UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS Instituto de Geociências
LUIZA DE CARVALHO MENDES
PROVENIÊNCIA U-PB E LU-HF E GEOQUÍMICA DAS ROCHAS
METASSEDIMENTARES ADJACENTES AO ARCO CONTINENTAL DE SANTA QUITÉRIA, NE BRASIL: IMPLICAÇÕES PARA A RECONSTRUÇÃO TECTÔNICA
PALEOGEOGRÁFICA DO GONDWANA OCIDENTAL
U-PB AND LU-HF ZIRCON PROVENANCE AND GEOCHEMISTRY OF THE METASEDIMENTARY ROCKS SURROUNDING THE SANTA QUITÉRIA CONTINENTAL ARC, NE BRAZIL: TECTONIC AND PALEOGEOGRAPHIC
IMPLICATIONS FOR THE ASSEMBLY OF WEST GONDWANA
CAMPINAS 2019
PROVENIÊNCIA U-PB E LU-HF E GEOQUÍMICA DAS ROCHAS
METASSEDIMENTARES ADJACENTES AO ARCO CONTINENTAL DE SANTA QUITÉRIA, NE BRASIL: IMPLICAÇÕES PARA A RECONSTRUÇÃO TECTÔNICA
PALEOGEOGRÁFICA DO GONDWANA OCIDENTAL
DISSERTAÇÃO APRESENTADA AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRA
EM GEOCIÊNCIASNA ÁREA DE GEOLOGIA E
RECURSOS NATURAIS
ORIENTADOR: PROF. DR. TICIANO JOSÉ SARAIVA DOS SANTOS
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELA ALUNA LUIZA DE CARVALHO MENDES E ORIENTADA PELO PROF. DR. TICIANO JOSÉ SARAIVA DOS SANTOS
CAMPINAS 2019
Universidade Estadual de Campinas Biblioteca do Instituto de Geociências
Marta dos Santos - CRB 8/5892
Mendes, Luiza de Carvalho,
M522p MenProveniência U-Pb e Lu-Hf e geoquímica das rochas metassedimentares adjacentes ao Arco Continental de Santa Quitéria, NE do Brasil : implicações para a reconstrução tectônica paleogeográfica do Gondwana Ocidental / Luiza de Carvalho Mendes. – Campinas, SP : [s.n.], 2019.
MenOrientador: Ticiano José Saraiva dos Santos.
MenDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.
Men1. Arco Magmático - Santa Quiteria (CE). 2. Geoquímica. 3.
Geocronologia. 4. Zircão. I. Santos, Ticiano Jose Saraiva dos, 1964-. II. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. III. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: U-Pb and Lu-Hf zircon provenance and geochemistry of the metasedimentary rocks surrounding the Santa Quitéria Continental Arc, NE Brazil : tectonic and paleogeographic implications for the assemby of the Gondwana
Palavras-chave em inglês:
Magmatic Arc - Santa Quitéria (CE) Geochemistry
Geochronology Zircon
Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestra em Geociências
Banca examinadora:
Ticiano José Saraiva dos Santos [Orientador] Brenda Chung da Rocha
Vinícius Tieppo Meira
Data de defesa: 29-04-2019
Programa de Pós-Graduação: Geociências
Identificação e informações acadêmicas do(a) aluno(a) - ORCID do autor: https://orcid.org/0000-0002-4949-4908 - Currículo Lattes do autor: http://lattes.cnpq.br/9835437576350948
AUTORA: Luiza de Carvalho Mendes
PROVENIÊNCIA U-PB E LU-HF E GEOQUÍMICA DAS ROCHAS
METASSEDIMENTARES ADJACENTES AO ARCO CONTINENTAL DE SANTA QUITÉRIA, NE BRASIL: IMPLICAÇÕES PARA A RECONSTRUÇÃO TECTÔNICA E
PALEOGEOGRÁFICA DO GONDWANA OCIDENTAL
ORIENTADOR: Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos
Aprovado em: 29 / 04 / 2019
EXAMINADORES:
Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos - Presidente Prof. Dr. Vinícius Tieppo Meira
Profa. Dra. Brenda Chung da Rocha
A Ata de defesa com as respectivas assinaturas dos membros, encontra-se disponível no SIGA - Sistema de Fluxo de Dissertação e na Secretaria de Pós-graduação do IG.
Luiza de Carvalho Mendes
Nascida em 3 de setembro de 1991, na cidade de São Paulo-SP, tornou-se Bacharel em Geologia pela Universidade Estadual de Campinas – Unicamp, em dezembro de 2016. Teve o Trabalho de Conclusão de Curso orientado pela Profa. Dra. Jacinta Enzweiler e coorientado pelo Msc. Bruno Cesar Mortatti com o título: Estudo da Composição Mineralógica e Geoquímica das Rochas Representativas das Sub-bacias dos rios Atibaia (SP) e Jaguari (SP/MG), parte final do trabalho de Iniciação Cientifica (SAE-Unicamp) de mesmo título realizado entre 2014-2015.
Durante a graduação recebeu bolsa de auxílio social (SAE-Unicamp), onde apresentou dois resumos para congresso PIBIC intitulados: Teores de Metais e Caracterização Mineralógica do Solo de uma Área Contaminada com Chumbo na Paraíba/PB (2013-2014) e Caracterização dos principais traços espectrais da Antofilita da região de Itapira (SP): nocivo à saúde, benéfico ao meio ambiente?(2014-2015),sob orientação do Dr. Dailto Silva.
Em 2017, ingressou no Programa de Pós-Graduação em Geociências na área de Evolução Crustal, no Instituto de Geociências da Unicamp, com orientação do Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos.
Ao meu pai-palhaço-poeta e Minha mãe-artista-amiga Antonio Mendes e Cristina Carvalho
Ao Professor Ticiano, que por inúmeros motivos possibilitou que este trabalho fosse realizado. Obrigado por ter me orientado e confiado em mim, aproveito já para pedir desculpas pelos tropeços!!
Ao meu pai (in memorian) e a minha mãe por terem me dado todo o amor e apoio para eu me formar e dar início a mais esta etapa da minha vida. Foram inúmeras mensagens de “força” e “você consegue”, obrigada por me darem tanto suporte, amo vocês!
Ao meu namorado João que ficou o tempo inteiro do meu lado, literalmente, me apoiando. Obrigada pelo carinho, pelas criticas e por todas as vezes que você teve que instalar o ArcGis e o GCDkit para mim. Sem você este trabalho não teria sido possível! A minha sogra Fátima que me deu suporte, carinho e me incentivou a seguir em frente e fazer aquilo que eu tinha vontade. Ao Juninho que alegra a casa em cada visita.
Aos meus colegas e amigos, em especial a Gaby, Poli, Nadia, Tales, JP e Robert que me ajudaram em todas as etapas deste trabalho, algumas vezes, mesmo sem saber, que acabaram ouvindo os meus desabafos e me ajudaram na maioria das vezes e a Renata que vem revisando meus trabalhos desde a iniciação cientifica.
Aos professores das disciplinas de pós-graduação Profa. Jacinta, Prof. Elson e Prof. Wagner. Os técnicos de laboratórios e aos funcionários do Instituto de Geociências da Unicamp, em especial a Érica, Margareth, Aparecida, Dailto, Cris, Gorete e Jô.
Aos professores que compuseram a banca de defesa. Prof. Dra. Brenda Rocha (USP) e o Prof. Dr. Vinícius Meira pelas sugestões e críticas para eu aperfeiçoar meu trabalho.
A UNICAMP que não me desamparou!
Ao Cnpq pela bolsa de mestrado (proc. 165514/2017-5) e pelo fomento a pesquisa.
Análises geoquímicas e isotópicas (U-Pb e Lu-Hf) foram realizadas em rochas metassedimentares do Domínio Ceará Central, adjacentes as margens oeste e leste do Arco Continental de Santa Quitéria, Província Borborema, nordeste do Brasil. Estas rochas foram classificadas como: folhelhos, grauvacas e arenitos, com intemperismo moderado (CIA < 75). A fonte dos sedimentos foi caracterizada como uma mistura de rochas félsicas a intermediária caracterizando sedimentos maturos e imaturos (ICV entre 1,1 e 0,81), depositados em bacias de margem passiva e ativa, respectivamente. Baseado na geoquímica de elementos maiores e traços (i.e.,Th/Sc, Zr/Sc, La/Th, Hf, La/Sc, Th/Co, Eu/Eu*) foi possível distinguir fontes de sedimentos com menor retrabalhamento e com presença sedimentos de composições máficas a intermediárias para as rochas da Unidade Independência, enquanto que para o Complexo Canindé caracterizou-se componentes sedimentares de maior retrabalhamento e de composição ígnea félsica. Segundo os diagramas discriminatórios para ambientes tectônicos Co-Th-Zr/10 e Sc-Th-Co-Th-Zr/10 e nas concentrações de elementos traços característicos de diferentes ambientes (i.e., Th, V, (La/Yb)N, Co, La, Ce) estas rochas foram depositadas em bacias formadas em ambientes de margem passiva e ativa, relacionadas a componentes de arco continental e arco de ilha oceânico configurando um sistema colisional. A partir da análise isotópica U-Pb and Lu-Hf, foram identificadas sete potenciais áreas fontes para estas rochas, com mistura de componentes de orígem juvenil e crustal, provenientes do Arqueano (3,2 a 2,6 Ga), referente ao embasamento do Complexo Cruzeta ao Neoproterozóico (657 a 575 Ma) proveniente do Arco Magmático de Santa Quitéria. De acordo com os resultados obtidos e com a literatura disponível foi possível inferir que as rochas das margens oeste e leste foram depositadas em diferentes bacias formadas em um ambiente transicional de bacia de margem passiva, desenvolvidas durante sua fase inicial (Paleo-mesoproterozoico), para bacias de margem ativa, geradas durante o evento colisional de formação do Arco Magmático de Santa Quitéria. Palavras-chave: Província Borborema, Geoquímica, Proveniência, Zircão Detrítico, Ambiente Tectônico.
