i) aqueles com YN e YbN em torno de 10 (amostras MA-61, 165,

172); ii) outro com YN e YbN em torno de 3 (amostras MA-50, 59). Apenas o subgrupo (i)

apresenta similaridades com o anfibólio-biotita granito, embora aquele tenha valores de YN a

YbN um pouco menores.

8.3 - Saturação em Alumina e Definição de Séries Magmáticas.

8.3.1 - Saturação em Alumina.

O índice de saturação em alumina, também conhecido por índice de Shand, considera

as razões molares A/CNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) vs. A/NK = Al2O3/(Na2O+K2O). Isto permite

classificar as rochas como metaluminosas, peraluminosas ou peralcalinas (fig. 8.5).

A utilização do índice de Shand em sua forma modificada por Maniar & Piccoli (1989)

mostra que o álcali-feldspato granito e o biotita microgranito são transicionais de

metaluminosos a ligeiramente peraluminosos e ambos possuem coríndon normativo inferior a

1,0 (tabela 8.6). Este caráter peraluminoso é creditado à pequena quantidade de CaO, e não,

necessariamente, ao excesso de Al2O3. O anfibólio-biotita granito e a suíte básica a

intermediária são caracteristicamente metaluminosos, ao passo que o granitóide aluminoso

plota no campo peraluminoso (fig. 8.5).



105

Figura 8.5 - Representação das rochas plutônicas

estudadas, segundo o índice de Shand (Maniar &

Piccoli 1989).

8.3.2 - Definição de Séries Magmáticas.

Após a caracterização inter-elemental das suítes magmáticas da região pesquisada,

pretende-se, agora, definir a suas filiações magmáticas. Todavia, a utilização dessas rochas

graníticas bastante evoluídas, tem-se revelado algo problemática, haja vista que os diagramas

originais foram aplicados inicialmente à seqüências vulcânicas preservadas e só depois

extendidas a rochas plutônicas.

A figura 8.6 mostra as proporções catiônicas em termos de K, Na e Ca, originalmente

usado por Barker & Arth (1976) para diferenciar as séries evolutivas trondhjemíticas

(enriquecimento em Na) das cálcio-alcalinas potássicas (enriquecimento em K). O plote das

amostras analisadas neste diagrama clássico revela a clara separação do álcali-feldspato

granito (pontos próximos à arestra Na-K), enquanto que as demais suítes plotam ao longo da

linhagem de diferenciação cálcio-alcalina, com as rochas básicas a intermediárias na porção

menos evoluídas e o biotita microgranito na parte mais evoluída da mesma.

Figura 8.6 - Classificação das suítes plutônicas

estudadas de acordo com o diagrama

catiônico K-Na-Ca (Barker & Arth 1976).

Segue-se a mesma legenda da figura 8.5.



106

Outro conjunto de diagramas classificatórios foram reunidos na figura 8.7. No primeiro

caso (fig. 8.7a), aplicado a rochas com SiO2 maior que 68%, as razões

(Al2O3+CaO)/(FeO+Na2O+K2O) e 100(MgO+FeOt+TiO2)/SiO2 indicam que os álcali-feldspato

granito e grande parte dos biotita microgranitos distribuem-se no campo de rochas alcalinas e

cálcio-alcalina fortemente fracionadas (fig. 8.7a). O diagrama catiônico R1-R2 (fig. 8.7b),

definido por De La Roche et al. (1980), demonstra a nítida afinidade alcalina do Plúton Caxexa.

No mesmo gráfico R1-R2, o Plúton Cabeçudo, os microgranitos e as rochas básicas a

intermediárias são transicionais de subalcalinas a alcalinas, sendo que as últimas se posicionam

na porção menos diferenciada das tendências enunciadas.

O índice de alcalinidade (Wright 1969) também serve para separar rochas cálcio-

alcalinas, alcalinas e peralcalinas. O referido autor propôs que para rochas com razão

K2O/Na2O de 1 a 2,5, emprega-se 2Na2O ao invés do total de álcalis na equação original

[Al2O3+CaO+(K2O+Na2O)]/[Al2O3+CaO-(K2O+Na2O)]. Caso isso não seja feito, rochas cálcio-

alcalinas de alto-K e sienitos cálcio-alcalinos deslocam-se para o campo alcalino (Wright 1969).

As amostras do Plúton Caxexa confirmam sua afinidade, plotando no centro do campo

reservado às séries alcalinas, não importando o índice de alcalinidade utilizado (figs. 8.7c, d).

Já o anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito são classificados como cálcio-alcalinos

(Plúton Cabeçudo) ou transicionais a alcalinos (microgranitos) (fig. 8.7c), que é a mesma

tendência da suíte básica a intermediária (fig. 8.7d).

No tradicional diagrama TAS (total álcalis vs. sílica) (fig. 8.7e), onde são plotados

campos e tendências de séries granitóides (Lameyre 1987), as observações anteriores são

reforçadas. Praticamente todas as suítes posicionam-se acima da divisória alcalino vs.

subalcalino (Myashiro 1978), sendo que a básica a intermediária, o anfibólio-biotita granito e o

biotita microgranito alinham-se na tendência monzonítica, e o álcali-feldspato granito na parte

mais evoluída da linhagem alcalina saturada em sílica. Na figura 8.7f, relacionando a sílica

com a razão K2O/MgO (Rogers & Greenberg 1981), novamente tem-se a natureza transicional

cálcio-alcalina a alcalina do Plúton Cabeçudo e do biotita microgranito, com amostras do

Plúton Caxexa no campo alcalino e as básicas intermediárias não muito bem definidas.

Em resumo, os diversos diagramas geoquímicos disponíveis comprovam que as séries

magmáticas em lide são normalmente ricas em álcalis, mas distintas entre si. As rochas básicas

a intermediárias (menos diferenciadas), o Plúton Cabeçudo e o biotita microgranito mostram

características transicionais subalcalinas (cálcio-alcalinas) a alcalinas. As rochas do Plúton

Caxexa são as mais evoluídas e claramente plotando como alcalinas em todos os gráficos.



107

Capítulo 9Petrogênese e Ambiente Tectônico


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 9 - Petrogenêse e Ambiente Tectônico

109

CAPÍTULO 9

PETROGÊNESE E AMBIENTE TECTÔNICO

9.1 - Introdução.

O mecanismo essencial para a geração dos magmas é a fusão parcial de rochas

provenientes do manto, da crosta ou uma mistura complexa de ambos. Durante a ascensão, o

magma é submetido a uma série de processos físico-químicos (variação de P, T, fO2;

cristalização fracionada; mistura de magmas; contaminação), que ocasionam a modificação

parcial ou mesmo completa de suas propriedades físicas e constituição química original (Wilson

1989).

Um dos mecanismos clássicos de evolução dos magmas é a cristalização fracionada

(CF). Neste caso, critérios de campo (variações faciológicas gradacionais, presença de

enclaves cogenéticos ou cumulados) e petrográficos (cristais zonados de plagioclásio, olivina,

piroxênios; seqüência de cristalização) fornecem informações valiosas. Porém, tais observações

nem sempre são fáceis, ou definitivas, haja vista problemas do tipo falta de exposições

adequadas, dificuldade de acesso à regiões de contato, deformação e reequilíbrio

metamórfico. Em tais situações, faz-se uso de diagramas geoquímicos do tipo Harker, onde se

define um índice de diferenciação adequado (SiO2, #Mg) e se estuda o comportamento de

óxidos e elementos traços com respeito àquele índice (ex. figs. 8.1 e 8.2). Também é bastante

usado um diagrama bi-logarítmico, constituído de um elemento traço incompatível na abcissa

e outro compatível na ordenada (Hanson 1978).

No diagrama bi-log conforme acima descrito, Cocherie (1986) mostrou que curvas com

forte inclinação negativa representam processos de cristalização fracionada, enquanto que

curvas de fraca inclinação negativa, subhorizontais, refletem um mecanismo evolutivo por

fusão parcial. Os dois processos, ou seja, a cristalização fracionada (CF) e a fusão parcial (FP1 e

FP2) são descritos pelas equações

(CF) CL = C0 F(D-1) Rayleigh (1896) (1),

(FP1) CL = (C0 / D)(1-F)(1/D-1) Shaw (1970) (2), e

(FP2) CL = C0 / [D+F(1-D)] Shaw (1970) (3),

sendo CL = concentração do elemento traço no líquido diferenciado ou anatéxico, C0 =

concentração do elemento traço na fonte, D = coeficiente de partição global e F = grau de

fusão (= 1 - grau de cristalização).

A equação (1) (CF) refere-se aos processos de cristalização fracionada clássica

(Rayleigh 1896). A equação (2) (FP1) aplica-se à fusão parcial fracionada, onde o líquido

imediatamente após gerado se separa da fonte, instalando-se em uma câmara magmática. A



110

equação (3) (FP2) concerne à fusão parcial em equilíbrio, que, embora fisicamente menos

comum, é mais fácil de modelar matematicamente (Wilson 1989).

A obtenção de dados geoquímicos, isotópicos e geocronológicos com maior facilidade

e de melhor precisão nos últimos anos tem levado diversos autores a proporem uma variedade

de modelos petrogenéticos para as suítes magmáticas em todo o mundo. O emprego de

parâmetro isotópicos e de determinados elementos traços, em conjunto com análises

litogeoquímicas e de química mineral, proporcionam a construção de vínculos precisos para a

tipologia de magmas, mecanismos evolutivos e a interligação com o ambiente tectônico.

O objetivo deste capítulo é a determinação dos mecanismos que atuaram na gênese e

evolução do magmatismo tardi-brasiliano na porção mais oriental do Domínio Seridó (o

Maciço São José de Campestre). Uma maior ênfase será dada ao Plúton Caxexa, com

tentativas de modelamento geoquímico da cristalização fracionada. Ao final, faz-se a

integração das informações obtidas no capítulo em lide, visando definir o ambiente tectônico

relativo a esses magmas.

9.2 - Anfibólio-Biotita Granito (Plúton Cabeçudo) e Biotita Microgranito.

Em virtude de mostrarem composição modal e padrões geoquímicos semelhantes, o

anfibólio-biotita granito e o microgranito são aqui tratados conjuntamente. Observações

petrográficas e texturais (cap. 5) sugerem uma seqüência de cristalização com plagioclásio,

anfibólio, titanita, magnetita, zircão e apatita, com biotita ligeiramente tardia em relação a

fenocristais de anfibólio e plagioclásio. Em linhas gerais, esta interpretação é corroborada pela

correlação negativa de Al2O3, Fe2O3t, MgO, CaO, Na2O, TiO2, P2O5, Sr, Zr, Ni, V e, apesar de

certa dispersão, de K2O, Rb e Ba (figs. 8.1 e 8.2).

O anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito podem ser distinguidos entre si

apenas através de alguns elementos compatíveis, especificamente Y a Yb nas figuras 8.4b e

8.4c e Gd a Yb nas figuras 8.3b e 8.3c. Os teores relativamente mais baixos de Y e Yb no biotita

microgranito, discutido anteriormente, sugere ou forte fracionamento de zircão ou uma fonte

com retenção de granada. Uma informação adicional se obtém a partir de gráficos bi-logs (fig.

9.1). Usando Ba como elemento incompatível, em função de Sr, conclui-se que ambos

anfibólio-biotita granito e biotita microgranito seguem trajetórias evolutivas por cristalização

fracionada, contudo bem diferentes. As duas suítes podem ter se originado de uma mesma

fonte, a partir de graus de fusão distintos (menor para o biotita microgranito), ou, então, de

fontes diferentes. A hipótese de os biotitas microgranitos constituírem os termos mais evoluídos

do anfibólio-biotita granito, conforme admitido por Antunes (1999) no granito de Monte das

Gameleiras, não pode ser extrapolada para as duas suítes em lide, devido a: i) presença de

amostras menos diferenciadas de biotita microgranito (tabelas 8.2 e 8.3); ii) diferenças nos



111

teores em Y e Yb (figs. 8.3b, 8.3c, 8.4b e 8.4c); iii) anfibólio e biotita mais ricas em MgO e TiO2 no

biotita microgranito, quando deveria se esperar o inverso.

Figura 9.1 - Diagrama confrontando elemento incompatível

(Ba) vs. compatível (Sr) para o anfibólio-biotita granito (em

vermelho) e o biotita microgranito (em amarelo). FP = Fusão

Parcial, CF = Cristalização Fracionada.

Dados isotópicos Sm/Nd e Rb/Sr de anfibólio-biotita granito e biotita microgranito

encontram-se nas tabelas 9.1 e 9.2. Os valores de Nd (600 Ma) são altos e negativos (-26,9 a -

20,0), os maiores no biotita microgranito, com idades modelo TDM Meso e Neoarqueanas (3,0 a

2,5 Ga) e idades TCHUR Neoarqueanas a Paleoproterozóicas (2,8 a 2,3). As razões iniciais ISr

(87Sr/86Sr), calculadas para 600 Ma (tabela 9.2), são relativamente elevadas, variando de 0,726

a 0,766 em biotita microgranito e 0,732 a 0,743 em anfibólio-biotita granito. Ambas as suítes são

bem mais enriquecidas em Sr radiogênico que rochas similares do Domínio Seridó Central (fig.

9.2). Vistos em conjunto, os valores de Nd (600 Ma) e ISr são coerentes com a hipótese de fontes

relacionadas ao manto litosférico, metassomatisado e ou contaminado com material crustal,

conforme sugerido para o Domínio Seridó Central (Jardim de Sá 1994) e parte do Maciço São

José de Campestre (Hollanda 1998, Hollanda et al. 1999a). A componente crustal

provavelmente foi a crosta arqueana aflorante alguns quilômetros a norte da área estudada

(vide fig. 1.2), conforme sugerem as idades modelo. Portanto, os ortognaisses tipo Complexo

Caicó, ca. 2.15 Ga (Dantas 1997), não devem ter participado ativamente na gênese do

magmatismo tardi-brasiliano.

Tabela 9.1 - Dados analíticos Sm/Nd para anfibólio-biotita granito, biotita microgranito, suíte básica a

intermediária, granitóide aluminoso e álcali-feldspato granito.

Rochas Amostras Sm(ppm)

Nd(ppm)

147Sm/144Nd 143Nd/144Nd TDM

(Ga)TCHUR

(Ga)Nd

(600 Ma)

Álcali-feldsp. granito MA-01 1,19 6,05 0,119600 0,511271 2,88 2,68 -20,78

Anfibólio-biot. granito

MA-238A 13,53 77,06 0,106349 0,511260 2,53 2,31 -19,98

Biotita microgranito MA-156B 6,40 42,95 0,090500 0,511002 2,52 2,34 -23,80 Biotita microgranito MA-172A 5,03 31,03 0,103800 0,510896 2,98 2,84 -26,90

MA-164A 11,61 71,03 0,099400 0,511706 1,77 1,46 -10,73 Suíte básica a MA-186A 11,57 75,09 0,095600 0,511749 1,66 1,34 -9,60 Intermediária MA-197A 9,30 54,28 0,104100 0,511811 1,70 1,36 -9,04 MA-198 9,39 48,55 0,117500 0,511793 1,97 1,62 -10,42

Granitóide aluminoso MA-212 5,73 27,24 0,116952 0,512308 1,23 0,63 -0,50



112

Tabela 9.2 - Dados analíticos Rb/Sr, (rocha total), para anfibólio-biotita granito, biotita microgranito

e álcali-feldspato granito.

Litologias Amostra Rb Sr Rb/Sr 87Sr/86Sr 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr (600 Ma)

MA25A 181 314 0,576 0,75383 1,6754 0,73950 Anfibólio-biotita MA160A 159 406 0,392 0,75315 1,1381 0,74341 granito MA161A 190 372 0,511 0,74725 1,4835 0,73456

MA175 150 254 0,591 0,75483 1,7166 0,74014 MA238A 183 330 0,555 0,74599 1,6105 0,73221

MA156B 191 266 0,718 0,75874 2,0879 0,74087 Biotita MA160C 145 360 0,403 0,73561 1,1685 0,72561 microgranito MA165 225 320 0,703 0,76022 2,0449 0,74272

MA172A 279 222 1,257 0,79701 3,6681 0,76562

MA-01 147 1002 0,146 0,71326 0,7594 0,70676 MA-12 76 143 0,531 0,71725 1,5391 0,70408

Álcali-feldspato MA-12A 121 970 0,124 0,71002 0,3392 0,70712 granito MA-21 136 919 0,148 0,71014 0,3502 0,70714

MA-23A 149 345 0,432 0,71701 1,2507 0,70631 MA-166 126 1407 0,090 0,70944 0,2512 0,70729

Figura 9.2 - Comparação entre as razões iniciais de Sr de anfibólio-biotita granito (a) e biotita microgranito

(b), e as obtidas para rochas similares no Domínio Seridó Central (área cinza) segundo Jardim de Sá

(1994).

9.3 - Gabronorito a Monzonito (Suíte Básica a Intermediária).

A constituição petrográfica e textural desta unidade sugere uma seqüência de

cristalização com formação precoce de plagioclásio, anfibólio, orto e clinopiroxênios, com

biotita tardia (cap. 5). Diagramas de Harker para óxidos (fig. 8.1) mostram o decréscimo de

Al2O3, Fe2O3t, MgO, CaO, TiO2 e P2O5 com a diferenciação, o que é coerente com a suposição

de fracionamento daqueles minerais referidos acima, além de titanita, ilmenita e apatita. Por

outro lado, o aumento de K2O deve refletir a cristalização tardia de biotita. A trajetória curva

do Na2O pode ser explicada pela variação nas proporções relativas, no cumulado, de minerais

sódicos, com fracionamento mais significativo a partir de SiO2 55% (fig. 8.1).



113

Embora o reequilíbrio metamórfico tenha causado a rehomogeneização química dos

minerais, ainda é possível reconhecer cristais de plagioclásio e piroxênios com relíquias de

zonação química. Além disto, tem-se uma variação petrográfica que sugere a existência de

mecanismos de cristalização fracionada na suíte em questão. Um outro critério usado na

dedução desse mecanismo são os diagramas bi-log da figura 9.3. Conforme referido na

introdução (item 9.1), a disposição das amostras segundo uma curva fortemente negativa

caracteriza o mecanismo petrogenético predominante como sendo a cristalização

fracionada.

Figura 9.3 - Diagramas relacionando um

elemento incompatível (Y) com outro

compatível (Ni e V) para a suíte básica a

intermediária. FP = Fusão Parcial, CF =

Cristalização Fracionada.

