Rochas Densidade (10-3 kg m-3) Volume K (10-6 SI) Rochas ígneas Andesito 2,61 170.000 Basalto 2,99 250 ~ 180.000 Microgabro (Diabásio) 2,91 1.000 ~ 160.000 Diorito 2,85 630 ~ 130.000 Gabro 3,03 1.000 ~ 90.000 Granito 2,64 0 ~ 50.000 Peridotito 3,15 96.000 ~ 200.000
Piroxenito 3,17 130.000 Riolito 2,52 250 ~ 38.000 Rochas sedimentares Argilito 1,70 170 ~ 250 Carvão 1,35 25 Dolomito 2,30 - 10 ~ 940 Calcário 2,11 2 ~ 25.000 Arenito 2,24 0 ~ 20.900 Folhelho 2,10 63 ~ 18.600 Rochas Metamórficas Anfibolito 2,96 750 Ardósia 2,79 0 ~ 38.000 Gnaisse 2,80 0 ~ 25.000 Granulito 2,63 3.000 ~ 30.000 Filito 2,74 1.600 Quartzito 2,60 4.400 Serpertinito 2,78 3.100 ~ 18.000 Xisto 2,64 26 ~ 3.000
Fonte: modificado de Hunt, Moskowitz e Banerjee (1995, p. 190).
3.3.1 Rochas graníticas
A susceptibilidade magnética de rochas graníticas é bastante variável e compreende valores na ordem de 10-6 em granitos leucocráticos a 10-2 em granodioritos e tonalitos. Do ponto de vista da mineralogia magnética, essas rochas podem ser divididas basicamente em duas séries distintas. De acordo com Ishihara (1977, p. 293), a primeira delas, série da magnetita, é caracterizada pela ocorrência de magnetita e/ou magnetita-ilmenita. Já a segunda, série da ilmenita, é composta por ilmenita e/ou hemo-ilmenita.
Alguns estudos propõem uma relação entre a mineralogia magnética, i. e., série da magnetita e série da ilmenita, e o tipo granítico do ponto de vista tectono-genético (tipo-I, tipo- S, tipo -A). A hipótese de Ellwood e Wenner (1981, p. 202) procura associar os tipos-A e I a granitos mais magnéticos, enquanto que as rochas de caráter magnético mais fraco seriam granitos tipo-S. Contudo, a ocorrência de magnetita e de ilmenita é, primariamente, controlada pela fugacidade de oxigênio do magma e, desse modo, a correlação entre o tipo granítico e a série granítica necessita ser feita com muita precisão.
Além disso, a assembleia mineral pode não só refletir as condições de formação da rocha mas também processos posteriores à sua evolução, os quais alteram a mineralogia magnética (HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 6). Exemplos de processos modificadores da K primária são intemperismo e alterações metassomáticas/hidrotermais. Consequentemente, a susceptibilidade deve ser utilizada como um indicador da origem do corpo com muita cautela.
4 METODOLOGIA
Para o desenvolvimento deste trabalho, foram compilados dados de susceptibilidade magnética, petrográficos, estimativas modais, química de rocha-total e química de minerais máficos (análises quantitativas WDS) disponíveis para os Plútons Papanduva e Quiriri. Esses dados foram obtidos pelo orientador e pesquisadores associados nos laboratórios do Núcleo de Apoio à Pesquisa GeoAnalítica – Instituto de Geociências/USP. Parte deste banco de dados é apresentado e discutido nos trabalhos de Vilalva (2007; 2012), Vilalva e Vlach (2014) e Vilalva, Vlach e Simonetti (2016), que trazem ainda uma descrição detalhada dos procedimentos analíticos empregados. Descrições petrográficas adicionais de 37 seções delgadas e delgado- polidas foram feitas no Laboratório Didático de Ótica Cristalina do Departamento de Geologia da UFRN, usando técnicas petrográficas convencionais. O estudo das seções delgado-polidas visou principalmente o reconhecimento dos minerais máficos, acessórios e opacos presentes.
Embora novas medições de K não tenham sido feitas no âmbito desta monografia, para melhor embasar os resultados a serem discutidos nos próximos capítulos, os procedimentos analíticos de mensuração da susceptibilidade magnética (K) são detalhados a seguir.
