UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Caio de Freitas Tavares
GEOLOGIA DO CORPO INTERMEDIÁRIO/MÁFICO UMARI, NW DO DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ
NATAL 2019
Caio de Freitas Tavares
GEOLOGIA DO CORPO INTERMEDIÁRIO/MÁFICO UMARI, NW DO DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ
Trabalho de Conclusão de Curso apresentado no dia cinco de dezembro de 2019 à Universidade Federal do Rio Grande do Norte como parte dos requisitos para a obtenção do título de Bacharel em Geologia.
Comissão Examinadora
__________________________________________________________ Dr. Antonio Carlos Galindo (DG/UFRN) (Orientador)
__________________________________________________________ Dr. Frederico Castro Jobim Vilalva (DG/UFRN)
__________________________________________________________ Dr. Marcos Antonio Leite do Nascimento (DG/UFRN)
Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN Sistema de Bibliotecas - SISBI
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET Tavares, Caio de Freitas.
Geologia do Corpo Intermediário/Máfico Umari, NW do Domínio Rio Piranhas-Seridó / Caio de Freitas Tavares. - 2019. 58f.: il.
Monografia (Bacharelado em Geologia) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Departamento de Geologia. Natal, 2019.
Orientador: Antonio Carlos Galindo.
1. Geologia - Monografia. 2. Magmatismo ediacarano -
Monografia. 3. Mapeamento geológico - Monografia. 4. Mistura de magmas - Monografia. I. Galindo, Antonio Carlos. II. Título. RN/UF/CCET CDU 551.1/.4
AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente à Universidade Federal do Rio Grande do Norte e especificamente ao Departamento de Geologia - lugar onde nascem os Geólogos.
Agradeço também a todo o corpo docente do curso de Geologia, que com muito esforço e dedicação, exerce com maestria seu objetivo de propagar o saber geológico às novas gerações. Aos professores Emanuel Ferraz Jardim de Sá, Vanildo Pereira da Fonseca, Frederico Vilalva, Marcos Nascimento e Ricardo Sallet, gostaria de fazer um agradecimento especial por me mostrarem o caminho das pedras. Por último, e não menos importante, agradeço ao meu orientador, o professor Antonio Carlos Galindo, a quem tanto gosto e admiro.
Sou grato aos meus amigos Carlos Ribeiro e Armando Oliveira por terem sido meus companheiros nos trabalhos de campo. Além deles, sou grato ao senhor Francisco Silva e sua família, funcionário da Fazenda Quixaba, onde ficamos alojados durante as atividades de campo.
Aos meus amigos de turma e de departamento, muito obrigado! Foram 5 anos de muita diversão, aprendizado e companheirismo. Foram tantos momentos, tanto nas salas de aula e laboratórios, quanto pelo mundo fazendo Geologia!
Finalmente agradeço aos meus tios, Armando e Edite, que me receberam como filho e me concederam o sonho de estudar. Por isso e por tudo mais que fizeram por mim, dedico-lhes esse trabalho.
RESUMO
O magmatismo ediacarano (~ 600 Ma) ocorrido no Domínio Rio Piranhas-Seridó foi um período de intenso plutonismo granítico, expresso na forma de plugs e batólitos, relacionados à formação do paleocontinente Gondwana. Dentro desse contexto está o Granitóide Quixaba, um batólito alongado NE-SW, com predominância de rochas de natureza monzonítica e com uma ocorrência semi-circular de rochas dioríticas em seu centro - o Corpo Intermediário/Máfico Umari, tema deste trabalho. Trabalhos anteriores definem dois fácies para o Granidóide Quixaba, sendo as rochas monzoníticas correspondentes ao Fácies Quixaba e as rochas dioríticas correspondentes ao Fácies Umari. O presente trabalho busca caracterizar a geometria e os processos de colocação do Corpo Intermediário/Máfico Umari e reconhecer as rochas componentes do mesmo. Para tanto, foi realizada a análise de produtos cartográficos (imagens de sensoriamento remoto e geofísica) e integrada às observações do mapeamento de campo. O Corpo Intermediário/Máfico Umari tem seu eixo maior E-W e cerca de 4km2 de área aflorante. É composto por rochas dioríticas com orto e clinopiroxênio e rochas híbridas, formadas dos diferentes graus de mistura entre os fácies Quixaba e Umari. Feições típicas de hibridização tais como enclaves máficos magmáticos, rapakivi, quartzo ocelar, morfologias mistas de apatita, synneusis, zonação múltipla e clots máficos presentes nas rochas híbridas confirmam essa interpretação.