Geochemical and geochronological (U-Pb and Lu-Hf) data obtained for the metasedimentary rocks of the Ceará Central domain flanking the Santa Quitéria magmatic arc (SQMA; Borborema Province, NE Brazil) are analyzed and discussed in this study. The protolith of these rocks correspond to shales, sandstones, and greywacke showing moderate weathering (CIA <75). The source of the sediments constitutes a mixing of felsic to intermediate rocks characterizing mature and immature sediments (ICV mean values between 1.1 and 0.81) deposited in passive and active margin basins, respectively. Based on the geochemical behavior of major and trace elements (in particular, Th/Sc, Zr/Sc, La/Th, Hf, La/Sc, Th/Co, Eu/Eu* trends), it was possible to distinguish a less reworked source of sediments of mafic to intermediate composition in the Independência Unit, whereas the sedimentary components of the Canindé Complex show major reworking and igneous felsic composition. According to the diagrams for tectonic setting discrimination (Co-Th-Zr/10 and Sc-Th-Zr/10) and the concentrations of characteristic trace elements (Th, V, Co, La, Ce, LaN/YbN), these rocks were deposited in basins
formed in active and passive settings associated with continental magmatic and intra-oceanic arcs. Isotopic data U-Pb and Lu-Hf indicate seven source areas from the Archean (3.2 to 2.6 Ga) from basement of the Cruzeta Complex to Neoproterozoic (657 to 575 Ma) from Santa Quitéria Magmatic Arc. According to the results obtained in this study it was possible to infer that the Canindé Complex and Independência Unit rocks of the SQMA western and eastern margins were deposited in basins undergoing different regimes, starting with a passive margin which evolved to an active margin setting, established during the collisional event that led to the formation of the Santa Quitéria Magmatic Arc.
Figura 1: Localização das áreas de estudo (destacada pelos retângulos de cores vermelha e amarelo) e as principais vias de acesso. (Base de dados ArcGis 10.1). ... 18 Figura 2: A) Diagrama discriminante DfI vs DfII modificado de Bhatia (1983). B) Diagrama Log(K2O/Na2O) vs SiO2% modificado de Roser e Korsch (1986). ... 25 Figura 3: A) Classificação geoquímica Log(SiO2/Al2O3vs Na2O/K2O) para rochas sedimentares
(Petiijohn et al., 1972). B) Classificação geoquímica (SiO2/Al2O3vs Fe2O3/K2O (Herron, 1988). ... 25
Figura 4: A) Contexto tectônico na formação da Província Borborema durante a aglutinação do Supercontinente Gondwana (Trompette, 1994). ... 29 Figura 5: A) Contexto tectônico na formação da Província Borborema durante a aglutinação do Supercontinente Gondwana B) Mapa geológico simplificado do Domínio Setentrional da Província Borborema (adaptado de Fetter et al., 2003). ... 31 Figura 6: Mapa Geológico da área de estudo e localização dos pontos amostrados. Adaptado de Araujo et al. (2014) e Ancelmi et al. (2015). ... 37 Figura 7: Rochas observadas em campo pertencentes ao Complexo Canindé. A) Granada-biotita gnaisse migmatítico (TJJV-183y). B) Clinopiroxênio-granada anfibolito (retroeclogito, TJJV-183a). C) Afloramento de sillimanita-muscovita quartzito (TJJV-218). D) Afloramento de mármore impuro (TJJV-224). E) Afloramento de granada-muscovita gnaisse e cianita-sillimanita-granada gnaisse (encaixante da rocha TJJV-286). F) Sillimanita-granada-muscovita-biotita gnaisse migmatítico (porção do afloramento TJJV-286). ... 38 Figura 8: Rochas observadas em campo pertencentes a Unidade Independência. A) Afloramento de cianita-granada-biotita gnaisse milonitizado (TJJV-236). B) Afloramento de (cianita)-sillimanita-muscovita xisto (TJJV-331). C) Detalhe do afloramento de cianita- granada-biotita gnaisse com fibrolita, evidenciando os grãos de cianita e granada (TJJV-241). D) Afloramento de muscovita-quartzito (TJJV-259). E) Mármore impuro com grafita (TJJV-235). F) Granada-biotita-muscovita gnaisse milonitizado, evidenciando os bolsões quartzo-feldspáticos (TJJV-233) ... 39 Figura 9: Rochas metassedimentares da Margem Oeste – Zona da Sillimanita. A) Afloramento de sillimanita-granada-biotita gnaisse com fibrolita, com bolsões quartzo-feldspáticos (TJJV-238). B) Figura evidenciando intensa foliação. C) Fotomicrografia em luz polarizada, evidenciando a mineralogia principal da amostra TJJV-238. D) Fotomicrografia em luz polarizada, mostrando o grão de sillimanita entre a fibrolita na amostra TJJV-241. ... 42 Figura 10: Rochas metassedimentares da Margem Oeste – Zona da Cianita. A) Afloramento de cianita-granada-biotita gnaisse milonitizado (TJJV-236). B) Afloramento cianita-cianita-granada-biotita gnaisse (TJJV-237). C) Fotomicrografia em luz polarizada, evidenciando a mineralogia principal da amostra TJJV-236. D) Fotomicrografia evidenciando a mineralogia principal da rocha e mineralogia acessória composta por cianita e granada da amostra TJJV-236. ... 43
sillimanita-granada-biotita gnaisse (TJJV-240). B) Intercrescimento de sillimanita no grão de granada da rocha sillimanita-granada-biotita gnaisse (TJJV-240). ... 44 Figura 12: Rochas metassedimentares da Margem Leste – Gnaisses Migmatíticos Zona da Biotita. A) Foto do afloramento (muscovita)-biotita gnaisse migmatítico dobrado (TJJV-332b). B) Foto do afloramento de muscovita-biotita gnaisse migmatítico (TJJV-333). C) Foto do afloramento de granada-biotita-muscovita gnaisse (TJJV-228). C) Fotomicrografia em luz polarizada, evidenciando a mineralogia principal da amostra TJJV-333. ... 46 Figura 13: Rochas metassedimentares da Margem Leste – Xistos. A) Foto de amostra de mão muscovita xisto (TJJV-232). B) Foto do afloramento de (cianita)-sillimanita-muscovita xisto (TJJV-331). C) Fotomicrografia em luz polarizada, evidenciando a mineralogia principal da amostra TJJV-232.D) Fotomicrografia em luz polarizada, mostrando o grão de cianita sendo substituído por muscovita. ... 47 Figura 14: Rochas metassedimentares da Margem Leste – Gnaisses Migmatíticos. A) Afloramento granada-biotita gnaisse migmatítico (TJJV-183 x). B) Afloramento de muscovita-granada-biotita gnaisse migmatítico intensamente foliado (TJJV-286a).C) Fotomicrografia em luz polarizada, evidenciando a mineralogia principal da amostra TJJV-341. D) Fotomicrografia em luz polarizada, evidenciando grãos de granada, fraturados (TJJV-341). ... 49 Figura 15: Rochas metassedimentares da Margem Leste-Quartzito. A) Afloramento de sillimanita-muscovita quartzito (TJJV-218) evidenciando a lineação definida pelos grãos de sillimanita e foliação da rocha. B) Afloramento de muscovita-biotita quartzito (TJJV-220). C) Afloramento de sillimanita-muscovita quartzito (TJJV-218) evidenciando os grãos de magnetita. C) Fotomicrografia em luz polarizada, evidenciando a mineralogia principal da amostra TJJV-220. ... 50
domains and the study area (adapted from Fetter et al., 2003)... 62 Figure 2: The Canindé Complex rocks. A) Garnet-biotite gneiss with migmatized portions (TJJV-256). B) Garnet-biotite-muscovite gneiss with migmatized portions hosted by retrograde metamorphosed eclogite (TJJV-183). C) Sillimanite-garnet-muscovite gneiss with migmatized portions and amphibolite xenoliths (TJJV-286). D) Kyanite-garnet-biotite gneiss with fibrolite (TJJV-240). ). Independência Unit rocks: E) Sillimanite-garnet-biotite gneiss (TJJV-238 F) (Kyanite-)sillimanite-muscovite schist (TJJV-331). G) Sillimanite-(Kyanite-)sillimanite-muscovite quartzite (TJJV-220. H) Outcrop of impure marble (TJJV-224). I) Blocks of calc-silicate with graphite (TJJV-235). ... 63 Figure 3: Simplified geological map showing the major litho-structural domains in the Ceará Central Domain and locations of the analyzed samples (adapted from Araujo et al., 2014 and Ancelmi et al., 2015). ... 64 Figure 4: Harker-type diagrams: major element oxides versus SiO2. ... 70
Figure 5: Harker-type diagrams: major element oxides and traces elements versus Al2O3. ... 71