A origem das rochas básicas a intermediárias aparenta envolver uma fonte de

características geoquímicas particulares. Um dos aspectos que mais ressaltam nessas rochas é

o enriquecimento em elementos incompatíveis, especialmente os álcalis e os TRL. O

fracionamento de plagioclásio, anfibólio e piroxênio não explica adequadamente o forte

fracionamento dos ETR. Por outro lado, ao se considerar os termos menos evoluídos

(gabronoritos), cuja origem mais provável é o manto superior, a manutenção daquelas feições

geoquímicas requer um manto metassomatisado.

A análise isotópica de quatro amostras indica Nd (600 Ma) negativo, variando de -10,7

a -9,0 e idades modelo TDM entre 1,97 Ga e 1,66 Ga, e TCHUR de 1,62 a 1,34 (tabela 9.1). Nd (600

Ma) e TDM similares também são reportados para rochas básicas a intermediárias da região de

Japi (Hollanda et al. 1999a), e para o gabronorito Poço Verde (Dantas 1997; Z.S. Souza, em

preparação), situados a norte e nordeste, respectivamente da área em estudo. Portanto, a

suíte básica a intermediária em foco é interpretada como derivada de um manto litosférico

metassomatisado. Embora a presença de xenólitos de metapelitos em gabronoritos deixe em

aberto a possibilidade de interação e contaminação com material crustal, este não deve ter

sido o fator principal capaz de provocar um enriquecimento tão homogêneo por todo o

plúton. Logo, o manto litosférico, metassomatisado, deve ter contribuído como importante

fonte de magmas no final do Neoproterozóico.



114

9.4 - Granitóide Aluminoso.

A pequena quantidade de análises química para esta unidade dificulta interpretações

com maior detalhe. No entanto, é possível verificar através de estudos petrográficos e texturais

(cap. 5) que a ordem de cristalização é dada por zircão, apatita, opacos, plagioclásio, biotita,

andaluzita e granada. O comportamento de Fe2O3t e MgO auxilia nesta interpretação. A

inclinação positiva de K2O em relação à sílica corrobora a cristalização mais tardia de biotita e

K-feldspato (fig. 8.1). De todo modo, as relações de campo demonstram que sua origem é

puramente crustal, sendo os protólitos os micaxistos granadíferos da unidade metassedimentar.

Uma análise isotópica Sm/Nd (amostra MA-212, localizada no extremo sul da área

pesquisada), resultou em uma idade modelo TDM de 1,23 Ga, com Nd (600 Ma) de -0,50 (tabela

9.1). Quando comparada com as demais suítes da área, essas rochas são as que apresentam

idade modelo e Nd (600 Ma) mais baixos.

9.5 - Álcali-Feldspato Granito (Plúton Caxexa).

9.5.1 - Mecanismo petrogenético.

O álcali-feldspato granito apresenta uma variação petrográfica e faciológica bastante

restrita, sendo caracteristicamente rochas hololeucocráticas e sem minerais hidratados

primários em sua mineralogia (cap. 5). Descontando os efeitos produzidos por possível

recristalização metamórfica, as relações texturais permitem interpretar uma seqüência de

cristalização com clinopiroxênio, titanita, feldspatos, apatita, zircão e magnetita compondo

fases precoces, e andradita tardia.

A grande quantidade de quartzo modal e a pouca variação petrográfica se reflete em

altas porcentagens de sílica, bem como em estreita faixa de variação da mesma (figs. 8.1, 8.2

e 9.4). Nesta última figura, algumas amostras destoam do grupo principal, conforme se nota

nos casos de Fe2O3t, CaO, Na2O e Ni. A amostra mais rica em sílica (MA-23A, 76,27% SiO2) tem

algumas características texturais ligeiramente diferentes em relação ao conjunto de álcali-

feldspato granitos, a saber: textura mais fina e fenocristais de quartzo globular com tonalidade

azulada. Tais feições sugerem que a MA-23A pode não ser cogenética ao Plúton Caxexa. As

demais amostras destoantes podem ter suas composições diferentes em alguns óxidos em

virtude de problemas analíticos, já que todas as outras feições macroscópicas, microscópicas e

texturais são similares ao conjunto de amostras que compõem o Plúton Caxexa.

Em linhas gerais, observa-se uma correlação negativa dos óxidos Al2O3, Fe2O3t, CaO e

Na2O, bem como dos elementos traços Sr, Ba e Ni, tendo SiO2 como índice de diferenciação

(fig. 9.4). O K2O não mostra uma tendência bem definida, ao passo que Rb aproxima-se do

comportamento incompatível. Estas características são coerentes com a seqüência de



115

cristalização descrita acima. A correlação entre elementos compatíveis e incompatíveis

comprova que a seqüência mineral mencionada se desenvolveu por meio de mecanismos de

cristalização fracionada (fig. 9.5).

Figura 9.4 - Diagramas de Harker para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).

Figura 9.5 - Diagramas bi-log relacionando alguns elementos compatíveis (Sr, Ba e Ni) com um elemento

incompatível (Rb) para o álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa). CF = Cristalização Fracionada, FP =

Fusão Parcial.

Com esta interpretação passou-se ao modelamento quantitativo da cristalização

fracionada. Inicialmente, fêz-se o balanço de massa considerando-se os óxidos e utilizando-se



116

o programa XLFRAC (Stormer Jr. & Nicholls 1978). Para a execução do XLFRAC, foram usadas as

composições químicas dos minerais analisados na presente dissertação (clinopiroxênio,

andradita, titanita e magnetita) e outros encontrados na literatura (Deer et al. 1996), o

conjunto de dados representados na tabela 9.3. Dentre as amostras do Plúton Caxexa,

selecionaram-se aquelas mais representativas do líquido menos diferenciado, chamada de L0

(MA-08A), e a mais evoluída, ou L1 (MA-99), as duas recalculadas a 100% em base anidra

(tabela 9.4). Com base nas informações petrográficas, foram feitas várias combinações de

minerais fracionados, aplicando sucessivamente o programa XLFRAC. A cada ensaio, este

programa faz o balanço de massa, calculando as proporções relativas dos minerais no

cumulado, a taxa de cristalização fracionada e o erro estatístico total ( r2). No caso ideal, a

hipótese mais adequada é aquela em que r2 é próximo de zero.

Satisfeitas as regras acima, determinou-se um cumulado formado por plagioclásio (An20-

30; 88,1%), clinopiroxênio (9,3%) e magnetita (2,6%), para uma taxa de cristalização de 10% e um

erro r2 de 0,89. Testes feitos com granada, biotita, hornblenda e ortoclásio, juntos, separados

ou em combinações diversas, resultaram em erros muito elevados (> 30) ou taxas de

cristalização negativa, sem significado. Portanto, o resultado aqui obtido é o mais coerente

com a composição petrográfica particular e a pequena variação faciológica do Plúton

Caxexa, implicando baixo grau de fracionamento.

Partindo do pressuposto de que qualquer modelo petrogenético de balanço de massa

relativo aos óxidos também deve valer para os elementos traços, o cumulado obtido foi

testado com relação aos elementos terras raras. Neste caso, aplicou-se a equação (1) para a

cristalização fracionada (vide item 9.1), sendo empregados os coeficientes de partição

mineral/líquido sugeridos por Martin (1987, 1990) (tabela 9.5). Considerando o cumulado tal

como obtido na tabela 9.4, obteve-se um excelente ajuste entre o espectro do líquido mais

evoluído (L1 = MA-99) e o espectro teórico (L1’), calculado com base na equação (1). Todavia,

o YbN calculado sempre se manteve bem abaixo do YbN de L1. O acréscimo de uma certa

quantidade de zircão (0,6%) ao cumulado teórico permitiu, porém, um ajuste quase perfeito

dos espectros L1 (amostra MA-99) e L1’ para taxas de cristalização entre 5% e 15% (fig. 9.6).

Resumindo, o álcali-feldspato granito teve sua evolução petrológica controlada,

provavelmente, por cristalização a partir de um líquido granítico originalmente saturado em

sílica e rico em álcalis. A sua mineralogia ímpar (K-feldspato, albita, andradita, magnetita,

hedenbergita ou aegirina-augita) e o cumulado previsto (oligoclásio, clinopiroxênio, magnetita,

zircão) caracterizam aquela evolução por meio de fracionamento de minerais anidros. Isto

poderia, a primeira vista implicar, a inexistência ou extrema escassez em água do magma

inicial. Porém, a quantidade de perda ao fogo da amostra menos evoluída (MA-08A)



117

Tabela 9.3 - Composições químicas dos minerais utilizados no modelamento de cristalização fracionada

do álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa).

Pl (An30) Pl (An20) Kf Cpx* Biot Hb Gran* Tit* Mgt*

SiO2 60,43 63,36 64,90 48,70 38,37 42,23 35,73 31,13 0,04 Al2O3 24,90 22,89 19,59 0,92 14,02 13,60 2,95 1,39 0,02

Fe2O3t 0,07 0,09 0,34 25,19 26,29 17,42 28,85 2,31 99,72

MgO 0,03 0,00 0,00 3,71 7,98 9,95 0,03 0,00 0,01

CaO 6,32 4,09 0,48 19,65 0,90 12,29 31,93 27,82 0,11

Na2O 8,13 8,90 2,77 1,80 0,50 2,02 0,04 0,08 0,05

K2O 0,12 0,65 11,91 0,00 8,33 0,55 0,00 0,01 0,01

TiO2 0,01 0,01 0,00 0,03 3,61 1,64 0,47 37,26 0,04

P2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,10 0,30 0,00 0,00 0,00

Total 100,01 99,99 99,99 100,00 100,10 100,001 100,00 100,00 100,00

(*) = média das composições químicas dos minerais analisado neste trabalho. A composição dos demais minerais baseia-se em Deer et al. (1996). Pl = plagioclásio; Kf = K-feldspato; Cpx = clinopiroxênio; Biot = biotita; Hb = hornblenda; Gran = granada; Tit = titanita; Mgt = magnetita.

Tabela 9.4 - Resultados obtidos no modelamento de cristalização fracionada do Plúton Caxexa.

L0 (MA-08A) L1 (MA-99) L1’(*) (L1-L1’) cumulado

SiO2 71,72 73,51 73,12 0,39 60,34 Al2O3 15,39 14,93 14,82 0,11 20,26

Fe2O3t 1,06 0,88 0,62 0,26 5,04

MgO 0,05 0,04 0,02 0,02 0,34

CaO 0,75 0,23 0,20 0,03 5,43

Na2O 5,88 5,58 5,62 -0,04 8,01

K2O 5,08 4,71 5,52 -0,81 0,57

TiO2 0,04 0,05 0,04 0,01 0,01

P2O3 0,03 0,07 0,04 0,03 0,00

Total 100,00 100,00 100,00 - 100,00

L0 = líquido inicial; L1 = líquido final; L1’(*) = líquido produzido a partir da extração do cumulado formado por Pl(An20) 88,11%; Cpx 9,26% e Mgt 2,63%. Grau de cristalização fracionada de 10% e erro estatístico ( r2) de 0,89.

Tabela 9.5 - Coeficientes de partição mineral/líquido para elementos terras raras em rochas graníticas, utilizados no modelamento do Plúton Caxexa de acordo com valores compilados por Martin (1987, 1990). Seguem-se os mesmos símbolos da tabela 9.3; Zir = zircão.

Pl Kf Cpx Biot Hb Gran Tit Mgt Zir

La 0,4000 0,0540 0,30 0,034 0,74 0,30 36 0,12 2,00 Ce 0,2700 0,0430 0,50 0,037 1,52 0,35 53 0,15 2,64

Nd 0,2100 0,0270 1,10 0,045 4,26 0,53 88 0,22 2,20

Sm 0,1300 0,0180 1,67 0,058 7,77 2,66 102 0,27 3,14

Eu 2,1500 1,1300 1,56 0,140 5,14 1,50 101 0,17 3,14

Gd 0,0097 0,0110 1,85 0,090 10,00 10,50 102 0,34 12,00

Tb 0,0900 0,0100 1,89 0,085 11,00 20,00 90 0,39 29,00

Dy 0,0640 0,0094 1,93 0,080 13,00 28,60 80 0,46 55,00

Er 0,0550 0,0078 1,66 0,074 12,00 42,80 59 0,65 140,00

Yb 0,0490 0,0065 1,58 0,065 8,40 39,90 37 0,86 280,00

Lu 0,0460 0,0060 1,50 0,062 6,00 30,00 27 0,95 345,00



118

é de 0,68%, sendo, portanto, superior à média do anfibólio-biotita granito (0,51%), do biotita

microgranito (0,44%) e da suíte básica a intermediária (0,39%) (tabelas 8.1 a 8.5). Observa-se,

daí, que havia uma fase fluida importante no magma alcalino, mas que não deve ter

proporcionado pressões suficientes para formar minerais hidratados, tal como ocorreu nas

demais suítes plutônicas. A fO2 parece ter sido o fator físico primordial no controle do

fracionamento magmático, refletido na quantidade de magnetita primária, na transformação

de hedenbergita em andradita e na anomalia positiva de európio (vide discussão anterior nos

itens 6.1.5 e 8.2.2.2).

Figura 9.6 - Modelamento de

cristalização fracionada para o Plúton

Caxexa. Valores de normalização

segundo Evensen et al. (1978).

9.5.2 - Discussão sobre a gênese do magma alcalino.

A gênese de magmas granitóides alcalinos tem sido encarada, de modo geral, de duas

maneiras, a saber: i) origem primordial mantélica a partir do fracionamento de um magma

basáltico alcalino (Loiselle & Wones 1979; Turner et al. 1992); ii) fusão parcial de fontes crustais

(Collins et al. 1982; Anderson 1983; Creaser et al. 1991; Frost & Frost 1997). Alguns autores, ao

distinguirem dentre os “magmas alcalinos”, os tipos peralcalinos e os metaluminosos, propõem

uma gênese mantélica para os primeiros, mas essencialmente crustal (fusão parcial a baixas

pressões de rochas cálcio-alcalinas) para os últimos (Nardi 1991; King et al. 1997; Patiño Douce

1997).

A hipótese de origem do magma alcalino a partir do manto superior admite que o

manto já estava previamente enriquecido em álcalis e elementos incompatíveis antes da

fusão parcial (Loiselle & Wones 1979; Eby 1990, 1992; Turner et al. 1992). Em tese, a fusão

experimental de lherzolito pode produzir líquidos que variam em composição de basalto a

dacito. Alguns autores consideram que os líquidos silicosos resultantes dos experimentos

representam magmas primários (Kushiro et al. 1972; Mysen & Boettcher 1975), enquanto outros

(Green 1973; Nicholls & Ringwood 1973) sugerem que magmas andesíticos a dacíticos não

podem ser gerados diretamente da fusão de peridotito. Eles consideram como hipótese mais

provável que aqueles magmas derivam de um líquido parental basáltico por fracionamento



119

de olivina a grandes profundidades. A não observação, até o momento, de enclaves básicos

ou xenólitos peridotíticos no álcali-feldspato granito, e o caráter bastante evoluído do mesmo,

não são condizentes com uma origem puramente mantélica. Por outro lado, o extremo

enriquecimento em Sr (média 890 ppm) dessas rochas também não pode ser produzido

apenas pela crosta continental. Convém ressaltar, por outro lado, que são conhecidos

exemplos de peridotitos metassomatisados com teores de Sr na mesma ordem de grandeza

daqueles do álcali-feldspato granito (Menzies et al. 1987).

A hipótese de origem crustal dos magmas graníticos alcalinos apresenta algumas

variantes. Em alguns complexos, admite-se underplating de magmas basálticos na base da

crosta continental como fonte de calor para a fusão desta, havendo estágios variados de

contaminação do magma básico com o material crustal (Barker et al. 1975; Collins et al. 1982;

Clemens et al. 1986; Whalen et al. 1987; Martin et al. 1994). Harris & Marriner (1980) propõem

que a interação de fluidos altamente aquecidos provenientes do manto, enriquecidos em

halogêneos (F, Cl), álcalis e elementos de alto potencial iônico (Y, Th, Zr, Nb, Ta, U), seria

responsável pelas particularidades geoquímicas dos magmas alcalinos. Diversos trabalhos

experimentais (Clemens et al. 1986; Patiño Douce 1997) e teóricos (Collins et al. 1982; White &

Chappell 1983; Whalen et al. 1987; Creaser et al. 1991) sugerem a fusão parcial de rochas

metaígneas (tonalitos e granodioritos) da base da crosta continental para a origem dos

magmas alcalinos.

Uma tentativa de investigar as possíveis fontes crustais do álcali-feldspato granito está

representada na figura 9.7. Nesta figura plotaram-se as razões isotópicas do estrôncio (ISr)

calculadas para 600 Ma dos granitóides alcalinos do Maciço São José de Campestre e do

Plúton Umarizal, além dos campos delimitados para metapelitos do Grupo Seridó, ortognaisses

do Complexo Caicó (2,15 Ga) e ortognaisses do núcleo Arqueano Presidente Juscelino (3,3-2,7

Ga). Em ambas as figuras 9.7a e 9.7b, os valores de ISr para as rochas alcalinas coincidem ou

são ligeiramente superiores aos admitidos para o manto enriquecido (Faure 1986).

Desconsiderando as amostras mais evoluídas, logo mais pobres em Sr (MA-12 e MA-23A), nota-

se que o conjunto formado por Plúton Caxexa e granitóides alcalinos da Zona de

Cisalhamento Remígio-Pocinho (ZCRP) e Japi são claramente distintos do Plúton Umarizal com

respeito ao teor de Sr (menor neste) e na razão isotópica ISr (maior no Plúton Umarizal). Os

plútons alcalinos plotados na figura 9.7 mostram razões ISr afins aos termos menos radiogênicos

de metapelitos do Grupo Seridó, ortognaisses do Complexo Caicó e ortognaisses arqueanos do

tipo encontrado em Presidente Juscelino. Todavia, os valores elevados de Sr (figura 9.7a)

separam essas rochas alcalinas dos campos definidos por aquelas rochas crustais. A maneira

de acomodar o Sr, o Rb e o ISr, seria assumir a interação de fontes mantélicas (Sr) e crustais (Rb)

na gênese daqueles magmas.