PALAVRAS CHAVE: Magmatismo Ediacarano; Mapeamento Geológico;
ABSTRACT
The Ediacaran magmatism (~ 600 Ma) that occurred in the Rio Piranhas-Seridó Domain was a period of intense granitic plutonism, expressed in the form of plugs and batholiths, and was related to the formation of the paleocontinent Gondwana. Within this context the Quixaba Granitoid is a NE-SW strike batolith, dominated by monzonite rocks and a semicircular ocurrence of diorite rocks at its center, the Intermediate/Mafic Umari Body, theme of this work. Previous authors define two facies for the Quixaba Granitoid. The monzonitic nature rocks corresponds to the Quixaba Facies and the dioritic rocks corresponds to the Umari Facies. The present work seeks to characterize the geometry and processes of emplacement of the Intermediate / Mafic Umari Body and recognize the rocks components of it. An analysis of cartographic products (remote sensing and geophysical images) was carried out and integrated with field mapping observations. The Intermediate / Mafic Body is a body with a higher E-W ratio and about 4km2 of outcrop area. It is composed of dioritic rocks with orthopyxene e clinopyrxene and hybrid rocks, products of different degrees of mixing between the Quixaba and Umari Facies. Typical hybridization features such as MME's, rapakivi, ocellar quartz, mixed apatite morphologies, synneusis, multiple zonation and mafic clots in the hybrid rocks confirm this interpretation.
KEYWORDS: Ediacaran magmatism; Geological Mapping; Petrography; Mixture
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo. Alvo do trabalho sinalizado
por estrela azul. Fonte: Banco de dados do Serviço Geológico do Brasil (CPRM) e do Departamento Nacional de Infraestrutura e Transportes – DNIT...13
Figura 2.1: Fluxograma demonstrativo das etapas de desenvolvimento da
pesquisa...14
Figura 3.1: Compartimentação da Província Borborema em domínios segundo
Medeiros (2011), com destaque (quadrado marcado em verde) para a região estudada no presente trabalho...17
Figura 3.2: Mapa Geológico do Domínio do Rio Grande do Norte, Província NE
Borborema, com ênfase no magmatismo ediacarano a cambriano (Nascimento et al., 2015). Legenda: (a) coberturas mesozoicas; (b) Shos; (c) CalcKP; (d) CalcKEq; (e) CalcAlc; (f) Alc; (g) AlcCh; (h) embasamento gnáissicomigmatítico arqueano; (i) embasamento gnáissico-migmatítico paleoproteozóico; (j) Grupo Seridó; (k) zonas de cisalhamento transcorrentes neoproterozoicas; (l) zonas de cisalhamento transpressivas neoproterozoicas; (m) zonas de cisalhamento transtrativas neoproterozoicas; (n) cidades; (m) capital. Nascimento et al., 2015. Em destaque no polígono azul, o Granitóide Quixaba...19
Figura 4.1: Mapa geológico da Folha Apodi (Galindo et al., 2012) com destaque
(retângulo em azul) para área aflorante do Granitóide Quixaba...23
Figura 4.2: Aspectos de campo das rochas do fácies Quixaba. (A) Textura
grossa/porfirítica com fenocristais de K-feldspato de coloração rósea, e a presença de enclave máfico; (B) Augen gnaisse no fácies Quixaba afetado por zona de cisalhamento no contato com o Granitóide Caraúbas...24
Figura 4.3: Aspectos micropetrográficos da mineralogia máfica do fácies
Quixaba. (A) Assembleia máfica dominante com cristais de biotita (Bt) e hornblenda (Hb). Foto com nicóis paralelos; (B) minerais opacos (Op) com textura de esfenitização (finas coroas irregulares de titanita - Tit) e zircões (Zir) inclusos em anfibólio (Anf). Foto em nicóis cruzados. (Fonte da figura: Galindo et al., 2017)...25
Figura 4.4: Diagramas discriminantes geoquímicos para as rochas do fácies
Quixaba. (A) Índices de aluminosidade de Shand com campos conforme Maniar & Piccoli (1989); (B) Diagrama de Rogers & Greenberg (1981); (C) Diagrama de
Rickwood (1989); (D) Diagrama de Frost et al.