Figure 6: Multi-element diagrams normalized to the upper continental crust reference values (UCC¹,Taylor & McLennan, 1995) for the metasedimentary rocks from Canindé Complex and Independência Unit and international reference materials: North American Shale Composite (NASC, Gromet et al., 1984) and Upper Continental Crust (UCC², Rudnick & Gao, 2003). A) Concentrations for metasedimentary rocks from Canindé Complex - western margin. B) Concentrations for metasedimentary rocks from Canindé Complex - eastern margin. C) Concentrations for metasedimentary rocks from Independência Unit - western margin. D) Concentrations for metasedimentary rocks from Independência Unit - eastern margin. E) Concentrations for metasedimentary rocks from Independência Unit - eastern margin. ... 73 Figure 7: Rare-earth element concentrations normalized to the primitive mantle (Sun & McDonough, 1995). for the metasedimentary rocks from Canindé Complex and Independência Unit and international reference materials: North American Shale Composite (NASC, Gromet et al., 1984) and Upper Continental Crust (UCC², Rudnick & Gao, 2003). A) Concentrations for metasedimentary rocks from Canindé Complex - western margin. B) Concentrations for metasedimentary rocks from Canindé Complex - eastern margin. C) Concentrations for metasedimentary rocks from Independência Unit - western margin. D) Concentrations for metasedimentary rocks from Independência Unit - eastern margin. ... 74 Figure 8: Representative cathodoluminescence images of the analyzed zircon crystals. The spots analyzed by U-Pb are highlighted with yellow circles. ... 77 Figure 9: Concordia diagrams (left) and age histograms (right) for the zircon grains selected for this study. A) Sample TJJV-286X. B) Sample TJJV-183X. ... 79
Concordia diagrams B) Sample TJJV-334. C) Sample TJJV-193. ... 80 Figure 11: Concordia diagrams (left) and age histograms (right) for the zircon grains selected for this study. A) Sample TJJV-181. B) Sample TJJV-218... 81 Figure 12: Concordia diagrams (left) and age histograms (right) for this study. A) Sample TJJV-233. B) Sample TJJV-186a and C) Concordia diagram sample TJJV-222. ... 82 Figure 13: Diagrams for measuring weathering. A) Weathering scale (Nesbitt and Young, 1984), modified from Cox et al. (1995). B) Ternary diagram CN-A-K and CIA (Nesbitt and Young, 1984). 84 Figure 14: A) Diagram Log (Fe2O3/K2O) vs Log (SiO2/Al2O3) from Herron (1988). B) Discriminant
diagram DI vs DII (Roser and Korsch, 1988). ... 85
Figure 15: Discriminant source-area and reworking diagrams. A) Th/Sc vs. Zr/Sc for the metasedimentary rocks of this study (McLennan et al., 2003). B) La/Th vs. Hf (ppm) for the metasedimentary rocks of this study (Floyd and Leveridge, 1987). ... 86 Figure 16: Probability density plot and potential sediment source areas, modified from Ancelmi et al. (2015). The metasedimentary rock samples from the Eastern margin (these work) were compared to metasedimentary rock samples of the Western margin (Ancelmi et al., 2015). ... 89 Figure 17: εHf (t) diagram for detrital zircon of metasedimentary rocks of this study and zircons from orthogneiss of Santa Quitéria Complex (Araujo et al., 2014) are included for comparison. ... 91 Figure 18: Co-Th-Zr/10 and Sc-Th-Zr/10 tectonic setting diagrams (Bhatia and Crook, 1986) representing the rocks of the Canindé Complex and Independência Unit. ... 92 Figure 19: Tectonic evolution model. A. Development of rift-type Mesoproterozoic basins and mafic dike/sills intrusions. B. Evolution of the basins with the generation of ocean floor. C. Formation of the intra-oceanic arc with the formation of different basins related to a convergent setting (back-arc and forearc). D. Continental subduction and intra-oceanic arc collision with the formation of new back-arc and forearc basins. E. Closure of the west rim and development of a mature continental arc. F. Metamorphism and closure of the eastern margin. G. Exhumation of UHP and HP rocks and erosion of the Santa Quitéria magmatic arc. ... 95
Tabela 1: Relação das amostras estudadas das margems oeste e leste do AMSQ e procedimentos analíticos realizados. ... 21 Tabela 2: Coluna estratigráfica da área de estudo com principais litologias, idades de cristalização e proveniência. ... 36
Table 1: List of samples from the western and eastern margin of the AMSQ and analytical methods performed. ... 65 Table 2: Major (wt. %) and trace (ppm) element concentrations for the metasedimentary rocks of the western and eastern margin of SQMA. ... 68 Table 3: Pearson correlation coefficient among elemental pairs... 72 Table 4: Description of the analyzed zircon grains. ... 76 Table 5: Comparison of the trace elements from this study with graywakes from several tectonic settings (Bhatia and Crook, 1986). ... 92
Abreviaturas para minerais (Whitney e Evans 2010) Ab Albita Acm Acmita Act Actinolita Adr Andradita Alm Almandina Aln Alanita Amp Anfibólio An Anortita Ap Apatita Aug Augita Bt Biotita Cal Calcita Cam Ca-anfibólio Chl Clorita Cld Cloritóride Cpx Clinopiroxênio Crd Cordierita Crn Coríndon Czo Clinozoisita Di Diopsídio Dol Dolomita En Enstatita Ep Epidoto Fs Ferrossilita Gln Glaucofano Grs Grossulária Grt Granada Ged Gedrita Hbl Hornblenda Ilm Ilmenita Jd Jadeita Kfs Feldspato potássico Ky Cianita Lws Lawsonita Mag Magnetita Mar Marialita Mei Meionita Ms Muscovita Oam Orto-anfibólio Omp Onfacita Ol Olivina Opx Ortopiroxênio Pg Paragonita Prg Pargasita Ph Fengita Phl Flogopita Pl Plagioclásio Prp Piropo Py Pirita Qz Quartzo Scp Escapolita Sil Sillimanita Spl Espinélio Spr Safirina Sps Espessartita Srp Serpentina St Estaurolita Tlc Talco Ttn Titanita Trd Tredimita Tr Tremolita Ts Tschermakita Tur Turmalina Wo Wollastonita Zo Zoisita Zrn Zircão Outras siglas PB Província Borborema
AMSQ Arco Magmático Continental de Santa Quitéria
DCC Domínio Ceará Central CC Complexo Canindé UI Unidade Independência FEF Faixa Eclogítica de Forquilha
HP High pressure (Alta pressão)
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO ... 19
1.1 Apresentação e Justificativas do Trabalho ... 19
1.2 Objetivos do Trabalho ... 20
1.3 Métodos de Trabalho ... 20
1.4 O Uso da Geoquímica para Estudo de Proveniência e Ambiente Tectônico ... 22
ARCABOUÇO GEOLÓGICO REGIONAL ... 29
2.1 Província Borborema ... 29
2.2 Domínio Ceará Central ... 30
2.2.1 Rochas Arqueanas e Embasamento Paleoproterozóico ... 32
2.2.2 Sequência de Supracrustais ... 33
2.2.3 Arco Magmático Santa Quitéria ... 34
GEOLOGIA LOCAL ... 36
3.1 Rochas Metassedimentares da Margem Oeste ... 41
3.1.1 Unidade Independência ... 41
3.1.2 Complexo Canindé ... 44
3.2 Rochas Metassedimentares Da Margem Leste ... 45
3.2.1 Unidade Independência ... 45
3.2.2 Complexo Canindé ... 48
CAPÍTULO 2 – Geochemistry and provenance and geochemisry of the metasedimentary rocks surrounding the Santa Quitéria continental arc, NE Brazil: Tectonic and paleogeographic implications for the assembly of Western Gondwana ... 59
4. Introduction ... 60 4.1 Geological Setting ... 61 4.2 Sample Description ... 62 4.3 Methods ... 65 4.4 Results ... 67 4.4.1 Whole-Rock Geochemistry... 67 4.4.2 Isotopic data ... 75 4.5 Discussions ... 83
4.5.1 Weathering, reworking and sedimentary source ... 83
4.5.2 Tectonic Setting ... 91
4.5.3 Tectonic Setting implications ... 93
4.6 Conclusions ... 96
Suplementary data 1 ... 105
ESTRUTURA DA DISSERTAÇÃO
Este trabalho consiste na dissertação de mestrado redigida sob formato de artigo, segundo inciso I do Art. 2º do conjunto de Normas CCPG/001/2016 da Unicamp. Dessa forma, seguindo as normas expostas o trabalho foi estruturado na forma de capítulos, que se complementam para a realização do objetivo proposto pela pesquisa.
A primeira parte, definida como Capítulo I, reúne a problemática da área, os objetivos do trabalho, a metodologia aplicada e os contextos geológicos regional e local da área.