120

Figura 9.7 - Razão isotópica inicial de Sr (ISr) vs. quantidade de Sr (a) e Rb (b) para o Plúton Caxexa (dados

na tabela 9.2). Os campos das rochas alcalinas da Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos (ZCRP) e do

Plúton Japi são definidos por R.S.C. Nascimento (1998) e Hollanda (1998), respectivamente, os metapelitos

do Grupo Seridó, por Jardim de Sá (1994) e os ortognaisses do Complexo Caicó no Maciço São José de

Campestre e do núcleo arqueano Presidente Juscelino, por Z.S. Souza (artigo em preparação). As faixas

de valores ISr do manto enriquecido são de Faure (1986). *Dados geocronológicos U/Pb (zircão) de Dantas

et al. (1998); **ídem Dantas (1997).

Por fim, destaca-se a análise isotópica Sm/Nd de uma amostra do álcali-feldspato

granito (MA-01), que forneceu Nd (600 Ma) de -20,78, TDM de 2,88 e TCHUR de 2,68 (tabela 9.1).



121

Este resultado é semelhante aos obtidos para a fácies alcalina do Plúton Japi por Hollanda et

al. (1999b), com Nd (600 Ma) de -22,3 a -19,5 e TDM de 3,2 a 2,6 Ga. Com base apenas na

idades TDM e TCHUR do Plúton Caxexa, os ortognaisses do tipo Complexo Caicó não devem ter

servido como fonte principal, haja vista suas idades de cristalização U/Pb de 2,15 Ga (Dantas

1997). Os ortognaisses arqueanos tipo Presidente Juscelino possuem idade U/Pb e Nd (600 Ma)

bem superiores, respectivamente, 3,3 Ga e -30 a -40 (Dantas et al. 1998), sendo também

descartados. Por último, os sienogranitos São José Campestre, datados a 2,7 Ga e com Nd (600

Ma) de -26,7 a -28 (Dantas et al. 1998), possuem razões ISr extremamente elevadas (fig. 9.7a, b).

A figura 9.8 permite tecer considerações genéticas com base na correlação Rb/Sr vs. Sr.

Nesta figura, foram plotadas as amostras dos plútons Caxexa e Cabeçudo, do biotita

microgranito, da suíte básica a intermediária e do granitóide aluminoso. As composições

médias do manto empobrecido, da crosta continental inferior e da crosta continental superior

basearam-se em Taylor & McLennan (1985). Os pontos representativos do manto

metassomatisado correspondem a amostras analisadas por Menzies et al. (1987). As curvas de

fusão parcial foram calculadas usando a equação (3), discutida no item 9.1. Conforme

apresentados, os dados da figura 9.8 sugerem que as amostras menos evoluídas do álcali-

feldspato granito não podem ser geradas pela fusão unicamente da crosta continental, o

mesmo raciocínio sendo aplicado ao anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito. O álcali-

feldspato granito e a suíte básica a intermediária podem ser explicados por fusão parcial do

manto ligeiramente metassomatisado ou, alternativamente, deste misturado com pequeno

volume de crosta continental inferior. Já o anfibólio-biotita granito e o biotita microgranito

necessitam de uma fonte ainda mais enriquecida ou contaminada com uma fração da crosta

continental superior. A proximidade das curvas de fusão parcial de peridotito com 5% e 10% de

plagioclásio, ou seja, um plagioclásio lherzolito (manto raso), metassomatisado, poderiam, em

tese, corresponder à fonte primordial destes dois magmas. O granitóide aluminoso confirma sua

fonte, sendo gerado por fusão parcial da crosta superior.

9.6 - Ambiente Tectônico.

Magmas granitóides alcalinos têm sido objeto de numerosas pesquisas, principalmente

após o trabalho de Loiselle & Wones (1979). Seguiram-se outros artigos enfocando granitos

alcalinos associados a ambientes intracratônicos anorogênicos, os chamados granitos tipo-A

(Loiselle & Wones 1979; Collins et al. 1982; White & Chappell 1983; Whalen et al. 1987), ou em

etapas finais de estabilização de faixas orogênicas (Maniar & Piccoli 1989; Bonin 1990; Rogers &

Greenberg 1990).



122

Figura 9.8 - Diagrama Rb/Sr vs. Sr com considerações genéticas para as suítes estudadas. DM = manto

empobrecido, CCS = crosta continental superior, CCI = crosta continental inferior; valores segundo Taylor

& McLennan (1985). EM1,2 = manto enriquecido, de acordo com Menzies et al. (1987). Curvas de fusão

baseadas na equação (3) do ítem 9.1.

Para o caso em foco, diversas relações de campo e dados geocronológicos fornecem

argumentos para posicionar o magmatismo da região pesquisada. As fábricas magmáticas

relativamente bem preservadas, inclusive com porções internas de alguns plútons (caso do

maciço de rochas básicas a intermediárias no sudeste da área - vide anexo 3) praticamente

isotrópicas, são condizentes com episódios de alojamento em uma região já tectonicamente

estabilizada. A íntima associação desse magmatismo com eventos deformacionais de

características extensionais (Jardim de Sá et al. 1993, 1999; Trindade et al. 1995), metamorfismo

de alta temperatura (Souza & Jardim de Sá 1993) e coexistência de vários tipos de magmas

compõem um quadro próprio de episódios pós-colisionais, conforme discutidos por alguns

autores (Sylvester 1989, 1998; Liegeois 1998; Liegeois et al. 1998). Apesar de exigir um maior

detalhamento por outras metodologias, a obtenção de idades Sm/Nd em granada com cerca

de 570 Ma permite posicionar o último evento termo-tectônico no final da orogênese

brasiliana, sendo, por isto, coerente com as características enunciadas de magmatismo tardi-

ou pós-colisional.

Alguns diagramas geoquímicos discriminantes de ambiente tectônico foram

empregados visando aperfeiçoar as interpretações prévias. No diagrama (Y+Nb) vs. Rb

(Pearce et al. 1984), o álcali-feldspato granito, o anfibólio-biotita granito e o biotita

microgranito plotam na transição dos campos de arco magmático e sin-colisional, enquanto

as rochas básicas a intermediárias situam-se no campo intraplaca (fig. 9.9a). Já a relação Zr vs.

(Nb/Zr)N, empregada por Thiéblemont & Tégyey (1994), indica que todas as rochas plotam na

transição arco-magmático/margem continental ativa a colisional continente-continente, a



123

exceção da suíte básica a intermediária e uma amostra do álcali-feldspato granito (fig. 9.9b).

O diagrama triangular Y/44-Rb/100-Nb/16 (Thiéblemont & Cabanis 1990) posiciona a suíte

básica a intermediária (fig. 9.9c) como anorogênica hiperalcalina, enquanto as demais são

pós-colisionais ou transicionais a sin-colisionais (Plúton Caxexa) ou anorogênicas alcalinas

(Plúton Cabeçudo, biotita microgranito). Finalmente, a comparação de multielementos,

normalizados com respeito a granitos de cadeia oceânica (ORG), mostra que o anfibólio-

biotita granito e o microgranito possuem espectros semelhantes na forma e anomalias com a

média de granitos de ambiente intraplaca (fig. 9.10a). Já o álcali-feldspato granito

praticamente coincide com a média de granitos de arco magmático, sendo mais enriquecido

em K2O, Rb e Ba (fig. 9.10b). A suíte básica a intermediária tem o espectro semelhante ao de

granitóides de arco magmático, porém mais enriquecido em todos os elementos, à exceção

de K2O e Rb (fig. 9.10b).

Figura 9.9 - Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos aplicados as suítes plutônicas estudadas,

de acordo com (a) Pearce et al. (1984); (b) Thiéblemont & Tégyey (1994); e (c) Thiéblemont & Cabanis

(1990).



124

Figura 9.10 - Diagrama multielementar discriminante, comparando as médias das suítes estudadas com

ambientes tectônicos compilados por Pearce et al. (1984). ORG = granito de cadeia oceânica definido

por Pearce et al. (1984).

Em síntese, as informações de campo, geocronológicas e geoquímicas sugerem que as

suítes magmáticas presentes nesta região estão relacionadas às etapas tardias ou pós-

colisionais da orogênese brasiliana. A gênese e o alojamento dos granitóides teria sido

controlada pela reativação e/ou criação de zonas de cisalhamento transcorrentes,

tangenciais, de cinemática extensional, com raízes profundas, podendo atingir o manto

superior. Esta seria uma característica marcante desta porção do Maciço São José de

Campestre, em contraste ao interpretado para a Faixa Seridó clássica, onde episódios

colisionais compressivos registram o magmatismo essencialmente cálcio-alcalino potássico,

sem evidências de plutonismo alcalino (Jardim de Sá 1994).

Parte 3

Integração dos Dados e

Conclusões Finais

Capítulo 10Integração de Dados e Conclusões Finais


PPGG/CCET/UFRN Capítulo 10 - Integração de Dados e Conclusões Finais

125

CAPÍTULO 10

INTEGRAÇÃO DE DADOS E CONCLUSÕES FINAIS

O final da orogênese brasiliana foi palco de um volumoso e variado magmatismo bem

caracterizado nos Maciços Rio Piranhas e São José de Campestre (fig. 2.1). No caso específico

da região estudada, chama a atenção a ocorrência de várias suítes plutônicas distintas numa

superfície relativamente pequena de aproximadamente 230 km2 (anexo 3). Estas rochas

afloram em estreita associação com zonas de cisalhamento tangenciais e transcorrentes, de

cinemática extensional. Em particular, a interface substrato gnáissico-micaxistos parece

controlar o posicionamento dos plútons Caxexa e Cabeçudo. Isto é relevante por estes

lineamentos poderem representar estruturas com raízes profundas (na crosta inferior ou no

manto superior) e terem servido como canais para a colocação de corpos básicos, a exemplo

daquele do sudeste da área.

O plúton Caxexa se caracteriza por sua grande proporção de minerais félsicos (> 90%),

destacando-se pela ausência de minerais hidratados e pela presença ora da associação

aegirina-augita + albita, ora de hedenbergita + andradita + albita. Em termos de seus

conteúdos em álcalis, pode ser classificado na série alcalina tradicional. Porém, estes granitos

alcalinos stricto sensu (tipo-A) contêm biotita (rica em moléculas de anita), anfibólio e/ou

piroxênios sódico, possuem baixo conteúdo em Sr, altos Nb, Ga e ETR, e anomalia fortemente

negativa em európio (Loiselle & Wones 1979; Collins et al. 1982; White & Chappell 1983; Whalen

et al. 1987). Estas são feições opostas às encontradas no Plúton Caxexa, além deste ser

metaluminoso a ligeiramente peraluminoso. Dados petrográficos e texturais, juntamente com

relações geoquímicas entre elementos compatíveis e incompatíveis e determinações de fO2

sugerem o fracionamento sob condições oxidantes de um cumulado com oligoclásio (87,5%),

clinopiroxênio (9,3%), magnetita, (2,6%) e zircão (0,6%), e taxa de cristalização de 10% para a

evolução do magma relativo ao Plúton Caxexa. Condições de fO2 provavelmente

semelhantes também parecem ter atuado no Plúton Cabeçudo, no biotita microgranito e na

suíte básica a intermediária, conforme deduzido pela presença de magnetita precoce. O

efeito combinado de fracionamento de plagioclásio, hornblenda e piroxênios impediram a

formação significativa de anomalia em európio nestas últimas.

A suíte básica a intermediária tem afinidade monzonítica, transicional subalcalina-

alcalina, e enriquecida em TRL, Ba e Zr. Distingue-se das demais suítes em todos os diagramas

geoquímicos. Caracteriza-se pela presença de dois piroxênios e biotita. Os granitóides

aluminosos, por sua vez, contêm maior quantidade de coríndon normativo, sendo



126

peraluminoso na classificação de Maniar & Piccolli (1989). O controle de campo bem definido

comprova a origem desse granitóide a partir da fusão parcial de micaxistos.

O Plúton Cabeçudo e o biotita microgranito mostram algumas similaridades em vários

diagramas. São rochas de afinidade subalcalina a alcalina, seguindo a porção moderada a

altamente evoluída da tendência monzonítica. Apresentam espectros de ETR com

enriquecimento em TRL e fraca anomalia de európio. Eles se distinguem, todavia, através dos

elementos de alto potencial iônico, particularmente Y e Yb, que são menores no biotita

microgranito. Estas diferenças sutis podem ser provocadas por fontes distintas com pequenas

diferenças em termos de determinados elementos químicos ou, então, uma mesma fonte que

sofreu taxas de fusão diferentes.

Um modelo integrado com base nos vínculos de campo, petrográficos e geoquímicos

discutidos acima pode ser imaginado em um contexto tectônico tardi- ou pós-colisional. Na

área em foco, onde relações de campo demonstram o caráter intrusivo dos granitóides em

uma crosta continental (substrato gnáissico, micaxistos) já relativamente estabilizada (os

contatos com os granitóides são bruscos) e pico do metamorfismo (e deformação ?) a cerca

de 574 Ma (cap. 4), interpreta-se a geração e posicionamento das suítes granitóides durante os

eventos tardios da orogênese brasiliana. Em tal sentido, pode-se esperar intrusões localmente

sintectônica (caso dos plútons Caxexa e Cabeçudo) relacionados a processos globais

regionais tardi-tectônicos. Esta interpretação se adequa à situação típica de regiões

orogênicas recém estabilizadas ou em processo de afinamento crustal, com magmatismo

alcalino supersaturado em sílica (Black et al. 1985). O intervalo de tempo relativamente longo

(40 Ma) entre o evento metamórfico de alta temperatura (574-578 Ma) e o reequilíbrio do

sistema isotópico Rb/Sr no Plúton Caxexa (536 Ma) revela a prevalência de resfriamento lento

ao final da orogênese brasiliana. Finalmente, a variabilidade do magmatismo e o seu controle

por estruturas extensionais associadas com eventos de alta temperatura não fogem do

contexto regional de colocação de plútons alcalinos no Maciço São José de Campestre -

MSJC (Souza & Jardim de Sá 1993; Jardim de Sá 1994; Trindade et al. 1995; Jardim de Sá et al.

1999).

O último ponto de discussão refere-se às fontes envolvidas na gênese do magmatismo

tardi-brasiliano. O confronte de Nd (600 Ma), TDM e razões isotópicas iniciais de estrôncio (ISr) não

permitem definir a(s) fonte(s) adequada(s) dentre as unidades crustais do substrato gnáissico

atualmente aflorante no MSJC. Ensaios preliminares levando em conta a relação Rb/Sr vs. Sr

deixam em aberto a possibilidade do manto metassomatisado (enriquecido em TRL, Ba, Sr, Zr)

ter sido uma das fontes principais, contaminada em diferentes proporções (menor na suíte

básica a intermediária) por material da crosta continental, do magmatismo em estudo. Assim,

um manto enriquecido não seria uma particularidade da litosfera neoproterozóica (Jardim de

Sá 1994, Hollanda et al. 1999a,b), mas uma característica marcante da porção nordeste da



127

Província Borborema desde o Arqueano (Souza et al. 1999) e o Paleoproterozóico (Souza et al.

1996).

Finalmente, a integração de dados de campo, petrográficos, texturais, geoquímicos e

isotópicos para as rochas plutônicas, fornecem subsídios para se chegar as conclusões abaixo.

Numa área restrita, ocorre uma gama variada de suítes magmáticas geoquimicamente

distintas, denominadas: álcali-feldspato granito (Plúton Caxexa), anfibólio-biotita granito (Plúton

Cabeçudo), biotita microgranito, básica a intermediária e granitóide aluminoso.

O biotita microgranito e o granitóide aluminoso são as unidades mais jovens, o primeiro

ocorrendo normalmente como enxames de diques e soleiras, e o último compondo uma faixa

nos contatos da suíte básica a intermediária com os micaxistos. Os plútons Caxexa e

Cabeçudo e a suíte básica a intermediária não apresentam relações estratigráficas definida

entre si, sendo considerados cronocorrelatos.

Isócronas internas Sm/Nd no Plúton Caxexa e no granitóide aluminoso forneceram idade de

578 Ma e 574 Ma, respectivamente, sendo interpretadas como as melhores estimativas da

idade de intrusão e de um evento térmico de alta temperatura associado. Por outro lado, uma

isócrona Rb/Sr do Plúton Caxexa 536 Ma (MSWD = 0,48) demonstra que o reequilíbrio isotópico

do sistema Rb/Sr se deu no início do Cambriano, cerca de 40 Ma após o pico do evento

termal.

As rochas estudadas possuem afinidade com séries alcalinas meta a peraluminosas

altamente fracionadas (Plúton Caxexa), transicionais subalcalinas a alcalinas (básica a

intermediária, Plúton Cabeçudo, biotita microgranito) e peraluminosa (granitóide aluminoso).

Estas séries evoluíram por mecanismos de cristalização fracionada, sendo calculada uma

taxa de cristalização de 10% e um cumulado anidro para o Plúton Caxexa. Cálculos de fO2 e

presença de magnetita precoce, anomalia positiva de európio e associação hedenbergita +

andradita sugerem condições oxidantes na evolução deste plúton.

Dados termobarométricos apontam para condições P-T da ordem de 5,3-7,2 kbar e 730-

760 C para estas rochas. Temperaturas mais elevadas foram determinadas pelo

geotermômetro de Zr no Plúton Cabeçudo (855 C), no biotita microgranito (812 C) e na suíte

básica a intermediária (957 C).



128

As características geoquímicas das suítes estudadas (exceto granitóide aluminoso), com

enriquecimento em elementos incompatíveis, além de Sr no Plúton Caxexa, sugerem a

influência de fontes mantélicas variavelmente contaminadas com material crustal na gênese

das mesmas.

A distribuição de multielementos, os tipos de fontes prováveis e os aspectos tectônicos das

unidades estudadas permitem interpretar que houve um forte controle de estruturas

extensionais (tangenciais e transcorrentes) enraizadas no manto, relacionadas a episódios

tardi- a pós-colisionais ao final da orogênese brasiliana.

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129

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Anexos

01 - Mapa de Afloramentos visitados02 - Mapa de pontos de Amostragem03 - Esboço Geológico da Área estudada

Aracati

Mossoró

Currais

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Anexos

04 - Tabelas das análises completas do capítulo de Química Mineral

Tabela I - Análises químicas representativas de ortopiroxênios da fácies monzonítica da suíte

básica a intermediária, com fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênios.