(2001)...26
Figura 5.1: Imagem do satélite Sentinel 2 RGB321 (cor verdadeira) da área de
estudo destacando a área de ocorrência das rochas dos fácies Umari e Quixaba...28
Figura 5.2: Mapas temáticos produzidos durante a etapa de construção da base
de dados cartográficos. (A) Mapa de Anomalia Bouguer da região de Apodi e Umarizal adaptado de Lins (1987); (B) Recorte dos mapas gamaespectrométrico
ternário - KUTh; (C) magnetométrico - Contagem Total; (D) gamaespectrométrico %K; (E) gamaespectrométrico EU (urânio em ppm); (F) e ETh (tório em ppm) (CPRM, 2016)...29
Figura 5.3: (A) Afloramento de boulders dos monzogranitos do fácies Quixaba;
(B) Afloramento de dioritos do fácies Umari cortado por diques de leucogranitos; (C) Enxame de enclaves máficos comuns próximo ao contato entre os dois fácies; (D) Enclave máfico com captura de cristais de K-feldspato; (E) Afloramento do Fácies Híbrido onde é possível notar a textura porfirítica com pórfiros de K-feldspato; (F) Bloco de gnaisse da Suíte Poço da Cruz intensamente deformado...31
Figura 5.4: Mapa geológico da área do Corpo Intermediário/Máfico Umari...32 Figura 5.5: Diagrama QAP e Q(A+P)M (Streckeisen, 1976) para classificação
das amostras coletadas...34
Figura 5.6: Aspectos petrográficos estudados no fácies Umari. (A) e (B)
Fotomicrografias de amostra do fácies Umari a filtros polarizadores paralelos e cruzados respectivamente, destacando a presença da textura em corona dupla de grunerita+ hornblenda; (C) e (D) Fotomicrografias de amostra do fácies Umari a filtros polarizadores paralelos e cruzados respectivamente, com destaque para a textura ofítica observada em cristais de clinopiroxênio envolvendo cristais prismáticos alongados de plagioclásio...35
Figura 5.7: (A) e (B) Fotomicrografia a filtros polarizadores paralelos e cruzados,
respectivamente, destacando a presença de simplectitos de hornblenda+quartzo a partir da desestabilização de clinopiroxênio; (C) e (D) Fotomicrografia a filtros polarizadores paralelos e cruzados, respectivamente, destacando a presença da textura em borda de reação dupla de grunerita+hornblenda...36
Figura 5.8: Aspectos petrográficos dos feldspatos das Rochas Híbridas. (A) e
(B) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de plagioclásio apresentando zonação múltipla; (C) e (D) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de plagioclásio apresentando synneusis; (E) e (F) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de K-feldspato destacando a presença de mirmequitas bulbosas (seta amarela); (G) e (H) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de K-feldspato com presença de micropertitas...38
Figura 5.9: Aspectos petrográficos dos minerais máficos das Rochas Híbridas.
(A) e (B) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos de cristais de biotita com kink bands com inclusões de apatita e zircão; (C) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos destacando o sobrecrescimento de titanita em opaco; (D) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos destacando a presença de allanita; (E) e (F) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos e cruzados, respectivamente, mostrando em detalhe a presença de simplectitos de hornblenda+quartzo; (G) e (H) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos e cruzados, respectivamente, mostrando a presença de simplectitos de hornblenda+quartzo...40
Figura 6.1: Aspectos petrográficos do processo de mistura de magmas entre os
fácies do granitóide Quixaba. (A) Enxame de enclaves máficos no contato entre os dois fácies; (B) Cristais de K-feldspato capturados mecanicamente pelo fácies Umari; (C) Cristal de K-feldspato com textura rapakivi nas rochas híbridas; (D) Bloco do Fácies Híbrido com presença de MME’s com captura de cristais e morfologia pillow like; (E) Fotografia de exemplar de textura ocelar observada nas Rochas Híbridas; (F) Fotomicrografia a filtros polarizadores cruzados destacando a textura poiqulítica em quartzo e hornblenda em amostra do Fácies Híbrido; (G) Fotomicrografia a filtros polarizadores cruzados destacando duas morfologias de apatita, acicular (seta vermelha) e prismática (seta amarela); (H) Agregado máfico composto por hornblenda, biotita e apatita com destaque para cristal de titanita (seta vermelha) e apatita (seta amarela)...44
Figura 6.2: Gênese esquemática das sete texturas típicas de mistura de
magmas entre os fácies Umari e Quixaba. Adaptado de Hibbard (1991). Ab = albita; Kf = feldspato potássico; Qz = quartzo; Cpx = clinpiroxênio; Hb = hornblenda; Bt = biotita; Pl = plagioclásio; App = apatita prismática; Apa = apatita acicular...45
LISTA DE TABELAS
Tabela 1: Composição modal em porcentagem dos constituintes minerais das
amostras coletadas. *Os dados modais das amostras U-325a e U-327 foram obtidos de Galindo (1993). Esse autor realizou contagem de cerca de 1600 pontos em cada seção.
SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO...11
1.1. JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS...11
1.2. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO...12
1.3. CARACTERIZAÇÃO FISIOGRÁFICA DA ÁREA DE ESTUDO...12
2. METODOLOGIA...14
2.1. ETAPA PRELIMINAR...14
2.2. ETAPA DE CAMPO...15
2.3. ETAPA DE ANÁLISE LABORATORIAL E INTEGRAÇÃO DOS DADOS...15
3. GEOLOGIA REGIONAL...16
3.1. DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ...16
3.2. GRANITÓIDES EDIACARANOS...18
4. GEOLOGIA DA ÁREA DE TRABALHO...22
4.1. GRANITÓIDE QUIXABA...22
4.2. O FÁCIES QUIXABA...24
5. GEOLOGIA DO CORPO MÁFICO/INTERMEDIÁRIO UMARI...27
5.1. BASE CARTOGRÁFICA...27
5.1.1. Processamento Digital de Imagens...27
5.1.2. Análise de Produtos Geofísicos...28
5.2. MAPA GEOLÓGICO DO CORPO INTERMEDIÁRIO/MÁFICO UMARI...30
5.3. PETROGRAFIA...33
5.3.1. Fácies Umari...34
5.3.2. Rochas Híbridas...36
6. DISCUSSÕES ACERCA DOS ASPECTOS TEXTURAIS...41
6.1.1. MME’S...41
6.1.2. Rapakivi...42
6.1.3. Quartzo ocelar...42
6.1.4. Quartzo poiquilítico...42
6.1.5. Morfologias mistas de apatita...42
6.1.6. Agregados máficos...43
7. CONCLUSÕES...47 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...48 ANEXO...54
11 1. INTRODUÇÃO
O presente trabalho é requisito para a obtenção do título de Bacharel em Geologia pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). Seu desenvolvimento se deu sob a orientação do professor Dr. Antonio Carlos Galindo e recebeu suporte técnico e instrumental (infraestrutura, seções delgadas, microscópio petrográfico, GPS, bússola e martelo) do Departamento de Geologia da UFRN.
O alvo do estudo é o Corpo Intermediário/Máfico Umari, uma estrutura de geometria subcircular de provável idade ediacarana, composto por rochas intermediárias/máficas, que compõem um dos fácies do Granitóide Quixaba (Galindo, 1993; Galindo et al., 1995). O corpo está localizado no extremo NW do Domínio Rio Piranhas-Seridó, situado geograficamente nas cercanias do município potiguar de Caraúbas.
O trabalho consta fundamentalmente da cartografia geológica do Corpo Intermediário/Máfico Umari, com enfoque nas suas relações de contato com o Granitóide Quixaba, e nas descrições petrográficas e texturais (meso e micro) de suas rochas, de maneira a caracterizar os processos de alojamento e evolução das mesmas.