O Capítulo II representa um artigo científico, a ser submetido para publicação no periódico de ampla circulação Precambrian Research. Neste artigo, intitulado “U-Pb and Lu-Hf zircon provenance and geochemistry of the metasedimentary rocks surrounding the Santa Quitéria continental arc, NE Brazil: Tectonic and paleogeographic implications for the assembly of Western Gondwana” é discutido a composição geoquímica, dentre os elementos maiores, menores e traços, das rochas metassedimentares do Complexo Canindé e Unidade Independência, e inferido o intemperismo, maturidade e seleção das rochas analisadas. Em conjunto com dados isotópicos U-Pb e Lu-Hf, apresentam-se as potenciais áreas fontes que forneceram os sedimentos e o ambiente tectônico em que os protólitos sedimentares se formaram. Com os dados obtidos, associados à literatura disponível, foi possível definir um modelo de evolução tectônica para as bacias analisadas e consequentemente para a aglutinação de terrenos desenvolvidos na formação do Gondwana ocidental.
Figura 1: Localização das áreas de estudo (destacada pelos retângulos de cores vermelha e amarelo) e as principais vias de acesso. (Base de dados ArcGis 10.1).
Localização e Vias de Acesso
As áreas de estudo inserem-se na porção noroeste do Estado do Ceará (NE do Brasil) abarcando as folhas topográfica Sobral (SA.24-X.D.IV), Irauçuba (SA.24-Y.D.V) e Taberuaba (SA.24-V.D.II), abrangendo as localidades de: Forquilha, Irauçuba, Juá, Taperuaba e Caxitoré. (Figura 1).
O acesso a Irauçuba se da a partir da capital Fortaleza– CE pela rodovia BR-222, até o
distrito de Irauçuba, em um percurso de aproximadamente 154 km. Para percorrer a região da área leste foram utilizadas as rodovias CE-168, CE-253 e estradas não pavimentadas, com sentido as cidades de Tejuçuoca, Caxitoré e Juá (CE). O trajeto ao distrito de Forquilha, na área oeste, é feito pela BR-222 a partir de Irauçuba, em um percurso de aproximadamente 62 km.
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
1.1 Apresentação e Justificativas do Trabalho
No nordeste do Brasil, a Província Borborema possui complexa evolução tectônica afetada por diferentes ciclos orogênicos, sendo o mais atuante e intenso o evento Brasiliano/Pan-Africano (Brito Neves et al., 2014). Este evento corresponde ao processo de aglutinação que envolveu os crátons Oeste-Africano/São Luis, Amazônico e São Francisco/Congo resultando na formação do supercontinente Gondwana, durante o Neoproterozóico (Almeida, 1977). Neste cenário, a Província Borborema passou a ser alvo de estudos por abranger áreas relevantes para o estabelecimento de modelos geotectônicos que contribuíssem para o entendimento da formação deste supercontinente.
No Domínio Ceará Central, noroeste da Província Borborema, foi registrado um importante evento acrecionário correspondente ao ciclo Brasiliano que resultou no Arco Magmático de Santa Quitéria (Fetter et al., 2003). Desde então, diversos trabalhos vêm sendo realizados na região do arco contribuindo para sua reconstrução geotectônica (Castro, 2003; Arthaud et al., 2008; Santos et al., 2009; Garcia et al., 2014; Araujo et al., 2014; Ancelmi et al., 2015, entre outros). No entanto, ainda existem aspectos relacionados a sua evolução que carecem de estudos mais aprofundados, como a interpretação do desenvolvimento do Arco Magmático com as rochas supracrustais adjacentes.
As sequências supracrustais compreendem rochas metavulcano-sedimentares, pertencentes ao Complexo Canindé e Unidade Independência, estas rochas apresentam-se afetadas por metamorfismo de médio a alto grau e ocorrem bordejando, a oeste e leste, o Arco Magmático de Santa Quitéria. Trabalhos de proveniência realizados nestas rochas vem sendo desenvolvidos ao longo dos anos afim de se entender os diversos ciclos deposicionais e consequentemente, as diferentes bacias (margem passiva e ativa) que existiram durante a formação do Arco Magmático de Santa Quitéria (Fetter et al., 1999, Castro, 2003; Garcia et al., 2014, Ancelmi et al., 2015).
A descoberta da Faixa Eclogítica de Forquilha presente na margem oeste do arco (Amaral, 2007), motivou a realização de novos trabalhos para a caracterização do ambiente deposicional das rochas metassedimentares hospedeiras dos corpos metamáficos. Ancelmi et al. (2015), através de análises U-Pb e Sm-Nd e baseado em trabalhos anteriores, propôs um modelo evolutivo no qual ocorre a formação de uma bacia do tipo rifte (ca. 1.6-1.5 Ga) que evolui para um ambiente de margem passiva, período no qual ocorre a deposição do Complexo Canindé do Ceará e com o processo de subducção e formação do AMSQ (ca.
900-670 Ma), tem-se o regime de sedimentação alterado para margem ativa, com formação de bacias do tipo back-arc e fore-arc. Neste período se dá a deposição da Unidade Independência e posterior colisão continetal que imbrica as diferentes bacias sedimentares.
Tendo em vista o estágio atual do conhecimento, o presente trabalho estuda as rochas metassedimentares do Complexo Canindé e Unidade Independência, presentes nas margens oeste e leste do Arco Magmático Santa Quitéria, a partir de análises geoquímicas e isotópicas (U-Pb e Lu-Hf) para definir a proveniência e caracterizar e comparar os tipos de bacias aos quais estas sequências se originaram, dando maior sustentação para o modelamento geotectônico desta região.
1.2 Objetivos do Trabalho
O presente trabalho teve como objetivo caracterizar e comparar a proveniência e os ambientes deposicionais das sequências metassedimentares do Complexo Canindé e Unidade Independência presentes nas margens oeste e leste do Arco Magmático de Santa Quitéria.
1.3 Métodos de Trabalho
O trabalho primeiramente consistiu na pesquisa de campo, com objetivo de descrever os principais litotipos, definir a relação estrutural e contato entre eles e coleta de amostras. Para aprimorar o trabalho de campo utilizou-se como bases cartográficas o Mapa Geológico do Estado do Ceará 1:500.000 (Cavalcante et al., 2003), a Carta Geológica da Folha Irauçuba SA.24Y-D-V (Souza Filho et al., 1999) e Mapa Geológico das Folhas 1:100.000 de Taperuaba SB-24-V-B-II e Sobral SA.24-Y.D.IV (Gorayeb, 2014).
No total foram amostradas 39 rochas para: análises geoquímicas de rocha total (28 amostras; FRX e ICP-MS), preparação de lâminas delgadas (20 amostras, para estudos petrográficos), análises U-Pb (10 amostras) e análises Lu-Hf (12 amostras) como apresentado na Tabela 1.
*Amostras previamente estudadas por Ancelmi et al. (2015).
Vinte seções delgadas foram confeccionadas nos Laboratórios de Laminação do Instituto de Geociências da Unicamp, estas lâminas foram descritas e fotografadas utilizando um microscópio ZEISS Axiophot, no Laboratório de Microscopia Petrográfica, do Instituto de Geociências da UNICAMP.
As análises geoquímicas (elementos maiores, menores e traços), foram realizadas nos Laboratórios de Geoquímica Analítica e Geologia Isotópica do Instituto de Geociências da Unicamp. Pastilhas de vidro e prensada foram feitas para a determinação de elementos maiores e menores, via fluorescência de raios-X e soluções de rocha para obtenção de elementos traços via ICP-MS, segundo os procedimentos descritos por Vendemiatto & Enzweiler (2001), Cotta & Enzweiler (2012) e Enzweiler & Vendemiatto (2013).
Tabela 1: Relação das amostras estudadas das margems oeste e leste do AMSQ e procedimentos analíticos realizados.