OrtopiroxêniosSuíte Básica a Intermediária

MA-197A Elementos 1 2 3 4 5 6 7 X

SiO2 48,43 48,76 48,66 48,53 48,22 48,41 48,16 48,45 0,20TiO2 0,15 0,10 0,19 0,14 0,03 0,09 0,15 0,12 0,05 Al2O3 0,43 0,40 0,36 0,31 0,20 0,28 0,37 0,34 0,07 Cr2O3 0,00 0,00 0,01 0,00 0,07 0,00 0,00 0,01 0,02 FeOt 40,25 38,97 40,76 40,56 41,22 41,13 40,69 40,51 0,70 MnO 1,35 1,36 1,47 1,77 1,89 1,57 1,74 1,59 0,20 MgO 9,06 8,83 9,10 8,53 8,62 8,20 8,27 8,66 0,33 CaO 0,72 2,27 0,65 0,94 0,48 0,77 1,37 1,03 0,57 Na2O 0,04 0,03 0,01 0,02 0,01 0,00 0,03 0,02 0,01 K2O 0,00 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 Total 100,43 100,76 101,21 100,80 100,74 100,45 100,78 100,74 0,24

Si 1,974 1,977 1,971 1,978 1,971 1,985 1,967 1,975 0,005 AlIV 0,021 0,019 0,017 0,015 0,009 0,014 0,018 0,016 0,004 Fe+3 0,005 0,004 0,012 0,007 0,020 0,001 0,015 0,009 0,006 T = 2,0 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -

AlVI 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe+3 0,020 0,022 0,018 0,014 0,025 0,010 0,027 0,020 0,011 Ti 0,005 0,003 0,006 0,004 0,001 0,003 0,005 0,004 0,002 Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 Mg 0,550 0,533 0,549 0,518 0,525 0,501 0,503 0,526 0,018 Fe+2 0,425 0,442 0,427 0,447 0,447 0,486 0,465 0,450 0,029 M1=1,00 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 -

Fe+2 0,919 0,851 0,921 0,913 0,912 0,912 0,877 0,901 0,024 Mn 0,047 0,047 0,050 0,061 0,065 0,055 0,060 0,055 0,007 Ca 0,031 0,099 0,028 0,041 0,021 0,034 0,060 0,045 0,025 Na 0,003 0,002 0,000 0,001 0,001 0,000 0,003 0,001 0,001 M2=1,00 0,034 0,101 0,028 0,042 0,021 0,034 0,063 0,046 -

Total 3,034 3,101 3,028 3,042 3,021 3,034 3,063 3,046 -

Ca+Mg+Fe+2 1,925 1,925 1,925 1,919 1,905 1,933 1,905 1,920 0,010 2Na 0,006 0,004 0,000 0,002 0,002 0,000 0,006 0,003 0,002

Q 99,7 99,8 100,0 99,9 99,9 100,0 99,6 99,8 0,1 Jd 0,1 0,1 0,0 0,1 0,0 0,0 0,3 0,1 0,1 Ae 0,2 0,1 0,0 0,0 0,1 0,0 0,1 0,1 0,1

Wo 1,7 5,1 1,5 2,2 1,2 1,8 3,2 2,4 1,3 En 28,6 27,7 28,5 27,0 27,5 25,9 26,4 27,4 0,9 Fs 69,7 67,2 70,0 70,8 71,3 72,3 70,4 70,2 1,5

Fe/(Fe+Mg) 0,81 0,82 0,82 0,83 0,83 0,83 0,83 0,82 0,01

Tabela IIa - Análises químicas representativas de clinopiroxênios das rochas do Plúton

Caxexa, com fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênio. B e C representam,

respectivamente, borda e centro do cristal,

ClinopiroxêniosPlúton Caxexa (com granada)

MA-18 Elementos 1B 1C 1B 2 3 4 X

SiO2 48,53 49,13 48,80 49,07 48,17 48,56 48,71 0,33TiO2 0,02 0,00 0,00 0,02 0,09 0,02 0,03 0,03 Al2O3 1,20 0,97 1,02 0,97 1,05 1,25 1,08 0,11 FeOt 22,84 20,83 23,11 23,00 23,26 24,31 22,89 1,03 MnO 1,00 0,86 0,97 1,05 0,92 1,03 0,97 0,07 MgO 3,80 4,40 3,46 3,36 3,15 3,07 3,54 0,45 CaO 19,46 19,91 19,73 20,03 19,38 19,44 19,66 0,25 Na2O 1,62 1,62 1,63 1,62 1,63 1,77 1,65 0,05 K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Cr2O3 0,01 0,00 0,00 0,03 0,00 0,05 0,02 0,02 Total 98,48 97,72 98,72 99,15 97,65 99,50 98,54 0,68

Si 1,958 1,983 1,967 1,971 1,967 1,949 0.966 0,011 AlIV 0,042 0,017 0,033 0,029 0,033 0,051 0,034 0,011 T = 2,0 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -

AlVI 0,015 0,029 0,016 0,017 0,018 0,008 0,017 0,006 Fe+3 0,152 0,115 0,144 0,137 0,138 0,177 0,144 0,019 Ti 0,001 0,000 0,000 0,001 0,003 0,001 0,001 0,001 Cr 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 Mg 0,228 0,265 0,208 0,201 0,192 0,184 0,213 0,027 Fe+2 0,602 0,575 0,619 0,620 0,641 0,620 0,613 0,020 Mn 0,002 0,016 0,013 0,023 0,008 0,009 0,012 0,006 M1=1,00 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 -

Mn 0,032 0,014 0,020 0,013 0,024 0,026 0,021 0,007 Ca 0,841 0,861 0,852 0,862 0,848 0,836 0,850 0,010 Na 0,126 0,127 0,128 0,126 0,129 0,138 0,129 0,004 M2=1,00 0,999 1,002 1,000 1,001 1,001 1,000 1,000 -

Total 3,999 4,002 4,000 4,001 4,001 4,000 4,000 -

Ca+Mg+Fe+2 1,671 1,701 1,679 1,683 1,681 1,639 1,676 0,019 2Na 0,252 0,254 0,256 0,252 0,258 0,276 0,258 0,008

Q 86,9 87,0 87,1 86,9 86,6 85,7 86,6 0,4 Jd 3,6 3,7 3,4 3,3 3,6 3,6 3,5 0,1 Ae 9,5 9,3 9,3 9,8 9,8 10,8 9,8 0,5

Wo 49,32 49,76 49,78 50,15 49,52 49,94 49,75 0,27 En 13,39 15,29 12,14 11,70 11,21 10,97 12,45 1,49 Fs 37,29 34,95 38,07 38,15 39,26 39,09 37,80 1,44

Fe/(Fe+Mg) 0,86 0,83 0,87 0,87 0,88 0,89 0,87 0,02

Tab

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3 0,

022

0,01

8 0,

030

0,02

5 0,

007

Ca

0,

862

0,83

1 0,

822

0,86

7 0,

863

0,83

5 0,

814

0,84

8 0,

851

0,86

9 0,

828

0,84

5 0,

019

Na

0,

135

0,15

9 0,

148

0,13

1 0,

134

0,14

1 0,

156

0,13

6 0,

131

0,13

0 0,

142

0,14

0 0,

010

M2

= 1

,00

1,02

7 1,

009

1,00

1 1,

008

1,01

9 1,

000

1,00

1 1,

017

1,00

4 1,

017

1,00

0 1,

007

-

Tota

l 4,

027

4,00

9 4,

001

4,00

8 4,

019

4,00

0 4,

001

4,01

7 4,

004

4,01

7 4,

000

4,00

7 -

Ca

+M

g+

Fe+

21,

662

1,58

7 1,

631

1,65

7 1,

629

1,64

6 1,

605

1,63

9 1,

666

1,64

8 1,

642

1,63

7 0,

023

2Na

0,

270

0,31

8 0,

296

0,26

2 0,

268

0,28

2 0,

312

0,27

2 0,

262

0,26

0 0,

284

0,28

1 0,

019

Q

86,0

83

,3

84,6

86

,4

85,9

85

,4

83,8

86

,3

86,4

86

,3

85,3

85

,4

1,0

Jd

2,5

3,4

3,6

2,8

3,3

2,9

3,6

2,8

2,4

3,3

3,1

3,1

0,4

Ae

11

,5

13,3

11

,8

10,9

10

,8

11,7

12

,7

11,4

11

,2

10,3

11

,6

11,6

0,

8

Wo

51

,2

50,6

49

,4

50,6

51

,9

49,4

49

,4

50,6

50

,0

51,9

50

,0

50,5

0,

9 En

14

,6

11,7

11

,4

14,8

12

,7

13,6

10

,4

16,0

17

,0

14,8

13

,8

13,7

1,

9 Fs

34

,1

37,7

39

,2

34,6

35

,4

37,0

40

,2

33,4

33

,0

33,3

36

,2

35,8

2,

3

Fe/ (

Fe+

Mg

)0,

85

0,89

0,

89

0,85

0,

87

0,86

0,

90

0,83

0,

83

0,85

0,

86

0,86

0,

02

Tabela IIc - Análises químicas representativas de clinopiroxênios das rochas do Plúton Caxexa, com

fórmulas estruturais calculadas para 6 oxigênios.

ClinopiroxêniosPlúton Caxexa (sem granada)

MA-21 Elementos 1 2 3 4 5 6 7 8 X

SiO2 50,77 49,48 50,32 51,00 50,89 51,18 50,44 50,85 50,62 0,50TiO2 0,09 0,07 0,06 0,00 0,13 0,04 0,02 0,08 0,06 0,04 Al2O3 0,64 0,58 0,61 0,54 0,73 0,65 0,68 0,61 0,63 0,06 FeOt 26,60 26,73 26,59 25,18 24,64 23,89 25,89 25,96 25,69 0,96 MnO 1,11 1,04 1,10 1,19 1,10 1,00 1,20 1,18 1,12 0,07 MgO 1,91 1,66 1,72 2,62 2,73 3,24 2,11 2,14 2,27 0,51 CaO 13,25 12,92 13,02 13,42 13,57 14,06 13,30 13,41 13,37 0,33 Na2O 5,52 5,92 5,76 5,98 5,48 5,45 5,60 5,57 5,66 0,19 K2O 0,18 0,17 0,20 0,11 0,00 0,00 0,32 0,00 0,12 0,11 Total 100,07 98,57 99,38 100,04 99,27 99,51 99,56 99,80 99,53 0,45

Si 1,976 1,951 1,970 1,967 1,983 1,983 1,967 1,981 1,972 0,010 AlIV 0,024 0,027 0,028 0,025 0,017 0,017 0,031 0,019 0,024 0,005 Fe+3 0,000 0,022 0,002 0,008 0,000 0,000 0,002 0,000 0,004 0,007 T = 2,0 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -

AlVI 0,005 0,000 0,000 0,000 0,016 0,013 0,000 0,009 0,003 0,006 Fe+3 0,438 0,506 0,474 0,485 0,408 0,412 0,472 0,427 0,433 0,040 Ti 0,003 0,002 0,002 0,000 0,004 0,001 0,001 0,002 0,002 0,001 Mg 0,111 0,098 0,100 0,151 0,162 0,187 0,123 0,124 0,132 0,030 Fe+2 0,428 0,353 0,395 0,319 0,395 0,362 0,371 0,419 0,380 0,034 Mn 0,002 0,035 0,029 0,039 0,015 0,025 0,033 0,019 0,025 0,011 M1=1,00 1,000 0,994 1,000 0,994 1,000 1,000 1,000 1,000 0,987 -

Mn 0,035 0,000 0,007 0,000 0,021 0,008 0,007 0,020 0,012 0,011 Ca 0,553 0,546 0,546 0,555 0,566 0,583 0,555 0,560 0,558 0,011 Na 0,417 0,453 0,437 0,447 0,414 0,409 0,424 0,421 0,428 0,015 K 0,009 0,008 0,010 0,005 0,000 0,000 0,016 0,000 0,006 0,005 M2=1,00 1,014 1,007 1,000 1,007 1,001 1,000 1,002 1,001 1,004 -

Total 4,014 4,007 4,000 4,007 4,001 4,000 4,002 4,001 4,004 -

Ca+Mg+Fe+2 1,092 0,997 1,041 1,025 1,123 1,132 1,049 1,103 1,070 0,046 2Na 0,834 0,906 0,874 0,894 0,828 0,818 0,848 0,842 0,856 0,030

Q 56,7 52,3 54,3 53,4 57,5 58,1 55,4 56,7 55,6 1,9 Jd 2,7 2,3 2,5 2,3 3,2 2,9 2,7 2,7 2,7 0,3 Ae 40,6 45,3 43,1 44,3 39,2 39,0 42,0 40,6 41,8 2,2

Fe/(Fe+Mg) 0,93 0,94 0,94 0,91 0,90 0,88 0,92 0,92 0,92 0,02

Tab

ela

III

a

- A

ná

lise

s q

uím

ica

s re

pre

sen

tativ

as

de

a

nfib

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o

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b

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a

mic

rog

ran

ito,

co

m

fórm

ula

s e

stru

tura

is

ca

lcu

lad

as

pa

ra 2

3 o

xig

ên

ios.

An

fibó

lios

Porf

irític

oM

icro

gra

nito

MA

-161

A

MA

-59

Ele

me

nto

s 1

23

45

X1

23

4X

SiO

240

,09

40,1

040

,60

40,1

040

,01

40,1

80,

2141

,99

42,2

442

,82

42,4

842

,38

0,31

TiO

2 0,

46

0,49

0,

46

0,43

0,

44

0,46

0,

02

0,52

0,

56

0,50

0,

51

0,52

0,

02

Al 2

O3

11,6

4 11

,84

11,4

6 11

,86

11,8

7 11

,73

0,16

10

,11

10,0

4 9,

75

10,2

4 10

,04

0,18

C

r 2O

3 0,

00

0,00

0,

03

0,02

0,

02

0,01

0,

01

0,00

0,

00

0,00

0,

00

0,00

0,

00

FeO

t 22

,78

22,5

4 22

,88

22,8

1 23

,08

22,8

2 0,

17

20,5

6 20

,64

20,6

9 20

,74

20,6

6 0,

07

Mn

O

0,71

0,

72

0,74

0,

63

0,72

0,

70

0,04

0,

70

0,75

0,

66

0,71

0,

71

0,03

M

gO

7,

04

7,02

7,

09

6,86

6,

92

6,99

0,

08

9,02

9,

09

9,17

9,

00

9,07

0,

07

Ca

O

11,2

9 10

,99

11,4

4 11

,23

10,7

7 11

,14

0,24

11

,47

11,3

5 11

,38

11,5

6 11

,44

0,08

N

a2O

1,

50

1,47

1,

58

1,47

1,

28

1,46

0,

10

1,51

1,

55

1,50

1,

63

1,55

0,

05

K2O

1,

94

1,63

1,

24

1,33

1,

39

1,51

0,

25

1,45

1,

30

1,24

1,

43

1,36

0,

09

Tota

l 97

,45

96,8

0 97

,52

96,7

4 96

,50

97,0

0 0,

41

97,3

3 97

,52

97,7

1 98

,30

97,7

1 0,

36

Si

6,23

9 6,

258

6,27

4 6,

246

6,24

4 6,

252

0,01

3 6,

439

6,46

0 6,

526

6,45

7 6,

471

0,03

3 A

lIV

1,76

1 1,

742

1,72

6 1,

754

1,75

6 1,

748

0,01

3 1,

561

1,54

0 1,

474

1,54

3 1,

530

0,03

3 T

= 8

,00

8,00

0 8,

000

8,00

0 8,

000

8,00

0 8,

000

- 8,

000

8,00

0 8,

000

8,00

0 8,

000

-

AlV

I 0,

373

0,43

5 0,

362

0,42

4 0,

427

0,40

4 0,

030

0,26

7 0,

270

0,27

7 0,

292

0,27

7 0,

010

Ti

0,05

4 0,

057

0,05

4 0,

050

0,05

2 0,

053

0,00

2 0,

060

0,06

4 0,

057

0,05

9 0,

060

0,00

3 C

r 0,

000

0,00

0 0,

004

0,00

2 0,

003

0,00

2 0,

002

0,00

0 0,

000

0,00

0 0,

000

0,00

0 0,

000

Fe+

3 0,

442

0,42

3 0,

553

0,51

7 0,

560

0,49

9 0,

056

0,44

2 0,

430

0,39

7 0,

376

0,41

1 0,

026

Mn

0,

094

0,09

6 0,

097

0,08

3 0,

096

0,09

3 0,

005

0,09

0 0,

097

0,08

6 0,

091

0,09

1 0,

004

Mg

1,

632

1,63

3 1,

634

1,59

4 1,

610

1,62

1 0,

016

2,06

3 2,

071

2,08

4 2,

039

2,06

4 0,

016

Fe+

2 2,

405

2,35

6 2,

296

2,33

0 2,

252

2,32

8 0,

052

2,07

8 2,

068

2,09

9 2,

143

2,09

7 0,

029

C =

5,0

0 5,

000

5,00

0 5,

000

5,00

0 5,

000

5,00

0 -

5,00

0 5,

000

5,00

0 5,

000

5,00

0 -

Fe+

2 0,

118

0,16

3 0,

128

0,12

5 0,

200

0,14

7 0,

031

0,11

6 0,

142

0,14

1 0,

117

0,12

9 0,

013

Ca

1,

882

1,83

7 1,

893

1,87

5 1,

801

1,85

8 0,

034

1,88

4 1,

859

1,85

9 1,

883

1,87

1 0,

012

B =

2,0

0 2,

000

2,00

0 2,

000

2,00

0 2,

000

2,00

0 -

2,00

0 2,

000

2,00

0 2,

000

2,00

0 -

Ca

0,

000

0,00

0 0,

021

0,00

0 0,

001

0,00

4 0,

008

0,00

0 0,

001

0,00

0 0,

000

0,00

0 0,

000

Na

0,

453

0,44

5 0,

475

0,44

5 0,

387

0,44

1 0,

029

0,44

8 0,

461

0,44

4 0,

479

0,45

8 0,

014

K

0,38

4 0,

325

0,24

5 0,

265

0,27

7 0,

299

0,05

0 0,

284

0,25

3 0,

241

0,27

8 0,

264

0,01

8 A

= (

0,00

- 1

,00)

0,

837

0,77

0 0,

741

0,71

0 0,

665

0,74

5 0,

058

0,73

2 0,

715

0,68

5 0,

757

0,72

2 0,

026

Tota

l 15

,837

15

,770

15

,741

15

,710

15

,665

15

,745

-

15,7

32

15,7

15

15,6

85

15,7

57

15,7

22

-

Mg

/(M

g+

Fe+

2 )0,

39

0,39

0,

40

0,39

0,

40

0,39

0,

00

0,48

0,

48

0,48

0,

47

0,48

0,

00

Tabela IIIb - Análises químicas representativas de anfibólios da fácies

monzonítica da suíte básica a intermediária, com fórmulas estruturais

calculadas para 23 oxigênios.