1.1. JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS
As rochas do Corpo Intemerdiário/Máfico Umari compõem uma estrutura subcircular, com cerca de 4 km² de área aflorante compondo um fácies do Granitóide Quixaba (Galindo, 1993), disposto aproximadamente na porção central deste. Apesar de já ter sido relatado em vários estudos prévios (Lins, 1987; Galindo, 1993; Galindo et al., 1995, 2012, 2017), as efetivas relações de contatos das rochas o corpo e sua interação com o Granitóide Quixaba, além da real natureza de suas litologias, ainda carecem de estudos mais detalhados. Dessa forma, três principais objetivos aqui se colocam:
i) A realização da cartografia geológica de detalhe do Corpo Intermediário/Máfico Umari (na escala 1:5.000) para se tentar responder questões como: Umari precede ou é posterior às rochas
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graníticas do Granitóide Quixaba?; quais as interrelações de suas rochas com o magmatismo granítico/monzonítico (de afinidade shoshonítica) que domina no Granitóide Quixaba?;
ii) Qual a real variação litológica presente em Umari? (já que suas rochas têm sido então descritas de modo geral como “rochas intermediárias/máficas de composição gabróica/diorítica”);
iii) A descrição micropetrográfica detalhada de suas litologias, com composição modal e identificação de suas microtexturas, fundamentais para a discussão da gênese e evolução das mesmas;
1.2. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
O Corpo Intermediário/Máfico Umari localiza-se no município de Caraúbas, na Mesorregião do Oeste Potiguar do estado do Rio Grande do Norte (Figura 1.1). O corpo aflora na zona rural do município de Caraúbas, entre as fazendas Quixaba e Umari. A área de estudo dista 297 km da cidade do Natal e seu acesso se dá pela BR-304 até a cidade de Açu e pela RN-233 até a cidade de Caraúbas, e daí por variadas estradas vicinais que interligam as diferentes localidades/fazendas da região.
1.3. CARACTERIZAÇÃO FISIOGRÁFICA DA ÁREA DE ESTUDO
O município de Caraúbas localiza-se na mesorregião do Oeste Potiguar. Tem como municípios limítrofes Apodi, Felipe Guerra, Governador Dix Sept - Rosado, Upanema, Campo Grande, Janduís, Patu e Olho D'água dos Borges e dista 297 km da capital Natal.
Caraúbas possui um clima semiárido, com precipitação pluviométrica de 734 mm/ano. Seu período chuvoso é de fevereiro a maio. As temperaturas médias anuais variam entre 36°C e 21°C. A umidade relativa média anual é de 66% e o tempo de insolação de 2.700 horas/ano (IDEMA, 2013).
Os solos predominantes são os regossolos eutróficos, que apresentam fertilidade média a alta, fase rochosa, textura arenosa, bem drenado, relevo
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plano, suavemente ondulado; e os solos podzólicos vermelho/amarelo, que apresentam fertilidade média a alta, textura média, moderadamente drenado e relevo suave ondulado (IDEMA, 2013).
Em relação à vegetação, no município predomina a caatinga hiperxerófila, vegetação de caráter mais seco, com abundância de cactáceas e plantas de porte mais baixo e espalhadas. Entre outras espécies destacam-se a jurema-preta, mufumbo, marmeleiro, xique-xique e facheiro (IDEMA, 2013).
Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo. Alvo do trabalho sinalizado por estrela azul Fonte: Banco de dados do Serviço Geológico do Brasil (CPRM) e do Departamento Nacional de Infraestrutura e Transportes – DNIT.
14 2. METODOLOGIA
Para o desenvolvimento da pesquisa, foi feito um cronograma de atividades dividido em três etapas principais: etapa preliminar, etapa de campo e etapa de análise laboratorial e integração dos dados (Figura 2.1).
Figura 2.1: Fluxograma demonstrativo das etapas de desenvolvimento da pesquisa.
2.1. ETAPA PRELIMINAR
A etapa preliminar envolveu a busca de informações sobre o objeto de estudo na bibliografia (artigos científicos em revistas indexadas, Relatórios de Graduação/TCC do Curso de Geologia da UFRN, Teses de Doutorado, Dissertações de Mestrado, Relatórios de Projetos de Pesquisas, mapas geológicos regionais etc). Após esse procedimento, foram confeccionadas imagens processadas digitalmente a partir de produtos do satélite Sentinel2 e comparadas com os produtos geofísicos obtidos por Lins (1987) e os dados disponibilizados pela CPRM-Serviço Geológico do Brasil (Projeto Aerogeofísico Paraíba/Rio Grande do Norte – GeoSGB). Assim, essa etapa permitiu a confecção de mapas prévios que foram utilizados na etapa de campo.