X(UT M) Y(UT M) Geoquímica U-Pb Lu-Hf Petrografia
TJJV-238 370331 9585741 Sillimanita-granada-biotita gnaisse X X TJJV-241 374222 9576543 (Cianita)sillimanita-granada-biotita-gnaisse X
TJJV-239 371023 9585893 Calcio-silicática X
TJJV-236 373141 9570827 Cianita-granada-biotita gnaisse X X TJJV-237 372799 9570899 Cianita-granada-biotita gnaisse X
MAT-Ky 373049 9576456 Cianita-granada-biotita gnaisse * X * MAT-Sil 369991 9579492 Sillimanita-granada-biotita gnaisse * X * TJJV-240 373382 9580595 Sillimanita-granada-biotita gnaisse X
MAN 08 372506 9575945 Sillimanita-granada-biotita gnaisse X * * MAN 01 372808 9580438 Cianita-granada-biotita gnaisse X * *
MAN 02 371819 9584931 Granada-biotita gnaisse X * *
MAN 10 372204 9570279 Granada-biotita gnaisse X * *
TJJV-186a 405726 9571922 Metacarbonato X X TJJV-228 408436 9570245 Granada-biotita-muscovita gnaisse X TJJV-222 442510 9575689 (Granada)muscovita-biotita gnaisse X X X TJJV-332b 421167 9535891 (Granada)muscovita-biotita gnaisse X X TJJV-333 422586 9536290 (Granada)muscovita-biotita gnaisse X X TJJV-217 419560 9575432 Granada-sillimanita-muscovita-biotita xisto X X TJJV-331 415688 9533009 (Kyanite)-fibrolite-muscovita xisto X TJJV-232 414059 9536339 (Kyanite)-fibrolite-muscovita xisto X X TJJV-335 420499 9545432 Muscovita-biotita xisto X TJJV-294 414926 9574955 (Kyanite)sillimanita-Granada-muscovita-biotit xisto X TJJV-244 420618 9573681 Sillimanita-granada-muscovita-biotita xisto X TJJV-17b 419347 9576897 Calcio-silicática X TJJV-220 441100 9573063 Muscovita-biotita quartzito X TJJV-181 422208 9564274 Muscovita quartzito X X TJJV-218 420422 9575795 Sillimanita-muscovita quartzito X X X TJJV-193 423873 9537058 Biotita-muscovita gnaisse X X TJJV-233 423870 9536123 Granada-biotita gnaisse X X X X TJJV-219 421072 9565119 Granada-biotita gnaisse X TJJV-341 429741 9531667 Granada-muscovita-biotita gnaisse X X TJJV-342 431220 9528841 Granada-muscovita-biotita gnaisse X X X X TJJV-344 436905 9525745 Granada-muscovita-biotita gnaisse X X TJJV-346 439687 9530074 Granada-muscovita-biotita gnaisse X X TJJV-334 424851 9538559 Granada-muscovita-biotita gnaisse X X X TJJV-183x 419997 9574613 Granada-biotita gnaisse X X X X TJJV-286a 424042 9576289 Muscovita-Granada-biotita gnaisse X
TJJV-286x 423741 9575746 (Kyanite)sillimanita-Granada-biotita gnaisse X X X TJJV-183 419997 9574613 Retroeclogito X Metodologia U ni da de I nde pe ndê nc ia C om pl exo C ani ndé M ar g em L es te M ar g em O es te U ni da de I nde pe ndê nc ia C om pl exo C ani ndé Amostras Localidade Litologia
As 10 análises de U-Pb em zircão detrítico foram realizadas no Laboratório de Geologia Isotópica do Instituto de Geociências da Unicamp e as 12 análises Lu-Hf foram obtidas no Laboratório de Geocronologia do Instituto de Geociências da UnB. Os grãos analisados via Lu-Hf, foram previamente selecionados a partir das idades concordantes adquiridas pelo método U-Pb.
Todos os procedimentos mencionados estão detalhados no Capítulo II deste trabalho, no tópico 4.3. Methods.
1.4 O Uso da Geoquímica para Estudo de Proveniência e Ambiente Tectônico
A utilização de dados geoquímicos para estudos de proveniência e ambientes tectônicos de rochas sedimentares e metassedimentares vem sendo desenvolvido desde a década de 80 visando compreender a evolução da crosta continental (Nesbitt 1980, Nesbitt e Young 1982, 1984, Bhatia 1983, McLennan et al.,1993, 1995, Taylor e McLennan 1981, 1985, 1990, 1991).
O estudo geoquímico de rochas metassedimentares, em conjunto com análises isotópicas, permite: i) criar perspectiva quanto à origem da rocha sedimentar, inferindo os processos exógenos que atuaram nos sedimentos; ii) caracterizar a natureza da área fonte, sendo esta de origem mantélica ou crustal e iii) identificar o ambiente tectônico em que se formaram.
As mudanças geoquímicas de elementos maiores (ganhos e perdas) durante os processos de diagênese, transporte, intemperismo e metamorfismo, atuantes nas rochas foram alvo de estudo de Nesbitt et al. (1980) e Nesbitt e Young et al. (1982, 1984). Estes autores definiram uma escala intempérica, denominada CIA (Chemical Index of Alteration), a fim de compreender a história evolutiva das rochas sedimentares e estabelecer a composição geoquímica da crosta continental exposta. Baseado em estudos termodinâmicos em rochas graníticas, o CIA mensura a intensidade do intemperismo através da transformação dos feldspatos em argilominerais, relacionando as perdas de Ca, Na, Al e K, durante as alterações mineralógicas (diagrama ternário CN-A-K). A escala intempérica foi definida segundo:
caracterizando o intemperismo como: baixo (45-55), moderado (55-75) e intenso (80-100).
O CIA também permite avaliar alterações pós-deposicionais, como o metassomatismo potássico. A inserção de potássio pode ser representada pelo acréscimo de feldspatos nas rochas, resultando no aumento das concentrações de argilominerais primários e secundários (caulinita e ilita), modificando a tendência de dissolução dos feldspatos (Nesbitt e Young,1984, Fedo et al., 1996).
A mobilidade de elementos maiores, além de estimar a escala intempérica que as rochas foram submetidas também permite avaliar o grau de maturidade das mesmas. Cox et al. (1995), ao estudar as sequências sedimentares proterozóicas da Província Colorado (EUA), identificou diferenças entre elas a partir das proporções dos óxidos e definiu a taxa ICV (Index of Compositional Variability):
O ICV fundamenta-se na mobilidade dos elementos maiores em relação ao alumínio, possibilitando estimar o intemperismo e maturidade das rochas. A composição imatura apresenta maiores concentrações de minerais não-argilosos e tendem a ser relacionadas à ambientes tectônicos ativos, enquanto as rochas de maior maturidade possuem em sua mineralogia argilominerais e podem estar relacionadas a ambientes cratônicos, com maior atividade intempérica (Weaver, 1989).
A classificação das rochas como maturas ou imaturas é baseada no valor ICV definido para minerais aluminosos (caulinita, ilita e muscovita) e não-aluminosos (anfibólio, piroxênio e biotita). Os minerais aluminosos apresentam valores de ICV, aproximados, entre 0-1 e os demais minerais variam em uma escala logarítmica entre 1-100. Consequentemente, as rochas maturas, com maior proporção de minerais aluminosos, possuem ICV inferiores a um, enquanto as rochas classificadas como imaturas apresentam valores superiores (Cox et al., 1995).
Os processos exógenos e diagenéticos atuantes nos sedimentos são variáveis importantes para a compreensão da composição das rochas. No entanto, o tectonismo vem sendo colocado como fator determinante para o controle da mineralogia e geoquímica sedimentar (Pettijohn et al., 1972, Bhatia, 1983).
Parâmetros discriminantes para a classificação de ambientes deposicionais como: Fe2O + MgO%, TiO2%, taxas de Al2O3/SiO2, Al2O3/(Na2O + CaO) e K2O/Na2O, foram objeto
consequentemente, trazer respostas quanto a evolução geotectônica (Middleton, 1960; Bhatia,1983; Taylor e McLennan, 1985; Roser e Korsch, 1986).
Bhatia (1983) utilizou depósitos de areias turbidíticas paleozóicos, do leste australiano, para caracterizar a geoquímica de diferentes bacias sedimentares. Comparando os resultados obtidos com os de rochas de ambientes já estabelecidos, definiu o diagrama discriminante DFI vs DFII, onde DFI e DFII correspondem a:
Este diagrama classifica as rochas como pertencentes a ambientes de: arco de ilha, arco continental, margem passiva e ativa (Figura 2 A).
A grande variedade de pesquisas para a classificação de ambientes tectônicos para rochas areníticas motivou Roser e Korsch (1986) no estudo de parâmetros classificatórios para rochas de menores granulometrias, como siltitos e folhelhos. Estudando as sequências sedimentares, dos terrenos paleozóicos da Nova Zelândia, estes autores partiram do mesmo princípio comparativo de Bhatia e elaboraram o diagrama Log(K2O/Na2O) vs SiO2%, onde
classificam as rochas como pertencentes a ambientes de margem passiva, margem continental ativa e margem de arco de ilha intra-oceânico (Figura 2 B).
Visando auxiliar na compreensão dos ambientes deposicionais e na classificação das rochas sedimentares, Herron (1988), fundamentado no trabalho de Pettijohn et al. (1972), definiu um novo diagrama para a classificação das rochas sedimentares. A partir da mineralogia principal (quartzo, feldspato, fragmento lítico e matriz) de cada litotipo foram estabelecidas as concentrações médias de SiO2/Al2O3 e Fe2O3/K2O, que caracterizam as
rochas como: folhelhos, arenitos, arcóseos, quartzoarenitos, entre outras. Diferente de Pettijohn et al. (1972), seu trabalho desconsidera a concentração de Na2O, visto que este
elemento não distingue corretamente os tipos de arenitos (Figura 3 A e 3 B).
Figura 3: A) Classificação geoquímica Log(SiO2/Al2O3vs Na2O/K2O) para rochas
sedimentares (Petiijohn et al., 1972). B) Classificação geoquímica (SiO2/Al2O3vs Fe2O3/K2O (Herron,
1988).
Figura 2: A) Diagrama discriminante DfI vs DfII modificado de Bhatia (1983). B) Diagrama Log(K2O/Na2O) vs SiO2% modificado de Roser e Korsch (1986).