AnfibóliosSuíte Básica a Intermediária

MA-197A Elementos 1 2 3 4 5 X

SiO2 41,70 41,25 41,27 41,81 41,22 41,45 0,25TiO2 2,26 2,47 2,29 1,83 2,24 2,22 0,21 Al2O3 9,18 9,30 9,46 9,36 9,63 9,39 0,15 Cr2O3 0,02 0,00 0,00 0,02 0,01 0,01 0,01 FeOt 26,62 25,84 26,81 26,39 25,87 26,31 0,39 MnO 0,43 0,46 0,43 0,44 0,33 0,42 0,05 MgO 5,35 5,14 5,16 5,19 5,56 5,28 0,16 CaO 10,13 10,36 10,42 10,68 10,45 10,41 0,18 Na2O 1,52 1,70 1,67 1,52 1,70 1,62 0,08 K2O 1,35 0,91 1,13 1,26 1,34 1,20 0,16 Total 98,56 97,43 98,64 98,50 98,35 98,30 0,44

Si 6,536 6,524 6,463 6,543 6,464 6,506 0,035 AlIV 1,464 1,476 1,537 1,457 1,536 1,494 0,035 T = 8,00 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 -

AlVI 0,233 0,259 0,209 0,269 0,244 0,243 0,021 Ti 0,266 0,294 0,269 0,216 0,265 0,262 0,025 Cr 0,003 0,000 0,000 0,002 0,001 0,001 0,001 Fe+3 0,000 0,000 0,055 0,040 0,000 0,019 0,024 Mn 0,057 0,061 0,057 0,058 0,044 0,055 0,006 Mg 1,250 1,213 1,205 1,210 1,299 1,235 0,036 Fe+2 3,191 3,173 3,205 3,205 3,147 3,184 0,022 C = 5,00 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 5,000 -

Fe+2 0,299 0,245 0,252 0,210 0,246 0,250 0,028 Ca 1,701 1,755 1,748 1,790 1,755 1,750 0,029 B = 2,00 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 -

Na 0,461 0,520 0,508 0,462 0,517 0,494 0,027 K 0,269 0,183 0,226 0,252 0,269 0,240 0,032 A = (0,00 - 1,00) 0,730 0,703 0,734 0,714 0,786 0,733 0,029

Total 15,730 15,703 15,734 15,714 15,786 15,733 -

Mg/(Mg+Fe+2) 0,26 0,26 0,26 0,26 0,28 0,26 0,01

Tab

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.

Tabela Vb - Análises químicas representativas de plagioclásio do Plúton Caxexa,

com fórmulas estruturais calculadas para 8 oxigênios.

PlagioclásiosPlúton Caxexa (sem granada)

MA-21 Elementos 1 2 3 4 5 6 X

SiO2 68,59 68,67 69,08 69,03 68,68 68,90 68,83 0,19TiO2 0,03 0,00 0,02 0,00 0,00 0,03 0,01 0,01 Al2O3 19,13 19,09 19,30 19,11 19,46 19,40 19,25 0,15 FeOt 0,29 0,30 0,24 0,33 0,35 0,23 0,29 0,04 MgO 0,03 0,02 0,00 0,03 0,01 0,01 0,02 0,01 CaO 0,00 0,00 0,01 0,02 0,01 0,00 0,01 0,02 Na2O 11,98 12,07 11,91 11,74 11,85 11,79 11,89 0,11 K2O 0,12 0,89 0,28 0,00 0,36 0,12 0,30 0,29 Total 100,17 101,04 100,84 100,26 100,72 100,48 100,59 0,31

Si 2,986 2,960 2,991 3,010 2,975 2,995 2,986 0,016 Ti 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001 0,001 0,001 Alt 0,982 0,970 0,985 0,982 0,994 0,994 0,985 0,008 Fe+2 0,011 0,011 0,009 0,012 0,013 0,008 0,011 0,002 Mg 0,002 0,002 0,000 0,002 0,001 0,001 0,001 0,001 Ca 0,000 0,000 0,000 0,001 0,003 0,000 0,001 0,001 Na 1,011 1,009 1,000 0,993 0,995 0,994 1,000 0,007 K 0,007 0,049 0,015 0,000 0,020 0,007 0,016 0,016 Total 5,000 5,001 5,001 5,000 5,001 5,000 5,001 -

Ab 99 95 99 100 98 99 98 1 An 0 0 0 0 0 0 0 0 Or 1 5 1 0 2 1 2 1

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Tabela VIb - Análises químicas representativas de granadas do granitóide aluminoso, com fórmulas

estruturais calculada para 24 oxigênios.

GranadasGranitóide aluminoso

MA-187A Elementos 1B 1C 1B 2 3 4B 4C 4B X

SiO2 35,98 36,46 36,10 36,54 36,79 36,13 36,35 36,60 36,37 0,26TiO2 0,02 0,01 0,06 0,00 0,06 0,03 0,05 0,00 0,03 0,02 Al2O3 21,06 21,04 21,00 21,07 21,24 21,35 21,18 21,17 21,14 0,11 Cr2O3 0,09 0,02 0,04 0,00 0,09 0,06 0,08 0,06 0,06 0,03 FeOt 31,85 31,99 31,77 31,86 32,15 32,06 32,17 32,08 30,69 0,26 MnO 5,34 5,14 5,45 5,35 5,12 5,27 5,22 5,51 5,30 0,13 MgO 3,26 3,50 3,40 3,41 3,53 3,31 3,45 3,46 3,42 0,09 CaO 0,89 1,02 0,95 1,08 0,97 0,89 0,87 0,91 0,95 0,07 Na2O 0,09 0,00 0,05 0,06 0,09 0,05 0,06 0,04 0,06 0,03 Total 98,58 99,88 99,96 99,37 99,20 99,15 99,43 99,83 99,43 0,43

Si 5,870 5,920 5,856 5,912 5,914 5,862 5,880 5,898 5,889 0,024 Ti 0,002 0,002 0,008 0,000 0,006 0,004 0,006 0,000 0,004 0,003 AlIV 0,130 0,080 0,144 0,088 0,086 0,138 0,120 0,102 0,111 0,024 AlVI 3,920 3,946 3,872 3,928 3,938 3,942 3,916 3,918 3,923 0,022 Cr 0,012 0,002 0,006 0,000 0,012 0,008 0,010 0,008 0,006 0,005 Fe+3 0,224 0,132 0,268 0,178 0,156 0,196 0,202 0,188 0,193 0,039 Fe+2 4,124 4,182 4,094 4,132 4,146 4,154 4,150 4,134 4,140 0,024 Mn 0,738 0,706 0,750 0,734 0,696 0,724 0,714 0,752 0,727 0,019 Mg 0,794 0,848 0,824 0,824 0,846 0,800 0,832 0,830 0,825 0,018 Ca 0,144 0,178 0,164 0,186 0,168 0,154 0,150 0,158 0,163 0,013 Na 0,028 0,000 0,016 0,018 0,026 0,016 0,018 0,012 0,017 0,008 Total 15,986 15,996 16,002 16,000 15,994 15,998 15,998 16,000 15,998 -

Gro 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Alm 71,00 70,70 70,20 70,30 70,80 71,20 71,00 70,40 70,70 0,34 Pir 13,70 14,30 14,10 14,00 14,50 13,70 14,20 14,10 14,08 0,26 Esp 12,70 11,90 12,90 12,50 11,90 12,40 12,20 12,80 12,41 0,36 And 2,70 3,00 2,80 3,20 2,90 2,60 2,60 2,70 2,81 0,20 Uva 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Tab

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VII

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Anexos

05 - Artigo submetido em outubro de 1999 à Geochimica Brasiliensis- Artigo submetido em março de 2000 à Revista Brasileira de Geociências

MAGMATISMO GRANÍTICO DE SÉRIE ALCALINA NA

EXTREMIDADE ORIENTAL DA PROVÍNCIA BORBOREMA –

O PLÚTON CAXEXA: GEOLOGIA E GEOQUÍMICA

Autores e endereços:

Marcos Antonio Leite do Nascimento

Departamento de Geologia, UFRN, Caixa Postal 1596, CEP 59.078-970, Natal/RN

Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG)

Bolsista CNPq - [email protected]

Zorano Sérgio de Souza



Pesquisador CNPq; Apoio CAPES/COFECUB - [email protected]

Antonio Carlos Galindo



[email protected]

SUMÁRIO

ABSTRACT

RESUMO

INTRODUÇÃO

GEOLOGIA REGIONAL

ASPECTOS DE CAMPO DO PLÚTON CAXEXA

PETROGRAFIA E TEXTURAS

CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA

DISCUSSÕES E CONCLUSÕES

AGRADECIMENTOS

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

ABSTRACT

The Caxexa Pluton is located in the southern border of the São José de Campestre

Massif, northeastern portion of the Borborema Province (northeast Brazil). It

comprises a syntectonic body elongated in the N-S direction, inflecting to NE in its

northern part, and covering a surface of approximately 50 km2. The granite intruded

along the mylonitic interface between the tonalitic to granodioritic orthogneisses of

the Paleoproterozoic basement and garnet-biotite schists of the metapelitic unit. It is

composed of equigranular, occasionally microporphyritic, hololeucocratic rocks, with

fine- to medium-grained texture. Based on its petrographic composition, it is

classified as an alkali feldspar granite, in which feldspars (microcline + albite) and

quartz comprise greater than >90%. The accessory phases are clinopyroxene

(aegirine-augite and hedenbergite), andradite, sphene, allanite, zircon, apatite and

opaque minerals (magnetite, ilmenite). Chemically, the rocks studied show

similarities with granites of high silica (>70%) and high alkali systems. They are

metaluminous to slighly peraluminous, normative corindon is less than 1%,

Na2O+K2O is greater than 10%, have elevated values of Fe number (Fe#=90-98) and

show agpaitic index less than 1,0. These geochemical features are typical of the

classical alkaline granitic suites. On the other hand, the low amounts of Nb, Ga, Y,

Rb and Zr, as well as the very high Sr, low total rare earth elements and positive Eu

anomalies (Eu/Eu*=1,46-2,04) are not compatible with the traditional alkaline

magmas. The integration of petrographic and geochemical data suggests the

fractional crystallization as the main petrogenetic process. Some mass balance

calculations and trace element modeling point to less than 10% of fractionation, the

cumulate being composed of combinations of clinopyroxene, plagioclase, magnetite

and zircon.

Keywords: Alkaline Magmatism, Brasiliano Orogeny, Geology, Geochemistry.

RESUMO

O Plúton Caxexa, localizado na porção sul do Maciço São José de Campestre,

extremo NE da Província Borborema, compreende uma intrusão sintectônica

alongada na direção N-S, abrangendo cerca de 50 km2 de área aflorante. Este corpo

encontra-se encaixado na interface milonítica entre ortognaisses tonalíticos a

granodioríticos do substrato gnáissico-migmatítico e granada-biotita xistos da

unidade metassedimentar, sendo constituído de rochas hololeucocráticas, de

granulação fina a média e textura equigranular, ocasionalmente microporfirítica.

Corresponde a álcali feldspato granito contendo quantidades elevadas de feldspatos

(microclina e albita) e quartzo, que perfazem acima de 90% da composição modal, e

os acessórios clinopiroxênio (aegirina-augita, hedenbergita), granada, titanita,

allanita, zircão, apatita e opacos. Quimicamente, essas rochas classificam-se como

alcalinas de alta sílica (>70% em peso), metaluminosas a fracamente peraluminosas

(coríndon normativo <1%), com altas quantidades de Na2O+K2O (>10% em peso),

valores elevados do número de Fe (Fe#=90-98) e índice agpaítico menor que 1,0.

Entretanto, as baixas quantidades de Nb, Ga, Y, Rb e Zr, altos teores de Sr e

anomalias positivas de Eu (Eu/Eu*=1,46-2,04) não são condizentes com magmas

alcalinos clássicos. A integração de dados petrográficos e geoquímicos sugere a

ação de mecanismos de cristalização fracionada, com cumulados de clinopiroxênio,

plagioclásio, magnetita e zircão, sob condições pelo menos parcialmente oxidantes.

Palavras-Chaves: Magmatismo Alcalino, Orogênese Brasiliana, Geologia,

Geoquímica.

INTRODUÇÃO

Os granitos de série alcalina são considerados classicamente como sendo

rochas de províncias anorogênicas e/ou com características tardi- a pós-orogênicas.

No extremo NE da Província Borborema (NE do Brasil), a orogenia de idade

Neoproterozóica (Brasiliana) é caracterizada por um intenso magmatismo e uma

grande quantidade de zonas de cisalhamento transcorrentes, predominantemente

com direção NE-SW e cinemática dextrógira. Nesta região, mais precisamente no

domínio da Faixa Seridó, diferentes tipos de granitóides foram documentados

através de dados petrográficos e geoquímicos (Jardim de Sá 1994; Ferreira et al.

1998; entre outros). Os mais comuns e volumosos possuem afinidade

subalcalina/monzonítica, regionalmente conhecidos como granitos porfiríticos tipo

Itaporanga (Almeida et al. 1967). Suítes de afinidades shoshonítica e cálcio-alcalina

também são representativos desse intenso magmatismo. Recentemente, na porção

oriental desta faixa, na região denominada Maciço São José de Campestre (adiante

referido como MSJC) (Fig. 1) foram identificadas rochas alcalinas que compõem

diversos plútons no referido maciço. Estes são representados pelos corpos Caxexa,

Serra do Algodão, Serra do Boqueirão e Japi (Nascimento et al. 1997; Galindo et al.

1997; M.A.L. Nascimento 1998; R.S.C. Nascimento 1998; Hollanda 1998).

Correspondem a intrusões sintectônicas, controladas por zonas de cisalhamento

transcorrentes/extensionais (Jardim de Sá et al. 1999).

Esta contribuição tem como finalidade apresentar e discutir dados de campo,

petrográficos e geoquímicos referentes ao Plúton Caxexa, com o intuito de melhor

posicioná-lo dentro do cortejo alcalino do MSJC. Esses dados são provenientes da

dissertação de mestrado do primeiro autor.

Figura 1

GEOLOGIA REGIONAL

O Plúton Caxexa (Fig. 1) está alojado no contato entre o substrato gnáissico-

migmatítico Paleoproterozóico ca. 2.15 Ga (Dantas et al. 1995) e um pacote de

metassedimentos pelíticos. O substrato Paleoproterozóico compõe-se de

ortognaisses quartzo dioríticos, granodioríticos a graníticos variavelmente

gnaissificados e migmatizados (Souza et al. 1999). Os metassedimentos são

correlacionados a micaxistos petrográfica e estruturalmente similares aos da

Formação Seridó, sendo constituídos basicamente de granada-biotita xistos e raras

lentes de rochas calciossilicáticas. As estruturas relativas ao evento dúctil D2 estão

registradas em ambos, substrato gnáissico-migmatítico e pacote metapelítico, mas

são ausentes nos granitóides Brasilianos. Por outro lado, as estruturas Brasilianas

D3, que controlam o posicionamento daqueles granitóides, desenvolveram-se sob

condições de alta temperatura e baixa pressão, nas fácies anfibolito e granulito

hidratado, com fusão parcial freqüente de micaxistos e ortognaisses tonalíticos a

granodioríticos do substrato gnáissico-migmatítico (Souza & Jardim de Sá 1993).

Na área de ocorrência do Plúton Caxexa, a SE de Barra de Santa Rosa (PB),

as estruturas Brasilianas sincrônicas, presentes nas encaixantes, possuem um

comportamento particular. Observa-se que as mesmas são geometricamente

variadas de acordo com posição em relação às zonas de maior intensidade da

deformação transcorrente. As estruturas de baixo ângulo, tangenciais extensionais,

são progressivamente verticalizadas aproximando-se da Zona de Cisalhamento

Remígio-Pocinhos (ZCRP), onde adquirem direção NE-SW e alto ângulo de

mergulho, mas com lineações mantendo obliqüidade baixa, caracterizando uma

geometria em flor negativa e cinemática transtracional dextrógira (Jardim de Sá

1994; Trindade et al. 1995).

ASPECTOS DE CAMPO DO PLÚTON CAXEXA

Feições Estruturais

O Plúton Caxexa (Fig. 2) tem uma forma alongada na direção N-S, com

pequena inflexão para NE na sua porção norte, com aproximadamente 50 km2 de

área aflorante (Nascimento et al. 1997; M.A.L. Nascimento 1998). O seu caráter

intrusivo é comprovado pela presença de xenólitos angulosos, de dimensões

decimétricas a métricas, de micaxistos (especialmente nas partes SW e sul do

plúton) e ortognaisses (na parte NE do maciço), bem como soleiras e diques de

granitos em micaxistos, a SE, e ortognaisses, a leste.

Embora não muito proeminentes, efeitos de contato são marcados na

diminuição de granulação de micaxistos do contato oeste/SW e variação na atitude

de estruturas planares pré-Brasiliana (S2) de micaxistos, que se amoldam à

geometria do corpo.

O plúton em tela apresenta tramas magmáticas plano-lineares definidas por

orientação de feldspato alcalino, quartzo e clinopiroxênio, as quais são concordantes

com tramas similares, referidas como D3 (S3, L3), do substrato gnáissico-migmatítico

e do pacote metapelítico. Em linhas gerais, as tramas plano-lineares têm direção

aproximada N-S, vergando para NNE-SSW no domínio NE do maciço (Fig. 2). A

trama planar S mostra vergências para leste, com mergulhos moderados a

subverticais, as últimas na zona de cisalhamento sinistrógira do contato oeste. A

trama linear (L ) possui direção N-S, exceto na porção NE do corpo, e mergulhos

subhorizontais.

O regime extensional associado a transcorrência sinistrógira provavelmente

controlaram o alojamento do plúton. A criação de espaço para o seu posicionamento

pode ser explicada pela geometria extensional a NW da ZCRP, que originou

cavidades em forma de cunha na interface entre os micaxistos e o substrato

gnáissico (M.A.L. Nascimento 1998; Jardim de Sá et al. 1999). O posicionamento do

plúton entre o substrato gnáissico e os micaxistos, bem como a imposição da trama

D3 Neoproterozóica no maciço granítico, são argumentos sugestivos de intrusão

sintectônica. Atividades hidrotermais tardias, representadas por veios de quartzo,

com mergulhos moderados, sugerem que a fase final de resfriamento do plúton

envolveu episódios tangenciais, extensionais, com topo para sul e NW,

respectivamente nas porções sul e norte do plúton.