2.2. ETAPA DE CAMPO
Na etapa de campo, foi feito um trabalho de mapeamento geológico de superfície, na escala 1:5.000 de uma área de cerca de 16 km2 no entorno da região aflorante das rochas do Corpo Intermediário/Máfico Umari. Esse
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levantamento foi realizado a pé de maneira a coletar ponto a ponto os afloramentos presentes na área de estudo.
Foram descritos 74 afloramentos rochosos ao longo de 3 perfis E-W. Essa atividade foi realizada com o intuito de delimitar a região aflorante do Fácies Umari e sua relação com o Granitóide Quixaba, descrever suas características petrográficas e coletar amostras para a confecção de seções delgadas. Desta forma, foi possível determinar a distribuição geográfica e cartografar o Corpo Intermediário/Máfico Umari.
2.3. ETAPA DE ANÁLISE LABORATORIAL E INTEGRAÇÃO DOS DADOS
Na etapa de análise laboratorial e integração dos dados foram confeccionadas 12 seções delgadas, no Laboratório de Laminação do Departamento de Geologia da UFRN, que permitiram a identificação mineralógica e análise textural dos diferentes litotipos coletados.
O fato de não se dispor no Laboratório de Microscopia do DG-UFRN de um contador de pontos disponível para a realização de composição modal das seções delgadas estudadas, nos levou pela sua realização seguindo a metodologia de Motoki (2004). Tal metodologia baseia-se na determinação da abundância relativa em volume de cada mineral constituinte das seções analisadas. A análise semiquantitativa, chamada também de “moda por visada”, é o método para reconhecer a abundância aproximada dos minerais por simples visão da lâmina delgada e quantificação relativa da área de cada fase mineral. São realizadas visadas de 10 partes não superpostas sequenciadas na seção. Em cada parte, são examinados os minerais dos 4 quadrantes, totalizando 40 quadrantes. A média das modas examinada nos 40 quadrantes representa o resultado final da análise semiquanitativa.
Trabalhos recentes (Pinho Neto et al., 2019), por exemplo, também utilizaram sistemática similar para definição de composição modal de rochas graníticas.
16 3. GEOLOGIA REGIONAL
No presente capítulo são feitas breves considerações sobre o conhecimento da geologia regional do extremo nordeste da Província Borborema, tendo como foco principal a geologia do Domínio Rio Piranhas-Seridó.
3.1. DOMÍNIO RIO PIRANHAS-SERIDÓ
Localizado na porção setentrional da Província Borborema, o Domínio Rio Piranhas-Seridó (DPS) (Figura 3.1) encontra-se delimitado por grandes zonas de cisalhamento transcorrentes, sendo elas, a sul, a Zona de Cisalhamento Patos; a leste, a Zona de Cisalhamento Picuí-João Câmara; e a oeste, a Zona de Cisalhamento Portalegre. A norte encontra-se encoberto pelas rochas sedimentares fanerozoicas da Bacia Potiguar.
Está limitado tectonicamente a oeste pelo Domínio Jaguaribeano através da Zona de Cisalhamento Portalegre, considerada como uma “sutura” transcorrente/transformante brasiliana (Medeiros, 2011), e a leste pelo Domínio São José do Campestre por meio da Zona de Cisalhamento Picuí-João Câmara (Angelim et al., 2006) e a sul pelo Domínio da Zona Transversal, por meio da Zona de Cisalhamento Patos.
O Domínio Rio Piranhas-Seridó é constituído por um embasamento gnássico-migmatítico de médio a alto grau, o Complexo Caicó, por metassupracrustais do Grupo Seridó e por corpos ígneos intrusivos relacionadas a orogenia Brasiliana e dominantemente de idades ediacarana. No DPS esse embasamento de idade paleoproterozoica é constituído por uma sequência de rochas metaplutônicas e metavulcanossedimentares. Trabalhos recentes (Souza et al., 2007; Hollanda et al., 2011) ressaltam que este complexo é composto predominantemente por ortognaisses bandados migmatizados de composição granítica a diorítica, e de afinidade geoquímica com rochas calcioalcalinas de alto K, com anfibolitos subordinados. As idades U-Pb em zircão para as rochas do Complexo Caicó situam-se no geral, segundo estes autores, no intervalo de 2,15-2,20 Ga.