Vale ressaltar que caracterizações apenas com o uso de elementos maiores e litófilos (LILE-large ion lithophile elements) podem trazer resultados ambíguos. Por se tratarem de componentes de alta mobilidade, a atuação das inúmeras variáveis que ocorrem durante a formação dos litotipos podem alterar a composição geoquímica original da rocha, resultando no enriquecimento ou empobrecimento destes elementos (McLennan et al., 1985).
Estudando o comportamento dos elementos traços (ex: La, Sc, Th, V, Zr, Co, Ti e Y) em turbiditos paleozóicos, Bhatia e Crook (1986), estabeleceram razões determinantes para os estudos geoquímicos de classificação de proveniência e ambientes deposicionais. Por possuírem baixa mobilidade e serem incompatíveis, os elementos traços tendem a corresponder à composição geoquímica primitiva da rocha fonte e são os indicadores mais expressivos para este tipo de estudo (McLennan e Taylor, 1985, 1991, 1993, McLennan et al., 1995).
A análise dos ETR em conjunto com HFSE (high field strength elements), permitiu a elaboração de diagramas discriminatórios para a classificação das rochas. Estes diagramas baseiam-se na mobilidade e compatibilidade dos elementos de acordo com os processos de fracionamento ígneo e, consequentemente, a composição geoquímica da rocha fonte (Bhatia e Crook, 1986).
O diagrama Ti/Zr vs La/Sc, é um exemplo para a caracterização da procedência sedimentar, onde a razão La/Sc, oferece respostas quanto a composição da rocha fonte. Sendo félsica ou máfica, o Sc e o Ti apontam a proveniência, mantélica ou crustal e o Zr e o La caracterizam a maturidade dos sedimentos, classificando-os como pertencentes a fontes de: arco de ilha oceânico, arco continental, margem ativa e margem passiva (Bhatia e Crook, 1986).
O diagrama La/Th vs Hf(ppm), também possibilita caracterizar a procedência
sedimentar. A razão estabelecida pelo La/Th é um parâmetro para traçar a fonte dos sedimentos, podendo ser de origem: ácida, mistura de fonte félsica-básica, andesítica ou tholeítica. O Hf(ppm), permite inferir o grau de maturidade do sedimento, classificando-o como
de ambiente de margem passiva ou relacionado a arcos magmáticos (Bhatia e Crook, 1986, Floyd e Laverigde, 1987). Destaca-se que o transporte sedimentar influencia a deposição de minerais pesados e, por conseguinte, as concentrações de alguns elementos ETRP e traços,
como: Hf, Zr, Sn e Th, podendo afetar a classificação das rochas (McLennan et al., 1993). Os elementos traços e ETR, além de caracterizar as rochas através dos diagramas discriminatórios, também podem ser analisados individualmente. Alguns destes elementos apresentam comportamentos particulares de acordo com o ambiente tectônico em que se
formaram (ex: ambientes colisionais), apresentando anomalias positivas ou negativas (Sun e McDonough, 1989 e 1995, McLennan e Taylor, 1991).
A concentração dos ETR nas rochas se dá pelo modo com que estes se fracionam durante os eventos geológicos. Como exemplo, a anomalia negativa de Eu e o enriquecimento de ETRL em relação aos ETRP estão intrinsecamente relacionadas ao grau de fracionamento
intracrustal e consequentemente, caracterizam rochas provenientes da fusão da crosta, podendo estar relacionadas a evolução de um arco continental (Taylor e McLennan, 1981, McLennan et al., 1990, McLennan, 2001). Outro padrão característico são as anomalias negativas de Ce, Nb e Ta, comuns em rochas de derivação mantélica geradas em zonas de subducção (Schreiber et al., 1979).
Outro método utilizado para o estudo de proveniência de rochas metassedimentares é o sistema isotópico Lu-Hf, que consiste no decaimento do 176Lu para
176Hf (liberação de partícula β) e apresentam meia vida de 3,71.1011
anos. A estabilidade química e grande resistência destes isótopos à abertura cristalina fazem com que os mesmos sejam utilizados como ferramenta para o estudo de rochas metamórficas (Faure, 1977).
Semelhante ao sistema Sm-Nd, o Lu-Hf pode ser aplicado como um marcador da diferenciação geoquímica entre o manto e a crosta. O Hf, por ser mais facilmente assimilado no líquido silicático faz com que as rochas de derivação mantélica apresentem razões Lu/Hf menores que a rocha residual, esta consequentemente, tende a apresentar aumento na razão Lu/Hf conforme ocorre a diferenciação magmática (Blichert-Toft & Albarède, 1997).
Devido a este padrão é possível definir para os isótopos de Lu-Hf, o fator de fracionamento ƐHf. Este fator baseia-se na comparação entre a razão 176Hf/177Hf da amostra
estudada, com o reservatório condrítico uniforme padrão (CHUR):
[ ( ⁄ ) ( ⁄ )
]
O ƐHf permite identificar a proveniência da rocha, sendo ela derivada da crosta ou
do manto, isto é, quando o fator ƐHf apresentar valores positivos, razões 176Hf/177Hfam maiores
que do condrito, indicará derivação mantélica. Enquanto que para valores negativos, razões
176
Hf/177Hfam menores que do condrito, indicará derivação crustal (Vervoort e Blichert-Toft,
1999).
A obtenção da concentração de Hf é realizada, principalmente em zircão e badeleíta, por apresentarem em sua composição elevadas concentrações de Hf. Em estudos de
proveniência de rochas metassedimentares, o ƐHf é utilizado para definir a fonte do zircão
detrítico, sendo ela de origem mantélica ou crustal. Compreender a fonte deste mineral possibilita estabelecer o ambiente tectônico das bacias pré-colisionais, em que os sedimentos se depositaram, podendo ser bacias de: back-arc, fore-arc, prismas acrescionários ou margem continental passiva (Meng et al., 2017; Hu et al., 2017, Wang et al., 2016, Guo et al., 2017; Fernandes et al., 2015, Zhou et al., 2012).
Estudos fundamentados na geoquímica de rochas sedimentares, utilizam os diagramas apresentados (Figuras 3 e 4) como base para a caracterização de bacias pré, sin e pós colisionais. Estes dados em conjunto com análises Lu-Hf, Sm-Nd e U-Pb, passaram a ser uma ferramenta significativa para a interpretação de ambientes relacionados a colisões continentais, servindo como embasamento para a reconstrução e modelamento de supercontinentes (Araujo et al., 2012, Piñán-Llamas e Escamilla-Casas, 2013, Garcia et al., 2014, Henrique-Pinto et al., 2015, Li et al., 2017, Etemad-Saeed et al., 2015, Santos et al., 2017, Gonzáles et al., 2017, Hu et al., 2017, Caprisano et al., 2017, Sun et al., 2017).
ARCABOUÇO GEOLÓGICO REGIONAL
2.1 Província Borborema
A Província Borborema apresenta complexa evolução tectônica marcada por diferentes ciclos orogênicos, sendo o mais intenso o evento Brasiliano, resultante da colisão entre os crátons São Luís-Oeste Africano, São Francisco-Congo e Amazônico, durante a aglutinação do Supercontinente Gondwana (Almeida et al., 1977, 1981, Figura 4).
Brito Neves (1984) e Santos et al. (1984), iniciaram os estudos geocronológicos na região da Província Borborema buscando caracterizar os distintos ciclos atuantes nesta região e a subdividiram em três grandes domínios: i) Complexos gnáissico-migmatíticos arqueanos e paleoproterozóicos; ii) Faixas móveis próximas aos crátons (Faixa Riacho do Pontal, Faixa Sergipana e Faixa Médio Coreaú) e iii) Faixas móveis interiores (Faixa Orós-Jaguaribe, Seridó).
Figura 4: A) Contexto tectônico na formação da Província Borborema durante a aglutinação do Supercontinente Gondwana (Trompette, 1994).
Buscando simplificar a divisão da Província Borborema Brito Neves et al. (2000), com base nas características geológicas (lineamentos, falhas, geocronologia, entre outros) caracterizou quatro domínios tectônicos principais: Domínio Setentrional, Domínio da Zona Transversal, Domínio Sul e Maciço Pernambuco-Alagoas.
O Domínio Setentrional ocorre limitado a sul pelo lineamento de Patos e a oeste pela bacia do Parnaíba e é subdividido nos setores: Médio Coreaú, Ceará Central e Rio Grande do Norte. Segundo Fetter (1999), o Domínio Setentrional abrange terrenos Arqueanos a Neoproterozóicos que correspondem a dois diferentes eventos tectono-magmáticos, onde o primeiro evento consistiu no retrabalhamento de crosta arqueana e na geração de magmatismo juvenil, paleoproterozóico correspondente a terrenos de arco de ilha. Estes terrenos, ao final do Riaciano (ca. 2,1 -2,0 Ga), foram amalgamados à crosta continental arqueana retrabalhada. O segundo evento, registrado no Domínio Setentrional, refere-se ao ciclo Brasiliano (600 Ma), nele os terrenos amalgamados durante o Riaciano colidem gerando intensa granitogênese e faixas de rochas supracrustais.
O Domínio Ceará Central será destacado neste trabalho por abranger as áreas estudo, presentes nas margens oeste e leste do Arco Magmático de Santa Quitéria, inseridas no Bloco Tectônico Norte da Província Borborema (Figura 5).