Variações Faciológicas

Macroscopicamente, as variações faciológicas são muito restritas no Plúton

Caxexa. Predominam amplamente rochas hololeucocráticas, de composição

granítica, textura equigranular, coloração cinza esbranquiçada a rósea, e granulação

fina a média. De ocorrência localizada, registram-se bandas esverdeadas, de

espessura milimétrica a centimétrica, enriquecidas em clinopiroxênio, denotando às

vezes um acamamento magmático, bem como nódulos milimétricos de granada

vermelho-amarelada (Fig. 3).

Volumetricamente subordinadas e sem localização preferencial ao longo do

maciço, destacam-se as seguintes fácies: i) tipos inequigranulares, com textura de

granulação média, microporfiríticos, com fenocristais milimétricos de feldspato

alcalino, ocorrendo como soleiras ou diques (truncam em baixo ângulo tramas de

litologias prévias) de espessura decimétrica a métrica nos leucogranitos alcalinos

descritos acima, ou em micaxistos e ortognaisses do substrato; ii) duas gerações de

diques de pegmatito médio a grosso, de composição álcali granítica (com turmalina),

a mais antiga anterior aos microgranitos, e outra posterior, sendo que todas as

fácies apresentam as mesmas tramas lineares magmáticas.

Figura 2

Figura 3

PETROGRAFIA E TEXTURAS

A composição modal (tabela 1) e as texturas das rochas que compõem o

maciço em questão são bastante homogêneas, em acordo com seus aspectos

macroscópicos. A mineralogia essencial é representada por feldspatos (microclina e

albita pura) e quartzo, os quais perfazem entre 90,2% e 98,8% em volume do

conjunto de minerais, enquanto as fases máficas variam entre 1,2% e 9,8%. O

mineral máfico dominante é o clinopiroxênio (pode atingir 7%), ocorrendo ainda

outros acessórios, tais como titanita, granada (pode chegar a 4% em algumas

amostras), opacos, e raros allanita, zircão e apatita. Algumas amostras de borda do

corpo mostram maior proporção de minerais secundários (carbonatos) provenientes

de alteração de feldspatos e clinopiroxênio. Modalmente, as rochas do Plúton

Caxexa são classificadas segundo Streckeisen (1976) como álcali-feldspato granitos.

No diagrama Q-A-P (Fig. 4), onde também foram plotadas as tendências definidas

por Lameyre & Bowden (1982), nota-se que as amostras analisadas situam-se na

parte mais evoluída da linhagem de diferenciação da série alcalina.

Tabela 1

Figura 4

A textura observada é normalmente equigranular a ligeiramente

inequigranular, com freqüentes mosaicos poligonais de feldspatos. Via de regra, os

grãos de feldspatos e quartzo possuem formas alongadas ou definem laminações

que produzem uma trama planar em praticamente todas as amostras descritas. Nas

rochas contendo granada, tem-se, adicionalmente, a textura esquelética deste

mineral.

A microclina ocorre como grãos subédricos a anédricos, por vezes

micropertíticos, tendo as geminações albita-periclina em padrão xadrez, associada,

por vezes, Carlsbad. Os cristais podem atingir até 2,5 mm de comprimento, nestes

casos, definindo localmente texturas microporfiríticas. Possuem inclusões de

minerais precoces do tipo plagioclásio, titanita e clinopiroxênio. Os plagioclásios

foram subdivididos em dois tipos texturais; i) Pl1 – subédricos, com geminação

polissintética e tamanhos menores que 0,4 mm, estando incluídos em cristais

maiores de microclina e possuem teores de anortita inferiores a 4%; ii) Pl2 – exibem

formas subédricas a anédricas, geminações polissintéticas, dimensões entre 0,2 e

0,7 mm, sendo encontrados na matriz da rocha, e podendo conter inclusões de

zircão, titanita e apatita. Os tipos Pl2 têm composição de albita pura (An0-2). Cristais

anédricos de quartzo ocorrem com dimensões que variam de 0,2 a 0,5 mm,

apresentando extinção ondulante e localmente desenvolvem textura em mosaico

poligonal. Possui inclusões de zircão, titanita, apatita, opacos e plagioclásio.

O clinopiroxênio é individualizado em dois tipos de acordo com a presença

ou não de granada nas rochas: i) aegirina-augita - ocorre nas fácies cujas

associações minerais não possuem granada, apresentando-se com coloração verde

acastanhada a verde escura, forte absorção e ângulo de extinção (Z^a) entre 5 e

16 ; ii) hedenbergita – ocorre nas rochas portadoras de granada, possuindo

coloração verde escura e ângulo de extinção (Z^c) de 40-50 (Fig. 5a).

A granada é encontrada sob duas formas texturais. A primeira está associada

com hedenbergita, com a qual exibe contatos interdigitados ou interlobados, tem cor

amarelo clara, hábito euédrico, e tamanho inferior a 0,6 mm. Nestes casos, sugere-

se que a granada se formou por reações envolvendo o clinopiroxênio (Fig. 5a). O

segundo tipo tem cor amarelo escura, hábito tipicamente intersticial, esquelético ou

em atol (Fig. 5b), com freqüentes inclusões de plagioclásio e quartzo, e atinge

dimensões milimétricas, destacando-se do conjunto de outros minerais.

A titanita é euédrica a subédrica, de tamanho inferior a 0,5 mm, tendo seção

losangular, cor castanho escura, podendo mostrar geminação simples; aparece

como inclusões em quartzo, Pl2 e microclina. Os minerais opacos são

predominantemente magnetita, encontrada como grãos subédricos de seção

quadrática e tamanho inferior a 0,4 mm. Um outro tipo com borda de titanita deve

representar ilmenita. Zircão e apatita definem cristais euédricos, menores que 0,2

mm, encontrados como inclusões em quartzo, feldspatos e clinopiroxênio.

A allanita é muito rara, sendo encontrada como cristais euédricos a

subédricos, alcançando até 0,4 mm; apresenta cor amarelo acastanhada. Em geral

aparece como cristais zonados, estando comumente inclusos no quartzo.

Carbonato é produto de transformação de clinopiroxênio e plagioclásio, onde

preenche fraturas ou se acomoda em planos cristalográficos e terminações destes

minerais.

As relações texturais observadas possibilitam deduzir uma seqüência de

cristalização, onde a associação mineral mais precoce é formada por zircão, apatita,

magnetita, titanita e provavelmente clinopiroxênio, que são encontrados como

inclusões nas demais fases. Os feldspatos juntamente com o quartzo compõem o

maior volume de minerais cristalizados, com o quartzo posterior a microclina e ao

plagioclásio. Em etapa subseqüente, os feldspatos reequilibraram-se em mosaicos

poligonais, revelando efeitos de altas temperaturas (ao nível da fácies anfibolito

superior), e se formaram grãos esqueléticos de granada. Possivelmente neste

estágio, foram impressas as tramas plano-lineares de estado sólido vistas em

campo. A ação de uma fase fluida na etapa final de resfriamento do plúton se reflete

na formação de carbonatos, bem como venulações pegmatóides contendo turmalina

em várias partes do corpo.

Figura 5

CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA

Técnicas Analíticas

Efetuou-se um estudo litogeoquímico de 14 amostras representativas do

corpo Caxexa. As composições em elementos maiores e traços encontram-se na

Tabela 2. O ferro total é reportado como Fe2O3. Os dados analíticos de elementos

maiores e menores foram determinados por fluorescência de raios-X no Laboratoire

de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard I (Lyon, França), bem

como no Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques - CRPG/CNRS

(Vandœuvre, França); Os elementos traços e os terras raras foram obtidos por

espectrometria de plasma de fonte gasosa (ICP-MS) no CRPG/CNRS. A precisão

analítica para os elementos maiores é inferior a 2%, podendo alcançar 10% para

aqueles de baixas abundâncias (MnO, MgO, P2O5). Para os elementos traços, a

precisão é superior a 5%, chegando a 10% para os elementos com concentrações

menores que 30 ppm.

Tabela 2

Geoquímica

O Plúton Caxexa constitui-se de rochas bastante evoluídas, com

concentrações de SiO2 dispostas no estreito intervalo de 70,8% a 76,3%. Podem

ser, portanto, consideradas como composições graníticas afins a sistemas de alta

sílica, que são de difícil enquadramento com respeito à sua filiação magmática.

Apenas a integração de dados geológicas, petrográficos e geoquímicos permite

elucidar a que série magmática pertence tais líquidos muito diferenciados (Collins et

al. 1982; Whalen et al. 1987; Sylvester 1989; Eby 1990; Nardi 1991).

Diagramas discriminantes utilizando elementos maiores mostram a afinidade

alcalina para essas rochas, conforme exemplificado nos gráficos R1-R2 (Fig. 6a) e

sílica vs. índice de Wright (1969) (Fig. 6b). No diagrama sílica vs. álcalis total (Fig.

6c), as amostras mesmo plotando muito próximas umas das outras em decorrência

da pequena variação de SiO2, posicionam-se claramente na porção mais

diferenciada de séries alcalinas. A afinidade alcalina do plúton é realçada por altas

concentrações de álcalis (cerca de 10% de Na2O+K2O para uma média de 73%

SiO2; Fig. 6c e Tabela 2), elevados valores no número de Fe (Fe#

[=FeOt/(FeOt+MgO)], e alto índice agpaítico (Tabela 2). Estes parâmetros permitem

caracterizar o plutonismo em foco como pertencente à associação alcalina

metaluminosa no sentido de Nardi (1991), conforme ilustrado na figura 7.

Composições normativas calculadas para as rochas em questão indicam serem as

mesmas transicionais de metaluminosas a peraluminosas, com razões moleculares

(Maniar & Piccoli 1989) A/NK<1,2 e A/CNK<1,1, com coríndon normativo inferior a

0,78 (Tabela 2 e Fig. 8).

A definição da afinidade alcalina para as rochas do maciço estudado não é

coerente com suas concentrações em Nb, Ga, Y e Zr (Tabela 2), sempre abaixo da

média dos valores para granitos alcalinos clássicos (Whalen et al. 1987; Eby 1990).

Por outro lado, Nardi (1991) mostra que granitos metaluminosos de associações

alcalinas usualmente não apresentam elevados teores em elementos de alto

potencial iônico, o que se coaduna com o caso pesquisado. Outro fator peculiar se

refere aos altíssimos valores de Sr e muito baixos Rb (Tabela 2) se comparados ao

magmas alcalinos clássicos. As mesmas características se observam nos demais

plútons alcalinos do MSJC (Hollanda 1998; R.S.C. Nascimento 1998) e naqueles da

Zona Transversal (Sial 1987; Ferreira et al. 1998; Galindo & Sá 1999).

Figura 6

Figura 7

Figura 8

Diagramas de Harker e Mecanismo Petrogenético

Diagramas de Harker, nos quais se considerou SiO2 como índice de

diferenciação, revelam um comportamento regular de alguns elementos maiores e

traços (Fig. 9). Excetuando o Na2O que se mostra disperso, os demais óxidos da

figura 9 apresentam uma nítida tendência de empobrecimento com o aumento de

SiO2, sendo a diminuição mais acentuada no caso de CaO. A correlação negativa

também se verifica para Sr, ao passo que o Rb tende a ser mais incompatível. O

diagrama Rb vs Sr, com a amostras dispostas numa reta praticamente vertical (Fig.

9), sugere a cristalização fracionada como o mecanismo petrogenético mais

provável, conforme demonstrado por Cocherie (1986) e Martin (1987). Também

pode ser eliminada a mistura de magma, que produziria uma curva convexa para

cima, em oposição à curva de fusão parcial (Cocherie 1986). Seguindo a hipótese de

cristalização fracionada, as linhas de tendência da figura 9 podem ser explicadas

através do fracionamento de minerais bastante ricos em CaO e Sr e ligeiramente

enriquecidos em Al2O3, Fe2O3t e K2O.

Figura 9

A hipótese de cristalização fracionada foi testada inicialmente por meio do

balanço de massa de óxidos e utilizando-se o programa XLFRAC (Stormer Jr. &

Nicholls 1978). Para a execução do mesmo, foram usadas análises químicas dos

minerais do próprio Plúton Caxexa bem como dados da literatura (Deer et al. 1996).

Dentre as amostras do plúton em questão, selecionaram-se aquelas representativas

do líquido menos diferenciado, chamado L0 (MA-08A), e do mais evoluído, ou L1

(MA-99), as duas recalculadas a 100% em base anidra. Com base nas informações

petrográficas, foram feitas várias combinações de minerais fracionados, aplicando

sucessivamente o programa XLFRAC. A cada ensaio, o programa faz o balanço de

massa, calculando as proporções relativas dos minerais no cumulado, a taxa de

cristalização fracionada e o somatório dos quadrados dos erros para cada óxido

( r2). No caso ideal, a hipótese mais adequada é aquela onde r2 tende a zero.

De acordo com as premissas acima, determinou-se um cumulado (Tabela 3)

formado por plagioclásio (An20; 88,11%), clinopiroxênio (9,26%) e magnetita (2,63%),

com taxa de cristalização de 10% e r2 de 0,89. Testes feitos com granada, biotita,

hornblenda e ortoclásio juntos, separados, ou em combinações diversas, resultaram

erros estatísticos ( r2) elevados (>30) ou taxas de cristalização negativas, sem

significado. Até o momento, não se encontraram evidências claras no campo de

cumulados contendo os minerais sugeridos pelo modelamento. Todavia, a presença

de relíquias de acamamento magmático com bandas de espessura centimétrica,

com predomínio ora de clinopiroxênio ora de feldspatos, podem corresponder a

cumulados. No mesmo sentido, citam-se inclusões de clinopiroxênio e plagioclásio

(em parte carbonatizados), encontrados no interior de fenocristais de microclina.

Partindo do pressuposto de que qualquer modelo petrogenético de balanço de

massa também deve ser válido para os elementos traços, o cumulado acima obtido

foi testado com respeito aos ETR. Neste caso, aplicou-se a equação de cristalização

fracionada segundo Rayleigh (1896) e os coeficientes de partição sugeridos por

Martin (1987). Considerando o cumulado tal como especificado na Tabela 3, obteve-

se um excelente ajuste entre o espectro esperado (L1) e o teórico (L’1), todavia com

YbN bem maior que L1. Finalmente, o acréscimo de uma pequena quantidade de

zircão no cumulado enseja um melhor ajuste entre os padrões de ETR de L1 e L’1

(Figura 10). A diminuição nas concentrações de Ba, Sr, V e Zr (comparar amostras

MA-08A e MA-99 na Tabela 2) é coerente com a composição estimada para o

cumulado. Deste modo, os modelos de balanço de massa e ETR e composições de

outros elementos traços (Ba, Sr, Zr) são consistentes com a hipótese de

cristalização fracionada.

Tabela 3

Figura 10

Espectros de Terras Raras e Multielementares

Um conjunto de 7 análises de ETR pode ser visto na Tabela 4. Os respectivos

espectros normalizados com respeito ao condrito C1 de Evensen et al. (1978) estão

na figura 11. Os espectros são subparalelos entre si, o que fortalece a hipótese de

termos amostras cogenéticas, e possuem uma geometria global côncava para cima

e forte anomalia positiva de Eu (Eu/Eu*=1,46-2,04). Em função da forma dos

espectros de TR, a razão (La/Yb)N não descreve corretamente os espectros, motivo

pelo qual optou-se por utilizar as razões (La/Sm)N e (Gd/Yb)N para indicar o

fracionamento dos ETR (Tabela 4). Em resumo, há um maior fracionamento de ETR

leves (LaN/SmN=4,1-7,9) do que ETR pesados (GdN/YbN=0,74-1,78). Os baixos

conteúdos no total de ETR ( ETR<121ppm) e a anomalia positiva de Eu são

contrastantes com aqueles de granitos alcalinos clássicos. O maior enriquecimento

em ETR leves pode refletir a grande quantidade modal de feldspatos na rocha, bem

como a presença principalmente de allanita, além de clinopiroxênio.

Uniformidade de padrões também se observa em diagramas multielementares

(Fig. 12). Ressalta-se a tendência geral de empobrecimento dos elementos

incompatíveis e anomalias negativas de P, Ti, e, em menor grau, Nb. Estes padrões

também são observados, embora em proporção ligeiramente menor, em

ortognaisses granodioríticos a tonalíticos do substrato Paleoproterozóico (Souza et

al. em preparação), podendo refletir características químicas da própria fonte,

realçadas por cristalização fracionada de titanita, apatita e magnetita.

Tabela 4

Figura 11

Figura 12

DISCUSSÕES E CONCLUSÕES

Em linhas gerais, o Plúton Caxexa pode ser sintetizado com as seguintes

características: 1) composições modais e químicas bastante evoluídas, com

minerais félsicos (feldspatos, quartzo) > 90% em volume, e altos valores de sílica e

total de álcalis; 2) dentre as fases máficas, destaca-se o clinopiroxênio, e por vezes

a granada; 3) afinidade alcalina com base nas relações de sílica vs. álcalis, porém

com características transicionais entre tipos metaluminosos e fracamente

peraluminosos; 4) teores em Nb, Ga, Sr, Zr, Rb, ETR e anomalias de Eu distintas

com respeito às associações alcalinas clássicas.

Parte das características enunciadas acima são semelhantes às descritas por

Nardi (1991) para a associação alcalina supersaturada em sílica, de tendência

metaluminosa a peraluminosa. Pontos discordantes são a presença de biotita e

anfibólio ricos em Fe, elevados Nb e Rb, baixo Sr, e anomalia negativa de Eu nos

tipos referidos por Nardi (1991). Condições oxidantes durante a diferenciação

magmática são atestadas por cristalização precoce de magnetita, pela associação

quartzo + titanita + magnetita (Wones 1989) e a transformação tardia de

clinopiroxênio em granada + óxido de ferro. A suposição de condições oxidantes tem

implicações sobre o tipo de anomalia de Eu (discussão em Ragland 1989, p. 310-

311). Anomalias negativas podem indicar fracionamento de feldspatos e são

coerentes com ambientes redutores, estabilizando o Eu+2. Já anomalias positivas

sugerem acumulação de feldspatos. O fato de cálculos de balanço de massa

sugerirem o fracionamento de feldspatos, e ainda assim manter a anomalia positiva

de Eu, pode ser justificada pelo pequeno grau de fracionamento (<10%) e pelo

líquido L0 admitido no modelamento já possuir forte anomalia positiva de Eu.