4.1 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA
As medidas de susceptibilidade magnética foram realizadas com o susceptibilímetro portátil SM-20 da GF Instruments. Ao todo foram tomadas 1.128 mensurações individuais, com uma média de 10 medições por amostra de granitos dos Plútons Papanduva e Quiriri. Elas foram efetuadas parte no campo, em superfícies frescas e lisas, parte em laboratório, em fatias serradas de rochas e em amostras preferencialmente planas e uniformes não serradas, com baixo grau de alteração. Em ambos os casos, os resultados foram semelhantes. Aquelas amostras serradas foram cuidadosamente inspecionadas com o intuito de localizar possíveis resíduos metálicos oriundos da ferramenta de corte. Para tanto, utilizaram-se lixas sem componentes metálicos nas amostras. Esse procedimento é importante, visto que essas partículas podem superestimar os valores da K.
4.2 TRATAMENTO DOS DADOS
Após a etapa de compilação, iniciaram-se o tratamento e a interpretação dos dados de K na forma de tabelas, histogramas de frequência relativa (%) e diagramas binários (K versus estimativas modais, química de rocha-total e química mineral). Os diagramas foram construídos nos softwares Microsoft Excel 2013, Systat SigmaPlot 14.0 e PAleontological STatistics 3.26. Esses dados foram ainda utilizados para calcular a contribuição paramagnética para a K e interpolados e expostos por meio de um mapa que representa essa propriedade física. A fim de compreender a influência de fatores posteriores à cristalização e à evolução dos plútons na susceptibilidade (e. g., alterações supergênicas), foram gerados o modelo digital de terreno e os mapas de densidade de lineamentos e densidade de drenagem.
4.2.1 Cálculo da Contribuição Paramagnética
De acordo com Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 92), a contribuição paramagnética para a K é proveniente principalmente dos íons Fe+2, Fe+3 e Mn+2 em silicatos máficos (biotita e anfibólio). Essa susceptibilidade paramagnética máxima teórica (Kp-teor) é calculada a partir da fórmula de Syono (1960, p. 89) e de Rochette, Jackson e Aubourg (1992, p. 211):
𝐾𝑝−𝑡𝑒𝑜𝑟 = −14,6 + 𝑑 𝑥 [(25,2 𝑥 𝐹𝑒+2) + (33,4 𝑥 𝐹𝑒+3) + (33,8 𝑥 𝑀𝑛+2)] 10-6 [SI] (4.1)
na qual d é a densidade da rocha e os íons Fe+2, Fe+3 e Mn+2 estão representados em porcentagem de peso atômico, a partir das análises de rocha-total, seguindo Aydin, Ferré e Aslan (2007). Neste trabalho, adotou-se uma densidade média para rochas graníticas de 2,67 g/cm3 (AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 92). Para a discriminação entre os cátions Fe+2 e Fe+3 a partir de Fetotal, fez-se uso da equação 4.2 de Kress e Carmichael (1991), descrita abaixo:
ln (𝑋𝐹𝑒2𝑂3
𝑋𝐹𝑒𝑂 ) = 𝑎 𝑥 𝑙𝑛(𝑓𝑂2) + ( 𝑏
𝑇) + 𝑐 + ∑ 𝑑𝑖𝑋𝑖 + 𝑓(𝑇, 𝑃) (4.2)
onde a, b e c são constantes empíricas e Xi é a fração molar de K2O, Na2O, Al2O3, FeO e CaO no magma. O termo ∑𝑑𝑖𝑋𝑖 expressa a dependência composicional da razão entre o Fe+3e o Fe+2.
Para a utilização dessa equação, é necessário conhecer as fugacidades de oxigênio (fO2) do ambiente de cristalização. Assim, a fO2 para os Plútons Papanduva e Quiriri foi estimada com base na equação (4.3) de Frost (1991, p. 5):
𝑙𝑜𝑔𝑓𝑂2 = 𝐴 𝑇 ⁄ + 𝐵 + 𝐶 (𝑃 − 1) 𝑇⁄ (T em oK), (4.3) para pressão (P) igual a 1000 bar e temperaturas (T) iguais a 600°C e 800°C, respectivamente (cf. VILALVA e VLACH, 2014). Os valores dos parâmetros A, B e C estão expressos na Tabela 4.1:
TABELA 4.2 – VALORES DOS PARÂMETROS A, B E C PARA CÁLCULO DE ƒO2