2.2 Domínio Ceará Central
O Domínio Ceará Central (DCC) corresponde a maior porção do Domínio Setentrional e encontra-se limitado a NW pelo Lineamento Transbrasiliano, a W-NW coberto pelos sedimentos da Bacia do Parnaíba e a SE pelo Domínio Rio Grande do Norte e pela Zona de Cisalhamento Senador Pompeu (Brito Neves et al., 2000, Cavalcante et al., 2003).
O DCC é formado por três principais unidades lito-estruturais: i) Núcleo Arqueano e Embasamento Paleoproterozóico, ii) Sequência de Rochas Supracrustais e iii) Arco Magmático Santa Quitéria (Fetter, 1999).
Figura 5: A) Contexto tectônico na formação da Província Borborema durante a aglutinação do Supercontinente Gondwana B) Mapa geológico simplificado do Domínio Setentrional da Província Borborema (adaptado de Fetter et al., 2003).
2.2.1 Rochas Arqueanas e Embasamento Paleoproterozóico
Os núcleos de rochas arqueanas e paleoproterozóicas ocorrem na maioria dos domínios presentes na Província Borborema (Cordani et al., 2000). No Domínio Ceará Central, o embasamento gnáissico formado durante o Transbrasiliano compreende um importante núcleo, nomeado por Brito Neves (1975) como: Maciço Tróia-Tauá. Este é dividido pela zona de cisalhamento Sabonete-Inharé entre os blocos Mombaça (granitos TTG) e Tróia-Pedra Branca (greenstone belt). Segundo Fetter (1999), as rochas deste núcleo apresentam idades entre 2,8-2,7 Ga (U-Pb).
Diferentes autores, classificaram as rochas arqueanas e paleoproterozóicas, como pertencentes ao Complexo Cruzeta (Oliveira e Cavalcante, 1993, Delgado et al., 2003). Este complexo foi dividido entre as unidades: Tróia, Pedra Branca e Mombaça de idades Aqueano-Paleoproterozóica e a unidade Madalena-Algodões-Choró de idade paleoproterozóica (Vasconcelos et al., 1998, Delgado et al., 2003).
A Unidade Tróia é definida por rochas pertencentes ao greenstone belt, sendo elas: metabasaltos, metagrabros, metadacitos, grafita xistos, metacalcários e BIF’s. Segundo Fetter (1999), os ortognaisses apresentam idades T(DM) entre 3,04 e 2,92 Ga. A unidade Pedra
Branca ocorre associada a Unidade Tróia e é formada por ortognaisses TTG com idades U-Pb variando entre 2,8-2,7 Ga (Fetter, 1999), um núcleo mais antigo datado via SHRIMP, em zircões de gnaisse tonalítico, apresentou idade de cristalização próximo a 3,27 ± 5 Ga (Silva et al., 2002).
Segundo Vasconcelos et al. (1998), a Unidade Mombaça é formada por gnaisses metatexíticos estromáticos, ortoderivados de composição granodiorítica a tonalítica e rochas paraderivadas afetadas por metamorfismo de alto grau. Fetter (1999) determinou a idade em zircão (U-Pb) para estas rochas entre 2,8 e 2,7 Ga (U-P, diluição isotópica de zircão), com valores de εNd ligeiramente negativos, e as interpretou como o resultado do retrabalhamento da
crosta arqueana pré-existente.
A Unidade Madalena-Algodões-Choró é formada por associações de rochas para-gnáissicas, anfibolitos e terrenos com assinaturas geoquímicas semelhantes a TTG, interpretadas como adakitos (Martins, 2009). Castro (2004) obteve idades de 2,1 Ga para os ortognaisses do embasamento, além de valores de εNd positivos, caracterizando a proveniência
essencialmente juvenil para estas rochas. Resultados similares foram obtidos por Martins et al. (2009), nos anfibolitos da sequência Algodões, onde obteve valores de 2,23 Ga e Nd
arco de ilha intra-oceânico que colide com a crosta continental arqueana (Complexo Cruzeta) durante o Paleoproterozóico, entre 2,2 a 2,0 Ga (Costa et al., 2015; Martins et al., 2000). 2.2.2 Sequência de Rochas Supracrustais
As rochas supracrustais são representadas pelo Complexo Canindé e Unidade Independência e abrangem rochas metapeliticas, quartzitos, mármores, metavulcânicas e anfibolitos, que foram intrudidos por granitos sin e pós-colisionais (Cordani et al., 2000, Cavalcante et al., 2003, Torres et al., 2007).
O Complexo Canindé do Ceará, definido por Torres et al. (2007), anteriormente denominado Unidade Canindé é a unidade lito-estratigráfica de maior ocorrência na área de estudo. Esse complexo é formado por paragnaisses, em sua maioria migmatizados, afetados por alto grau metamórfico e associados a quartzitos, mármores, cálcio-silicáticas e lentes de anfibolitos (Torres et al., 2007, Costa et al., 2010, Santos et al., 2015). Segundo Amaral (2008), também há ocorrência de rochas ortoderivadas, caracterizadas por biotita-hornblenda gnaisses, granulitos máficos e leucognaisses. As rochas desta unidade registram condições metamórficas de mais alto grau, quando comparadas as rochas da Unidade Independência (Garcia et al., 2014).
A Unidade Independência é formada por xistos, quartzitos, cálcio-silicáticas e gnaisses aluminosos, formados por granada, silimanita/e ou cianita, localmente migmatizados e associados a lentes de rochas cálcio-silicáticas e anfibolítos (Cavalcante et al., 2003, Castro, 2004, Arthaud et al., 2008, Araujo et al., 2012). A disposição estrutural destas sequências configura nappes do tipo Himalaiano, com condições metamórficas de médio a alto grau, variando em fácies anfibolito a granulito, e ocorrem bordejando o Arco Magmático Santa Quitéria (Castro, 2004; Amaral, 2007, Arthaud et al., 2008, Garcia et al., 2014).
Trabalhos de proveniência vem sendo desenvolvidos nos últimos anos afim de se entender os diversos ciclos deposicionais e consequentemente, as diferentes bacias (margem passiva e ativa) que ocorreram durante a formação do Arco Magmático de Santa Quitéria.
Usualmente as sequências metassedimentares do Complexo Canindé do Ceará são interpretadas como sedimentos de margem passiva, depositados em uma bacia formada em ambiente extensional sobre o embasamento arqueano-paleoproterozóico (Fetter et al., 1999, Castro, 2003, Arthaud et al., 2008). Estas sequências apresentam distintas fontes detríticas essencialmente paleo-mesoproteróicas (Garcia et al., 2014, Ancelmi et al., 2015).
As sequências metassedimentares que compõem a Unidade Independência são caracterizadas como sedimentos depositados em margem ativa, desenvolvidas durante a formação do Arco Magmático de Santa Quitéria. Estudos de proveniência identificaram
fontes meso a neoproterozóica para estas rochas, entre 900 a 630 Ma (Garcia et al., 2014, Ancelmi et al., 2015).
As principais fontes para a formação das sequências do Complexo Canindé do Ceará e Unidade Independência são atribuídas ao: i) Riaciano (2.2-2.0 Ga), interpretado como oriundos do embasamento do Domínio Ceará Central, ii) Toniano (916-800 Ma), referente ao arco intra-oceânico Lagoa Caiçara e iii) Criogeniano (~650 Ma), associado a granitogênese e migmatização, da fase mais evoluída do AMSQ (Garcia et al., 2014, Ancelmi et al., 2015).
A idade de metamorfismo destas rochas é em aproximadamente 650-630 Ma, correspondente ao evento Brasiliano/Pan-Africano. Ancelmi et al. (2015), propôs o metamorfismo para as rochas metassedimentares da margem oeste do Arco de Santa Quitéria (região de Forquilha) próximo a 649 ± 11 Ma (U-Pb em zircão, LA-ICP-MS), enquanto que para a margem leste do arco, foram reportadas as idades de 637 ± 14 Ma e 629 ± 16 Ma (U-Pb em zircão, LA-ICP-MS) interpretadas como recristalização metamórfica (Garcia et al., 2014). Em trabalho recente elaborado por Vitório (2017), nos anfibolitos da margem leste do arco, foi definida a idade de metamorfismo em 621 ± 9 Ma (U-Pb em zircão, LA-ICP-MS).
2.2.3 Arco Magmático Santa Quitéria
O Maciço Santa Quitéria (Santos e Brito Neves, 1984), é composto por migmatitos e granitóides que variam entre composições diorítica a granítica (Fetter et al., 2003). Apresenta-se com um alinhamento NE-SW e representam o maior volume de granitóides do Domínio Ceará Central.
Caby e Arthaud (1986), inicialmente propuseram um modelo no qual o Maciço Santa Quitéria tratava-se de um corpo alóctone de idade arqueana. Trabalhos posteriores de datações U-Pb (637-611 Ma) e idades modelo T(DM) (1,92-0,86 Ga) indicaram uma fonte mista
para a origem do batólito neoproterozóico, que foi caracterizado como um arco magmático continental (Fetter, 1999, Fetter et al., 2003 e Castro, 2004).