Por fim, parece haver uma relação entre as estruturas regionais extensionais

que controlaram o posicionamento do Plúton Caxexa e sua geoquímica particular

(Souza & Jardim de Sá 1993; Jardim de Sá 1994; Trindade et al. 1995; Jardim de Sá

et al. 1999). Neste sentido, reativação de zonas de cisalhamento enraizadas na base

da crosta ou mesmo no manto litosférico, em regime extensional, tanto em cinturões

orogênicos recém estabilizados como em regimes de afinamento crustal são

relacionados ao magmatismo alcalino supersaturado em sílica (Black et al. 1985), e

não fogem do contexto regional de colocação dos plútons alcalinos do MSJC,

exemplificado pelo plúton aqui estudado.

AGRADECIMENTOS

Os autores são gratos a FINEP/PADCT, CNPq e CAPES/COFECUB por

projetos e bolsa de pesquisa e de estudo concedidas aos autores, bem como a

Universidade Claude Bernard (Lyon), ao CRPG/CNRS (Vandœuvre) e a

Universidade Blaise Pascal (Clermont-Ferrand) por facilidades analíticas. Os autores

também registram seus agradecimentos a dois revisores anônimos da Geochimica

Brasiliensis por críticas e sugestões, contribuindo na melhoria da qualidade deste

trabalho.

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TABELAS

Tabela 1 - Composição modal das rochas do Plúton Caxexa. Tabela 2 - Composição em elementos maiores e traços de amostras representativas do Plúton Caxexa. Dados analíticos obtidos por fluorescência de raio-X no Laboratoire de Pétrologie et Tectonique da Universidade Claude Bernard (Lyon, França) e por fonte gasosa de plasma (ICP-MS) no Centre de Récherches Pétrographiques et Géochimiques (CRPG/CNRS, Vandoeuvre, França). Tabela 3 - Resultados obtidos no modelamento de cristalização fracionada do Plúton Caxexa. Tabela 4 - Análises de elementos terras raras para o Plúton Caxexa. Dados analíticos obtidos por fonte gasosa de plasma (ICP-MS) no Centre de Récherches Pétrographiques et Géochimiques (CRPG/CNRS, Vandoeuvre, França).

FIGURAS

Figura 1 – Arcabouço geológico do Maciço São José de Campestre, NE do Brasil, e localização da área pesquisada. Figura 2 - Esboço geológico da área de ocorrência do Plúton Caxexa. Figura 3 - Aspecto de campo dos nódulos milimétricos de granada nas rochas alcalinas do Plúton Caxexa. Figura 4 - Diagrama Q-A-P e Q-A+P-M (Streckeisen 1976) para amostras representativas do Plúton Caxexa, com os campos das séries magmáticas, de acordo com Lameyre & Bowden (1982). Legenda: 2. álcali-feldspato granito; tr. trondhjemítico; th. tholeítico; calc. cálcio-alcalino; mz. monzonítico; al. granitóides aluminosos em províncias alcalinas; alc. alcalino; mob. mobilizados crustais. Figura 5 - Aspectos microscópicos dos principais minerais máficos no Plúton Caxexa. (a) cristal de hedenbergita parcialmente transformado para granada (luz natural, aumento 250X). (b) granada tardi-magmática com hábito intersticial/esquelético (luz natural, aumento 100X) Figura 6 - Diagramas geoquímicos definindo o caráter alcalino do Plúton Caxexa, com base em: a) composições catiônicas R1 vs. R2 (De La Roche et al. 1980), b) índice de Wright (1969); c) sílica vs. álcalis total (Lameyre 1987). Figura 7 - Diagrama relacionando o número de Fe como FeOt (Fe#) e o índice agpaítico (IAG), indicando também o campo de granitos da associação alcalina metaluminosa segundo Nardi (1991). Figura 8 - Representação das rochas do Plúton Caxexa, segundo os índice de Shand (Maniar & Piccoli 1989). Figura 9 - Diagramas de Harker e a relação entre elemento compatível (Sr) e incompatível (Rb). CF = cristalização fracionada e FP = fusão parcial. Figura 10 - Modelamento de cristalização fracionada para o Plúton Caxexa. Valores de normalização segundo Evensen et al. (1978).Figura 11 - Padrões de elementos terras raras de amostras selecionadas do Plúton Caxexa, normalizados segundo o condrito C1 de Evensen et al. (1978). Figura 12 - Diagrama multielementar para o Plúton Caxexa, normalizado segundo valores sugeridos por Thompson et al. (1984).

roch

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39

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134

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22

1,20

1,

04

1,07

1,

18

1,08

0,

93

1,15

1,

19

1,45

1,

12 0

,13

Rb/

Sr

0,14

0,

11

0,14

0,

11

0,13

0,

15

0,21

0,

15

0,14

0,

13

0,11

0,

30

0,24

0,

43

0,18

0,0

9 A

/CN

K

0,93

1,

00

0,98

0,

97

0,93

0,

98

1,00

0,

99

1,02

0,

99

0,98

1,

04

1,02

1,

05

0,99

0,0

3 IA

G (

NK

/Al)

0,99

0,

92

0,94

0,

94

1,00

0,

96

0,95

0,

94

0,93

0,

93

0,93

0,

94

0,96

0,

89

0,94

0,0

3 10

0Fe#

95

93

92

96

91

91

94

90

98

91

93

96

95

96

94

2

Cor

índo

n N

- 0,

18

- -

- -

0,14

-

0,49

-

- 0,

78

0,40

0,

67

-

PF

= p

erda

ao

fogo

. tr

= tr

aço.

NA

= n

ão a

nalis

ado.

A/C

NK

= r

azão

mol

ar A

l 2O

3/(C

aO

+N

a 2O

+K

2O).

IAG

= ín

dice

agp

aític

o =

[(N

a2O

+K

2O)/

Al 2

O3]

em

mol

es.

10

0F

e#

= n

úm

ero

de

ferr

o =

10

0 F

eO

tmol

/(F

eOtm

ol +

MgO

mol

). C

orín

don

N =

cor

índo

n no

rmat

ivo.

Tab

ela

2

L

0 (M

A-0

8A)

L1

(MA

-99)

L

1’(*

)(L

1-L

1’)

cum

ula

do

SiO

271

,72

73,5

1 73

,12

0,39

60

,34

Al 2

O3

15,3

9 14

,93

14,8

2 0,

11

20,2

6

Fe 2

O3t

1,06

0,

88

0,62

0,

26

5,04

Mg

O0,

05

0,04

0,

02

0,02

0,

34

CaO

0,75

0,

23

0,20

0,

03

5,43

Na 2

O5,

88

5,58

5,

62

-0,0

4 8,

01

K2O

5,08

4,

71

5,52

-0

,81

0,57

TiO

20,

04

0,05

0,

04

0,01

0,

01

P2O

30,

03

0,07

0,

04

0,03

0,

00

To

tal

100,

00

100,

00

100,

00

- 10

0,00

L0

= lí

quid

o in

icia

l; L

1 =

líqu

ido

final

; L 1

’(*)

= lí

qu

ido

pro

du

zid

o a

pa

rtir

da

ext

raçã

o

do

cu

mu

lad

o (

em

pe

so)

form

ad

o p

or

Pla

gio

clá

sio

(A

n20

) 88

,11%

; C

linop

iroxê

nio

9,26

% e

Mag

netit

a 2,

63%

. G

rau

de c

rista

lizaç

ão f

raci

onad

a de

10%

(em

pes

o) e

er

ro e

stat

ístic

o (

r2 ) d

e 0

,89

, re

pre

sen

tan

do

a s

om

a d

os

qu

ad

rad

os

do

s d

esv

ios

sob

re c

ad

a ó

xid

o.

Tab

ela

3

Am

ost

ra

MA

-08A

M

A-6

6 M

A-1

12

MA

-102

M

A-9

8 M

A-1

00

MA

-99

X 1

SiO

2(%

em

pes

o)

70,8

4 70

,90

71,8

1 72

,27

72,6

0 73

,02

73,2

3 72

,10

0,8

9 La

(pp

m)

9,62

33

,90

8,84

21

,20

10,1

0 28

,70

11,2

0 17

,65

9,5

6 C

e 16

,71

45,7

0 16

,26

32,9

0 17

,70

40,6

0 19

,00

26,9

8 1

1,60

P

r 1,

87

6,45

1,

65

3,07

1,

85

4,92

1,

98

3,11

1,7

3 N

d 6,

63

20,5

0 6,

23

9,00

6,

74

15,1

0 6,

58

10,1

1 5

,14

Sm

1,

28

3,22

1,

35

1,69

1,

50

2,52

1,

26

1,83

0,7

0 E

u 0,

78

1,49

0,

72

0,89

0,

99

1,17

0,

86

0,99

0,2

5 G

d 1,

14

2,90

1,

43

1,52

1,

52

1,95

1,

28

1,68

0,5

5 T

b 0,

21

0,44

0,

23

0,26

0,

25

0,32

0,

19

0,27

0,0

8 D

y 1,

23

2,50

1,

56

1,81

1,

50

1,97

1,

30

1,70

0,4

1 H

o 0,

28

0,50

0,

36

0,46

0,

36

0,40

0,

27

0,38

0,0

8 E

r 0,

74

1,32

1,

08

1,31

1,

03

1,14

0,

75

1,05

0,2

2 T

m

0,14

0,

22

0,20

0,

24

0,17

0,

18

0,14

0,

18 0

,04

Yb

1,02

1,

32

1,34

1,

67

1,16

1,

26

0,95

1,

25 0

,22

Lu

0,17

0,

19

0,23

0,

25

0,19

0,

17

0,14

0,

19 0

,03

RE

E41

,82

120,

65

41,4

8 76

,27

45,0

6 10

0,40

45

,90

67,3

7 2

9,98

(La/

Sm

) N

4,73

6,

63

4,12

7,

90

4,24

7,

17

5,60

5,

77 1

,38

(Gd/

Yb)

N

0,91

1,

78

0,88

0,

74

1,06

1,

25

1,09

1,

10 0

,32

Eu/

Eu*

1,

93

1,46

1,

56

1,66

1,

98

1,56

2,

04

1,74

0,2

2

Eu/

Eu*

= E

uN/[(

Sm

N+

Gd

N)/

2].

Tab

ela

4

Figura 1

Remígio

Barra deSta. Rosa

Santa CruzSerrinha

PlútonCaxexa

ZCRP

NATAL

IelmoMarinho

Oceano

AtlânticoN

0 25kmZonas de CisalhamentoBrasilianas

Coberturas Meso-Cenozóicas

Legenda

Granitóides Brasilianos, incluindo

Micaxistos (Formação Seridó)

Complexo Gnáissico-Migmatítico

Granitos alcalinos sintectônicos

Cobertura Fanerozóica

Supracrustais ProterozóicasEmbasamento Arqueano a Paleoproterozóico

?

Enxame de diques de biotita microgranito

Anfibólio-biotita granito(Plúton Cabeçudo)

LITOESTRATIGRAFIA

Álcali feldspato granito(Plúton Caxexa)

Granada-biotita xisto com andaluzita e cordierita

Ortognaisse granodiorítico a tonalítico,variavelmente migmatizado

Evento D2

Evento D1

Evento

D /M3 3

Neo

prot

eroz

óico

Pale

opro

tero

zóic

o

o70o38o25

o18o20o02

Foliação magmática S

Lineação magmática L

Foliação milonítica S3

XLineação milonítica L3

Foliação S3

Legenda Geológica

ABPerfil geológico

XLineação L3

Zona de Cisalhamento extensionalZona de Cisalhamento transcorrenteMovimentação dos blocos (sinistrógiro)

Estrada carroçávelDrenagemLugarejos

Legenda CartográficaSãoJosé

Salgado

PoçoVerde

Cabeçudo

o06

39'39"o

0647'19"

o35 51'28"o35 55'08"

o60o80

o60

o45

o35

o15o35

o15

o50o05

o05

o70

o14

o25

o26

o30

o82

o15

o02

A

B

o12

o25

o35

o60

o11

o30

o70

o65

o68

2,40 km

Serr

ada

Cax

exa

PoçoDoce

N

?

BA

Perfil Geológico Esquemático

Figura 2

Figura 3

Q

PA

2

alcal

mob

mz calc

thtr

10

5

20

60

90

Q

Hol

oleu

cocr

átic

a

MA+P

Figura 4

Figura 5

a 0,15 mm

b 0,06 mm

2500 3000

R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti)

Cálcio-alcalino

00

500 1000 1500 2000

500

1000

1500

2000

2500

R2

=6C

a+

2Mg

+A

l

Alcalino

Subalcalino

a

8040 45 50 55 60 65 70 750

2

4

6

8

10

12

14

16

18

SiO2

Na

O+

KO

22

Subalcalino

Alcalino

alc

alcmz

c

Figura 6

SiO2

Cálcio-Alcalino Alcalino

80

75

70

65

60

55

502 3 4 5 6 7 8

Peralcalino

b

Al O +CaO+(K O+Na O)2 3 2 2

Al O +CaO-(K O+Na O)2 3 2 2

1,1

0,9

1,0

0,8

0,70,7 0,8

Associação alcalinametaluminosa

0,9

# FeO = (FeOt/FeOt+MgO)

IAG = NK/A

1,0

Figura 7

1

Metaluminoso

Peralcalino

2

1

1,5Al O /CaO+Na O+K O2 3 2 2

AlO

/Na

O+

KO

23

22 Peraluminoso

Figura 8

Al O2 3

1270 72 74

14

16

18

SiO2

70 72 74

CaO

SiO20,1

0,5

0,9

700

0,4

0,8

1,2

1,6

2,0

72 74SiO2

Fe O t2 3

70 72 74

K O2

SiO24

5

6

70 72 74

Na O2

SiO2

5,8

5,4

5,0

4,670 72 74

SiO2

Sr

400

600

800

1000

1200

70 72 74

SiO2

Rb

80

120

160

200

500

Rb

FP

CF

Sr

10030100

1000

5000

Figura 9

Roc

ha/C

ondr

ito

LuYbErDyGdEuSmNdCeLa2

10

100

50

CF = 10%2r = 0,89

L' (5%CF)1

L (MA-99)1

L (MA-99) = amostra mais evoluída1

L' (5%CF, 15%CF) = líquidos diferenciados calculados para1

5 e 15% de cristalização fracionada

L' (15%CF)1

Cumulado:

Pl (An20) = 87,5%Cpx = 9,3%Mgt = 2,6%Zir = 0,6%

Figura 10

La Ce Pr Nd Pm Sm Eu

[4<(La/Sm) <8]N

[1<(Gd/Yb) <2]N

Eu/Eu* = 1,46 - 2,04

Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb

1000

100

10

1

Roc

ha/C

ondr

ito

Lu

Figura 11

Ba Th Nb Ce Nd Sm Ti TmRb K La Sr P Zr Y Yb.1

1

10

100

1000

Roc

ha/C

ondr

ito

Figura 12

Revista Brasileira de Geociências 30(1):161-164, março de 2000

��

MARCOS ANTONIO LEITE DO NASCIMENTO, ALEX FRANCISCO ANTUNES, ANTONIO CARLOS GALINDO,EMANUEL FERRAZ JARDIM DE SÁ AND ZORANO SÉRGIO DE SOUZA

ABSTRACT The Seridó Belt (Borborema Province, NE Brazil) displays a strong imprint of the late Neoproterozoic Brasiliano orogenic cycle.The most important megascopic structures in the Seridó Belt are strike-slip shear zones, coeval with the emplacement of several granitoid bodies.The paper is based on 217 chemical analyses of the granitoid plutons grouped into five different geochemical suites (Shos - Shoshonitic, PKCAlk- Porphyritic K-Calc-Alkaline, EqKCAlk - Equigranular K-Calc-Alkaline, Alk - Alkaline and ChAlk - Charnockitic Alkaline). They aredistinguished by petrographic and textural features, as well as Harker’s and geochemical discriminant diagrams. The Shos is easily distinguishedfrom the others by its low silica content, while the Alk and ChAlk suites have high alkali contents. The PKCAlk and EqKCAlk show similargeochemical behaviour; but they can be separated mainly by petrographic and textural aspects. Field relationships and geochemical affinitiessuggested that the Shos, PKCAlk, EqKCAlk and Alk are approximately coeval, syntectonic plutons, whereas the ChAlk is interpreted as late-to post-tectonic as regards to the Brasiliano orogeny.

Keywords: Seridó Belt, Brasiliano orogeny, plutonism, geochemistry, discriminant diagrams

Departamento de Geologia, UFRN, Caixa Postal 1639, CEP 59.078-970, Natal/RN. – E-mails: [email protected], [email protected],[email protected], emanuel@geologia, ufrn.br, [email protected]

��One of the most characteristic features of theSeridó Belt is the huge plutonic activity at the end of the BrasilianoCycle (550 ± 50 Ma). This plutonism is represented by a large numberof batholiths, stocks and dikes, widely distributed in the Seridó Belt(Fig. 1) and displaying different petrographic and geochemicalcharacteristics.

Different classification proposals were elaborated at a regionalbasis, encompassing all the Borborema Province. The classical paperof Almeida et al. (1967) subdivided the granitoid rocks, with respectto the Brasiliano orogeny, into four groups: the syntectonic Itaporangaand Conceição types, and the late-tectonic Catingueira and Itapetimtypes. Geochemical classifications of Brasiliano granitoids were putforward by Sial (1986) and Ferreira et al. (1998), among others, whoemphasized the magmatic affinities of these rocks.

In the Seridó Belt, Jardim de Sá et al. (1981) called attention to theemplacement of the granitoid rocks related to different orogenicepisodes, and named the Brasiliano plutons as the G3

granitoids(porphyritic or equigranular, besides late leucogranites and basic-to-intermediate rocks). Jardim de Sá (1994) characterized the “basic-to-intermediate”, “porphyritic” and “leucogranite” suites, besides syn-and post-tectonic alkaline suites, later on described by Galindo (1993),Hollanda (1998), Nascimento (1998), Jardim de Sá et al. (1999) andNascimento (2000).

The present paper aims to synthesize the chemical data presentlyavailable in the region (217 analyses) and to propose a uniformsystematic nomenclature for the Brasiliano-age plutonism in the SeridóBelt.

�� The database used for the classification proposal wasselected from a number of the chemical analyses available in theliterature (all references used are listed in Table 1), dealing with theseveral Brasiliano-age plutons. The data were treated, excluding thosewith anomalous values. Samples of doubtful provenance were notconsidered.