17 Figura 3.1: Compartimentação da Província Borborema em domínios segundo Medeiros (2011), com destaque (quadrado marcado em verde) para a região estudada no presente trabalho.
Associados às rochas do Complexo Caicó estão os ortognaisses da Suíte Poço da Cruz (Angelim et al. 2006), também tratados como granitóides G2 por Jardim de Sá et al. (1981) e Jardim de Sá (1994). Tratam-se de augen gnaisses de composição granítica a granodioritica, ortognaisses tonalíticos e metaleucogranitos. Dados geocronológicos obtidos por Hollanda et al. (2011) e Medeiros et al. (2012) apontam para uma idade entorno de 2,2 Ga para os mesmos, estando assim associados ao Complexo Caicó.
Sobrepostos a essas unidades, em contato tectônico ou discordante, estão os litotipos do Grupo Seridó. Tratam-se de uma sequência de rochas metassupracrustais (metassedimentares e metavulcânicas), sendo constituída, da base para o topo, pelas formações Jucurutu, Equador e Seridó (Jardim de Sá e Salim, 1980; Jardim de Sá, 1994).
A Formação Jucurutu é composta por paragnaisses quartzo-feldspáticos, cujos protólitos incluem siltitos e grauvacas. Pode ainda conter mármores, anfibolitos, calcissilicáticas, micaxistos, quartzitos e formações ferríferas, também de origem majoritariamente sedimentar, intercalados em gnaisses quartzo-feldspáticos e biotita gnaisses (Jardim de Sá, 1994).
A Formação Equador, consiste de corpos quartzíticos com lentes metaconglomeráticas. Estratificações cruzadas de grande porte e acamamento oblíquo de grande amplitude sugestivas de paleodunas são encontradas nesta formação na região central da Faixa Seridó (Caby et al., 1995). Ambas as
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formações podem ser interpretadas como tendo seus protólitos sedimentares depositados sobre um ambiente marinho raso/plataformal.
A Formação Seridó, é constituída por micaxistos variados, feldspáticos ou aluminosos, com intercalações de mármores, calcissilicáticas, paragnaisses, metavulcânicas básicas, quartzitos e metaconglomerados. Os litotipos desta formação são interpretados como um espesso pacote de turbiditos “flyschóides”. Datações U-Pb (SHRIMP) em zircões detríticos das formações Jucurutu e Seridó apontam idades de 650-620 Ma (Van Schmus et al. 2003) para a idade mínima de deposição do protólito sedimentar dessa sequência.
Intrusivos nos ortognaisses do Complexo Caicó e nos metassedimentos do Grupo Seridó, estão os corpos Granitóides Ediacaranos gerados durante o Ciclo Brasiliano. Esses corpos tratam-se de gabros, granodioritos, monzo a sienogranitos porfiríticos a equigranulares e leucogranitos que ocorrem na forma de batólitos alongados em conformidade com as grandes zonas de cisalhamento, em stocks ou ainda como diques de dimensões variadas. São corpos inseridos com idades entre 628 a 541 Ma (Nascimento et al., 2015).
3.2. GRANITÓIDES NEOPROTEROZOICOS
Almeida et al., (1967) foi um dos pioneiros na tentativa de classificar as rochas plutônicas da Província Borborema do Ciclo Brasiliano. Baseando-se nas relações tectônicas, ele definiu as suítes Itaporanga (porfirítica) e Conceição (equigranular) como sin-tectônicas e Catingueira e Itapetim como tardi-tectônicos. Jardim de Sá et al., (1981), focando no Domínio Rio Grande do Norte (Domínios Rio Piranhas-Seridó e São José do Campestre) e usando parâmetros estruturais, dividiu os granitóides do Ciclo Brasiliano em três tipos: Gx (rochas básicas a intermediárias), G3 (rochas porfiríticas ou equigranulares e granodioritos) e G4 (leucogranitos tardios).