O Maciço Santa Quitéria, posteriormente nomeado como Complexo Tamboril-Santa Quitéria, é o resultado de diferentes pulsos magmáticos que caracterizam as distintas fases evolutivas do arco magmático, que se estendeu por aproximadamente 880 a 615 Ma (Costa et al., 2013, Araujo et al., 2014).
O Complexo apresenta quatro estágios principais: i) geração de granitóides com variações composicionais de granodioritos a tonalitos, com textura gnáissica e porções migmatizados; ii) granitoides de composições diorítica a granodiorítica, intensamente foliados e migmatizados; iii) rochas diatexíticas e iv) granitoides porfiríticos a equigranulares de
composições variando de monzogranitos a álcali-feldspato, que representam a porção central do arco (Fetter et al., 2003; Araujo et al., 2014).
Estes estágios foram subdivididos por Araujo et al. (2014) nas unidades: Lagoa Caiçara, Boi, Tamboril e Santa Quitéria. Estruturalmente estas fases são marcadas por uma origem de arco do tipo Andino que, posteriormente, grada para um ambiente colisional do tipo Himalaiano (Castro, 2004, Araujo et al., 2012; Costa et al., 2013).
A descoberta de retroeclogitos na margem leste do Arco de Santa Quitéria por Castro (2004) levou este autor a considerar o sentido NNW para o fechamento oceânico que deu origem ao arco. Baseado na posição do batólito e por anomalias gravimétricas positivas na porção NW da Província Borborema, Fetter et al. (2003) propôs a subducção com sentido para SE. Amaral e Santos (2008) e Santos et al. (2009) corroboram com a polaridade da subducção para SE, devido a ocorrência de uma faixa de rochas metamáficas de UHP (FEF) na margem oeste do Arco Magmático de Santa Quitéria.
Atualmente trabalhos realizados por Padilha et al. (2014), caracterizaram através de estudos geofísicos (Magnetotelúrico - MT) na Província Borborema, duas zonas de subducção com polaridades opostas, corroborando com a zona de sutura definida por Castro (2004) na margem leste do arco e, consequentemente, indicando dupla subducção para a formação do Arco Magmático de Santa Quitéria.
Tabela 2: Coluna estratigráfica da área de estudo com principais litologias, idades de cristalização e proveniência.
GEOLOGIA LOCAL
A área de estudo compreende as rochas metassedimentares pertencentes ao Complexo Canindé e Unidade Independência (Cavalcante et al., 2003, Torres et al., 2007, Figura 6).
Estas unidades abrangem paragnaisses, migmatitos, xistos, quartzitos, rochas metamáficas e carbonáticas (Figuras 7 e 8), representam diferentes bacias sedimentares de idades paleo a neoproterozóica, que ocorrem bordejando o Arco Magmático de Santa Quitéria (Fetter, 1999, Araujo et al., 2014, Garcia et al., 2014, Ancelmi et al., 2015; Tabela 2). Estas rochas acompanham a estruturação do arco e correspondem a um sistema de nappes, desenvolvidas durante a colisão continental neoproterozóica
Unidade Santa
Quitéria Monzogranito porfiritico 637.8 ± 4.8 Ma (Araujo et al., 2014) Crosta
Unidade
Tamboril Granodioritos e tonalitos metatexitos 625-648 Ma (Araujo et al., 2014) Crosta/Manto
Unidade Boi Quartzo diorito 648 ± 4.1 Ma (Araujo et al., 2014)
Biotita ortognaisse 632 ± 5.1 Ma (Araujo et al., 2014) Crosta
Tonalito metatexito 654 ± 4.7 Ma (Araujo et al., 2014) Crosta
Granodiorito metatexíto 833 ± 6.1 Ma (Araujo et al., 2014) Manto sillimanita-granada-biotita gnaisse 648-1200 Ma (Ancelmi et al., 2015) Crosta
cianita-granada-biotita gnaisse 614-891 Ma (Ancelmi et al., 2015)
granada gnaisse 800-916 Ma (Garcia et al., 2014)
calcio-silicáticas Crosta/Manto
Sillimanita-granada-biotita gnaisse 1.9-2.2 Ga (Ancelmi et al., 2015)
Cianita-granada-biotita gnaisse 1.7-2.2 Ga (Ancelmi et al., 2015) Crosta Granada-biotita gnaisse 1.9-2.2 Ga (Ancelmi et al., 2015) Crosta
Metaquartzito 1.8-2.3 Ga (Garcia et al., 2014)
Anfibolito 2.23 ± 55 Ga (Martins et al., 2009) Manto
Ortognaisse 2.15 ± 16 Ga (Costa et al., 2015)
Biotita-hornblenda ortognaisse 2.14 ± 20 Ga (Costa et al., 2015)
Metatonalito 2.13 ± 3 Ga (Fetter et al., 1999) Crosta
¹ U-Pb em zircão.
² Sm/Nd e Lu/Hf consultar referências para metodologias aplicadas. Unidade Madalena- Algodões-Choró E m ba sa m ent o P al eo P rot er oz ói co Unidade Lagoa Caiçara N eopr ot er oz ói co M es o C om pl exo Sa nt a Q ui té ri a C om pl exo C ea rá Unidade Independência Complexo Canindé
Figura 6: Mapa Geológico da área de estudo e localização dos pontos amostrados. Adaptado de Araujo et al. (2014) e Ancelmi et al. (2015).
Figura 7: Rochas observadas em campo pertencentes ao Complexo Canindé. A) Granada-biotita gnaisse migmatítico (TJJV-183y). B) Clinopiroxênio-granada anfibolito (retroeclogito, TJJV-183a). C) Afloramento de sillimanita-muscovita quartzito (TJJV-218). D) Afloramento de mármore impuro (TJJV-224). E) Afloramento de granada-muscovita gnaisse e cianita-sillimanita-granada gnaisse (encaixante da rocha TJJV-286). F) Sillimanita-granada-muscovita-biotita gnaisse migmatítico (porção do afloramento TJJV-286).
Figura 8: Rochas observadas em campo pertencentes a Unidade Independência. A) Afloramento de cianita-granada-biotita gnaisse milonitizado 236). B) Afloramento de (cianita)-sillimanita-muscovita xisto (TJJV-331). C) Detalhe do afloramento de cianita- granada-biotita gnaisse com fibrolita, evidenciando os grãos de cianita e granada (TJJV-241). D) Afloramento de muscovita-quartzito (TJJV-259). E) Mármore impuro com grafita (TJJV-235). F) Granada-biotita-muscovita gnaisse milonitizado, evidenciando os bolsões quartzo-feldspáticos (TJJV-233)
PETROGRAFIA
As rochas caracterizadas nesse estudo foram coletadas entre as margens oeste e leste do Arco Magmático de Santa Quitéria próximo as localidades de: Forquilha, Juazeiro, Juá, Irauçuba, Caxitoré e Salitre. Estas regiões abrangem afloramentos expressivos de rochas metassedimentares (paragnaisses, mámores, cálcio-silicáticas, xistos e quartzitos da Unidade Independência (UI) e do Complexo Canindé (CC).
Dentre as rochas estudadas, foram selecionadas 10 amostras dos principais litotipos metassedimentares para a caracterização petrográfica. Estas amostras foram subdivididas de acordo com a composição mineralógica, ou paragênese metamórfica e agrupadas de acordo com características semelhantes entre si (Tabela 3). As abreviações minerais utilizadas ao longo desse estudo seguem aquelas apresentadas na introdução.
Tabela 3- Caracterização petrográfica dos principais litotipos estudados pertencentes ao Complexo Canindé e Unidade Independência.
Amostra Unidade Litotipo Metamorfismo Paragenêse
TJJV-238 UI Silllimanita-granada-biotita
gnaisse Granulito
Qtz + Ads+ Grt + Bt + Kfs+ Sill ± Zr
TJJV-236 UI Cianita-granada-biotita
gnaisse Anfibolito superior a granulito
Qtz + Grt + Bt + Kfs + Ky + Ads ± Sill ± Rt ± Zr ± Ilm ± Msc TJJV-241 CC Cianita-granada-biotita
gnaisse com fibrolita Granulito
Qtz + Ads + Grt + Bt + Kfs + Sill ± Ky ± Zr
MAN 02 CC Granada-biotita gnaisse Granulito Qtz + Bt + Kfs + Grt + Ads ± Zr TJJV-286x CC
(Cianita)Silllimanita-granada-biotita gnaisse Anfibolito superior a granulito
Qtz + Bt + Msc + Kfs + Grt + Olg+ Sill ± Ky ± Ap TJJV-341 CC Granada-muscovita-biotita gnaisse Granulito Qtz + Olg+ Msc + Bt + Kfs + Grt ± Ap ± Cl ± Zr ± Tit TJJV-333 UI (Granada)muscovita-biotita gnaisse Anfibolito Qtz + Kfs + Bt + Olg + Msc ± Ap ± Tit TJJV-232 UI (Cianita)fibrolita-muscovita
xisto Anfibolito superior a granulito
Qtz + Bt+ Olg + Kfs + Msc + Sill ± Ky ± Grt ± Rt
TJJV-220 UI Muscovita-biotita quartzito Anfibolito Qtz+ Msc + Bt + Kfs ± Sill ± Mt ± Zr
M ar ge m O es te M ar ge m L es te