This classification was based mainly upon the chemicalcharacteristics of each sample group, as well as on their petrographicaspects and modal compositions. The nomenclature of each group orsuite reflects to its magmatic affinity, identified by discriminantdiagrams. In this work, it was possible to characterize five plutonicsuites in the Seridó Belt, named as follows: Shoshonitic (Shos),Porphyritic K-Calc-Alkaline (PKCAlk); Equigranular K-Calc-Alkaline(EqKCAlk); Alkaline (Alk) and Charnockitic Alkaline (ChAlk). Allthese suites are represented in figure 1.

�� It occurs as isolated plutons(e.g. São João do Sabugi and Quixaba) or closely associated to thePKCAlk Suite (e.g. São José de Espinharas, Totoró and Cardoso). Itcomprises rocks of varied composition, ranging from gabbro/diorite toquartz monzonite, with equigranular or inequigranular fine- tomedium-grained texture (coarser in the gabbroic terms, sometimeswith plagioclase phenocrysts). The latter types also exhibit augite,

diopside and/or hypersthene phenocrystals, which may be transformedto amphibole. In the most differentiated types (diorites and quartzmonzonites), hastingsitic to Fe-edenitic hornblende is the dominantmafic phase, besides biotite. The commonest accessory minerals aresphene, opaque minerals (magnetite and/or ilmenite), zircon andapatite.

The SiO2 contents in the Shos Suite vary between 48 and 60%,corresponding to the least differentiated plutonic rocks studied. TheK2O/Na2O ratio ranges from 0,3 to 1,6 (Table 2). Harker’s diagrams(SiO2 as the differentiation index), show negative correlation forFe2O3t and MgO, and positive for K2O (Fig. 2). Rb, Ba and Zr havetypically incompatible behavior, whereas Sr seems to be a compatibleelement for SiO2 values greater than 55 % wt (Fig. 2). The REE areweakly to moderately fractionated (LaN/YbN=11-70), with positive ornegative Eu anomalies (Table 2).

�� !"�#$�"�$%#$��!��$%� It iswidely distributed in the Seridó Belt, being represented by isolatedbatholiths or plutons associated to the other suites, especially the Shos.The PKCAlk Suite comprises porphyritic coarse-grained rocks withhigh proportions of K-feldspar phenocrystals. It is the dominant faciesin the majority of the granitoid massifs, like the ones of Acari, Montedas Gameleiras, São José de Espinharas, Serra do Lima-Caraúbas, Bar-celona and Totoró (Fig. 1). Medium-grained varieties, in which the K-feldspar phenocrystals are smaller than 2 cm in length, may also occur.The PKCAlk plutons have mainly a monzogranitic composition,although granodioritic and quartz monzonitic varieties may be found.The mafic phases are biotite, hastingsitic to Fe-edenitic hornblende,while sphene, epidote, allanite, zircon, apatite and magnetite are themain accessory minerals.

The PKCAlk Suite exhibits alkali enrichment (K2O+Na2O³7%), andhas the greatest K2O/Na2O (Table 2). In Harker’s diagrams, Fe2O3t andMgO are negatively correlated against SiO2 (Fig. 2). Both Sr and Bahave compatible behavior, whereas Rb appears to be an incompatibleelement (Fig. 2). Concerning the REE, they are weakly to moderatelyfractionated, with (La/Yb)N ratios between 20 and 80, and alwaysshow moderately to strongly negative Eu anomalies (Table 2).

�� &��'�#��$#� !"�#$�"�$%#$�� &!��$%�Rocks of the EqKCAlk Suite occur as sheets, dikes and sills, isolatedbodies (e.g. Taipu, Dona Inês and Picuí plutons - Fig. 1) or associatedto the PKCAlk Suite (e.g. Acari and São José de Espinharas plutons).This suite is composed principally by fine- to medium-grainedequigranular monzogranites. The main accessory mineral is biotite (±amphibole), besides subordinated amounts of sphene, epidote, opaqueminerals, apatite, zircon, allanite and tourmaline. Some facies of thePicuí (Silva 1993) and Dona Inês plutons (McMurry et al. 1987)contain garnet.

The EqKCAlk Suite shows narrow SiO2 variation (68-76%) andhigh K2O/Na2O ratio (1,1-2,3). Harker’s diagrams (Fig. 2) presentnegative correlation for Fe2O3t, MgO and Na2O. Sr, Ba and Zr showcompatible behavior, and Rb is an incompatible element (Fig. 2).

162 Revista Brasileira de Geociências, Volume 30, 2000

BR ASILIA NO -A GE PLUTO N S OF T HE SERI DÓ BE LT

AngicosSanta Luzia

Taipu

Dona In êsPicuí

Porphyritic K -C a lc -A lkal ine Suite

Prado

TourãoSerra do Lima

Caraúbas

Catolé do Rocha

PombalSerra Jo ão do Vale

São RafaelSão José de Esp in haras

Totoró

AcariCardosoBarcelonaMonte das GameleirasSerrinha

Shoshonitic Suite

São José de Esp in haras

TotoróCardoso

Quixaba

São João do Sabu gi

A lkaline Sui te C harnockiticA lkaline Sui te

UmarizalCaxexaSerra do Algodão/Serra do Boqueirão

Japi

1

2

3

4

5

6

7

8

9

1 0

11

1 2

1 3

1 4

1 5

1 6

1 7

1 8

1 9

2 0

2 1

2 2

2 3

2 4

2 5

2 6

2 7

2 8

2 9

E quigranular K - C alc-A lkaline Sui te

b

a

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12

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24 25

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29

6

9

18

21

28

27

8

20

5°30 ' S

7°00 ' S

37°00' W

36°30' W

P a re l ha s

A c ar i

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S ho sS ho s

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S ho s

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S ho s

A lk

A lk

A lk+C hA lk+P KC A lk+E qK C Alk

P KC A lk+ E qK C A lk P KC A lk+EqK C A lk

C hA lk+PKC Alk+EqK CA lk

PKC Alk+EqK CA lk

C hA lk

A lk

A lk A lk

A lkC hA lk C hA lk

C hAlk +P KC A lk+E qK C Alk

C hA lk+P KC A lk+ E qK C A lk

A lk+ C hAlk+P KC A lk+ E qK C A lk

8 6 16 8

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3

2

7

5

3

1

4001800 4500 900

500

100

2500

500

1000

200

300

100

45 55 65 75 85 45 55 65 75 85 45 55 65 75 85 45 55 65 75 85

Figure 1 - Geological map of the Seridó Belt, emphasizing the Brasiliano magmatic suites (modified after Jardim de Sá 1994). a - Meso to Cenozoic covers;b - Brasiliano alkaline plutons; c - Brasiliano charnockitic alkaline plutons; d - Brasiliano equigranular K-calc-alkaline plutons; e - Brasiliano porphyriticK-calc-alkaline plutons; f - Brasiliano shoshonitic plutons; g - Proterozoic metasupracrustals; h - Paleoproterozoic granitoid plutons; i - Archaean toPaleoproterozoic gneissic-migmatitic basement; j - Brasiliano transcurrent shear zones; k - Brasiliano contractional-transpressive shear zones; l - Brasilianoextensional shear zones; m - Town; n - capital city of state.

Figure 2 - Harker’s diagrams for the Brasiliano-age magmatic suites in the Seridó Belt, using SiO2 as the differentiation index. Legend: ■ Shos = Shoshonitic,� PKCAlk = Porphyritic K-Calc-Alkaline, ▲ EqKCAlk = Equigranular K-Calc-Alkaline, ▼ Alk = Alkaline, ◆ ChAlk = Charnockitic Alkaline.

Revista Brasileira de Geociências, Volume 30, 2000 163

Moderately to strongly negative Eu anomalies (similar to the ones ofPKCAlk Suite) and largest range on the (La/Yb)

N ratios (15-135) are

remarkable features (Table 2). It is difficult to distinguish it fromPKCAlk Suite, although the last one has some samples richer in MgO,Rb, Sr and Zr.

��$%#$��$%� This suite was recognized in the SãoJosé de Campestre Massif, the eastern domain of the Seridó Belt,comprising the Caxexa, Japi, Serra do Algodão and Serra doBoqueirão plutons (Fig. 1). The Alk Suite is composed by equigranular,fine-grained alkali-feldspar granites, with subordinate quartz-alkali-feldspar syenite. Aegirine-augite and hedenbergite are the main maficminerals, although andradite-rich garnet may be observed in theCaxexa, Serra do Algodão and Serra do Boqueirão plutons. Theplagioclase is pure albite (An

0-5) or slightly enriched in Ca (An

5-9) in

the garnet-bearing rocks. The accessory minerals are sphene, apatite,zircon, allanite and magnetite.

The Alk Suite shows strong enrichment in alkalis, the greatestNa

2O, Sr and Ba contents and the lowest MgO (<0,5%) and Rb/Sr

ratios (Table 2; Fig. 2). Figure 2 demonstrates that Sr and Ba are themost compatible elements. These rocks exhibit the least fractionatedREE patterns, with (La/Yb)

N ratios between 4 and 17, and a strongly

positive Eu anomaly (Table 2).

��#��%��$%#$�� $%� Rocks withalkaline affinity also occur in the extreme NW corner of the SeridóBelt, being represented by the Umarizal Pluton, which defines theChAlk Suite. They are composed of medium-grained to inequigranularrocks, with quartz mangeritic to charnockitic composition. Their maficassemblage may include fayalite (Fa

98-Fo

2) or Fe-hypersthene,

hedenbergite, Fe-edenitic hornblende and biotite, besides subordinatedzircon, apatite, allanite, magnetite and ilmenite.

The ChAlk Suite shows high K2O/Na2O and Rb/Sr ratios and Zrcontents (Table 2). Na2O, Fe2O3t, MgO, Ba, Zr and Sr are negativelycorrelated against SiO2 (Fig. 2). The REE are fractionated in the samerange as found in the PKCAlk and EqKCAlk suites, but the ChAlk isdistinguished for having either negative or positive Eu anomalies(Table 2).

�� The plutonic suites were plotted in some discriminant diagrams fordistinguishing their major geochemical affinities (Fig. 3). With respectto the Shand’s index, the Shos Suite is metaluminous, and the othersones are meta to peraluminous (Fig. 3a), all of them with A/CNK ratioless than 1.2 (Table 2). The suites are transitional between the sub-alkaline and alkaline series, except for the one (Alk) which clearlypresents an alkaline affinity (Figs. 3b, c, d). The ChAlk Suite showsgeochemical characteristics transitional between the Alk and PKCAlkones, approximately following the monzonitic differentiation trend(Figs. 3b, c).

�� !� Thechemical and petrographic comparisons of the Brasiliano-age plutonicrocks allowed the individualization of five main suites: Shoshonitic,Porphyritic K-Calc-Alkaline, Equigranular K-Calc-Alkaline, Alkalineand Charnockitic Alkaline. Shos and Alk suites are easily separatedfrom the others. The ChAlk Suite can be distinguished from the othersin some diagrams. The major difficulty stands in the distinctionbetween PKCAlk and EqKCAlk suites, once they are chemically verysimilar. However, petrographic and field aspects should be used todistinguish themselves.

A number of studies in different areas point to a complexgeochemical and relative chronology of the Brasiliano-age magmaticsuites in the Seridó Belt. Even though representing different parentalmagmas and sources, frequent magma mingling and mixing featuresare displayed between the Shos and PKCAlk suites, which are broadlycontemporaneous across the region. The Alk Suite displays magmaticand tectonic fabrics of syntectonic intrusions, whereas the ChAlk Suiteclearly crosscuts the Brasiliano-age regional structures and does notreveal any evidence of ductile deformation, which suggest its late- topost-tectonic emplacement.

According to Jardim de Sá (1994), the outstanding structuralcontrol of the plutons by the Brasiliano shear zone network suggeststhat these structures were deeply rooted, tapping different sources atmantle and lower to middle crustal depths. The sub-alkaline affinitycommonly displayed by these igneous suites may be ultimately relatedto an anomalous and old, enriched lithospheric mantle source directlyinvolved in the petrogenesis of the Shos and the alkaline suites. Thismantle signature was transferred to the lower crust probably during thePaleoproterozoic tectonomagmatic evolution, and thus explains thesub-alkaline affinity of the crustal-derived Brasiliano granitoids likePKCAlk and EqKCAlk.

�� To CNPq for the financial support throughscholarships and grants, and to two anonymous referees of RBG forthe review of the manuscript.

SUITES (NUMBER OF ANALYSES) STUDIED PLUTONS SOURCE

Shoshonitic (57) São João do Sabugi; Totoró; Acari;Q i b

Jardim de Sá (1994), Galindo (1993).

Porphyritic K-Calc-Alkaline (87) Acari; Totoró; Barcelona; Montedas Gameleiras; Patu-Caraúbas.

Galindo (1982, 1993), Jardim de Sá(1994).

Equigranular K-Calc-Alkaline (17) Dona Inês; Picuí; Acari; Monte dasGameleiras.

McMurry et al. (1987), Silva (1993),Galindo (1982), Jardim de Sá (1994).

Alkaline (45) Caxexa; Japi; Serra do Algodão;Serra do Boqueirão.

R.S.C. Nascimento (1998), Hollanda(1998), M.A.L. Nascimento (2000).

Charnockitic Alkaline (11) Umarizal. Galindo (1993).

Table 1 - Bibliographical sources used to characterize the Brasiliano magmatic suites in the Seridó Belt, with a total of 217 chemical analyses (amounts betweenparentheses).

Suites Shoshonitic

(Shos)

Porphyritic K-Calk-Alkaline

(PKCAlk)

EquigranularK-Calk-Alkaline

(EqKCAlk)

Alkaline

(Alk)

CharnockiticAlkaline(ChAlk)

SiO2 47,5 - 60,4 61,8 - 76,6 67,7 - 75,5 66,6 - 76,9 63,6 - 69,4K2O/Na2O 0,30 - 1,57 0,85 - 2,14 1,13 - 2,25 0,69 - 1,50 1,36 - 1,96K2O+Na2O 4,35 - 8,98 7,24 - 9,49 8,11 - 9,66 8,03 - 11,23 8,62 - 10,36Rb/Sr 0,03 - 0,40 0,12 - 2,40 0,32 - 1,81 0,01 - 0,30 0,41 - 1,13Maficphases

Opx, Cpx,Amph, Bio

Bio,Amph, Sph

Bio,Garn, Amph

Cpx, Garn,Sph, Amph

Fay, Opx, CpxAmph, Bio

A/CNK 0,55 - 1,04 0,83 - 1,10 0,95 - 1,12 0,86 - 1,09 0,88 - 1,02A/NK 1,18 - 2,52 1,15 - 1,51 1,19 - 1,41 0,89 - 1,19 1,13 - 1,27(La/Yb)N 11 - 70 20 - 80 15 - 135 4 - 17 12 - 62Eu/Eu* 0,64 - 1,20 0,33 - 0,77 0,37 - 0,72 1,46 - 2,91 0,52 - 1,21Zr (ppm) 155 - 1000 143 - 397 109 - 330 11 - 230 337 - 962

Table 2 - Comparative chemical parameters of the Brasiliano magmatic suitesin the Seridó Belt. Opx = Orthopyroxene; Cpx = Clinopyroxene; Amph =Amphibole; Bio = Biotite; Garn = Garnet; Sph = Sphene; Fay = Fayalite. Eu/Eu* = europium anomaly = EuN/[(SmN + GdN)/2]. REE normalized accordingto the chondritic values of Evensen et al. (1978).

164 Revista Brasileira de Geociências, Volume 30, 2000

Figure 3 - Geochemical diagrams for the Brasiliano-age magmatic suites in the Seridó Belt. (a) Shand’s index (Maniar and Piccoli 1989). (b) Total alkalis vs.SiO2 with the monzonitic (mz) and alkaline (alk) trends represented (Lameyre 1987). (c) R1-R2 cationic plot (De La Roche et al. 1980). (d) Alkalinity index(Wright 1969). Symbols as in figure 2.

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Contribution IGC-178Received March 9, 2000

Accepted for publication May 1, 2000

References

TEATRO DOS VAMPIROS (Dado Villa-Lobos, Renato Russo e Marcelo Bonfá)

retirado do albúm V da Legião Urbana de 1991

Sempre precisei de um pouco de atenção Acho que não sei quem sou

Só sei do que não gosto E destes dias tão estranhos

Fica a poeira se escondendo pelos cantos Este é o nosso mundo

O que é demais nunca é o bastante A primeira vez é sempre a última chance

Ninguém vê onde chegamos Os assassinos estão livres, nós não estamos Vamos sair, mas não temos mais dinheiro

Os meus amigos todos estão procurando emprego Voltamos a viver como há dez anos atrás

E a cada hora que passa Envelhecemos dez semanas

Vamos lá, tudo bem, eu só quero me divertir Esquecer dessa noite, ter um lugar legal p’ra ir

Já entregamos o alvo e a artilharia Comparamos nossas vidas

E esperamos que um dia nossas vidas possam se encontrar Quando me vi tendo de viver comigo apenas e com o mundo

Você veio como um sonho bom E me assustei

Não sou perfeito Eu não esqueço

A riqueza que nós temos ninguém consegue perceber E de pensar nisso tudo eu, homem feito

Tive medo e não consegui dormir Vamos sair, mas não temos mais dinheiro

Os meus amigos todos estão procurando emprego Voltamos a viver como há dez anos atrás

E a cada hora que passa Envelhecemos dez semanas

Vamos lá, tudo bem, eu só quero me divertir Esquecer dessa noite, ter um lugar legal p’ra ir

Já entregamos o alvo e a artilharia Comparamos nossas vidas

E mesmo assim, não tenho pena de ninguém

(Pense bem, esta canção poderia ter sido escrita por um geólogo no final do seu trabalho)

CORPO DE LAMA (Chico Science, Jorde Du Peixe, Dengue, Lúcia Maia e Gira)

Trecho retirado do albúm Afrociberdelia de Chico Science & Nação Zumbi de 1996

Deixar que os fatos sejam fatos naturalmente, sem que sejam forjados para acontecer.

Deixar que os olhos vejam pequenos detalhes lentamente. Deixar que as coisas que lhe circundam estejam inertes

como móveis inofensivos pra lhe servir quando for preciso e nunca lhe causar danos morais, físicos ou psicológicos.

PETROLOGIA DO MAGMATISMO TARDI-BRASILIANO NO … · Valeu, professor, pelas discussões sobre o...

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