Ainda no contexto da geologia do Rio Grande do Norte, Angelim et al. (2006) agruparam os corpos granitóides do Neoproterozoico com base em critérios de campo, petrográficos/texturais e geoquímicos, em cinco diferentes suítes, a saber: Itaporanga (granitos essencialmente porfiríticos), Dona Inês (leucomicrogranitos); São João do Sabugi (um conjunto de rochas gabróicas e dioríticas, Catingueira (granitos de afinidade alcalina), e Umarizal (uma suíte de rochas de natureza charnoquítica).
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Mais recentemente, Nascimento et al., (2015), com base em critérios de campo, geoquímicos e petrográficos separaram as suítes do Domínio Rio Grande do Norte em 6 tipos (figura 3.2). São elas: Suíte Cálcio-alcalina de alto K porfirítica (CalcKP), Suíte Cálcio-alcalina de alto K Equigranular (CalcKEq), Suíte Alcalina (Alc), Suíte Alcalina Charnoquítica (AlcCh), Suíte Cálcio-alcalina (CalcAlc) e Suíte Shoshonítica (Shos). Estes autores apresentam ainda uma resenha geocronológica com as idades até então definidas para os vários corpos dessas diferentes suítes.
Figura 3.2: Mapa Geológico do Domínio do Rio Grande do Norte, Província NE Borborema, com ênfase no magmatismo ediacarano a cambriano (Nascimento et al., 2015). Legenda: (a) coberturas mesozoicas; (b) Shos; (c) CalcKP; (d) CalcKEq; (e) CalcAlc; (f) Alc; (g) AlcCh; (h) embasamento gnáissicomigmatítico arqueano; (i) embasamento gnáissico-migmatítico paleoproteozóico; (j) Grupo Seridó; (k) zonas de cisalhamento transcorrentes neoproterozoicas; (l) zonas de cisalhamento transpressivas neoproterozoicas; (m) zonas de cisalhamento transtrativas neoproterozoicas; (n) cidades; (m) capital. Retirado de Nascimento et al., 2015. Em destaque no polígono azul, o Granitóide Quixaba.
Segundo Nascimento et al., (2015), a suíte Cálcio-Alcalina de alto K Porfirítica, a mais volumosa, ocorre como batólitos, ou associada a outros tipos de rocha, em especial aos da Suíte Shoshonítica. É representada composicionalmente dominantemente por monzogranitos, com granodioritos e quartzo-monzonitos subordinados. São rochas de textura porfirítica, com
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fenocristais de feldspato potássico de até 15 cm de comprimento. Anfibólio (hastingsita a hornblenda Fe-edenítica) e biotita são os minerais máficos predominantes, enquanto titanita, zircão, epidoto, allanita, apatita, magnetita e ilmenita são os principais acessórios. Dados geocronológicos U-Pb mais recentes obtidos para essa suíte apontaram idades entre 555 ± 5 e 580 ± 4 Ma (U-Pb) para corpos em Acari, Caraúbas, Tourão, Catolé do Rocha, Monte das Gameleiras, Serrinha e Solânea (Nascimento et al., 2015). Porém, Archanjo et al., (2013), utilizando U-Pb (SHRIMP), dataram o plúton Totoró em 591 ± 4 Ma, sendo essa a idade mais velha para essa suíte.
A Suíte Cálcio-Alcalina de alto K equigranular ocorre como enxame de diques, soleiras ou corpos isolados e são constituídos essencialmente por monzogranitos finos a médios. Em relação à mineralogia essencial, é constituída de plagioclásio do tipo oligoclásio, microclina e quartzo. Os minerais acessórios são biotita, titanita, epidoto, apatita, zircão, allanita, turmalina e opacos, além de granada em alguns fácies. Essa suíte possui idades U-Pb com valores entre 628 ± 11 (Granito Macaíba) e 541 ± 4 Ma (Stock Capuxu) (Nascimento et al., 2015).
A Suíte Cálcio-Alcalina ocorre no centro-norte e nordeste do Domínio do Rio Grande do Norte e pode ser encontrada em associações com a suíte Shoshonítica. Essa suíte é composta por granodioritos a tonalitos, inequigranulares médios a grossos, marcados pela presença de fenocristais de plagioclásio milimétricos a centimétricos. Em relação à mineralogia essencial, é constituída de plagioclásio do tipo oligoclásio, microclina e quartzo. Os minerais acessórios são biotita, anfibólio, titanita, epidoto, apatita, zircão, allanita e opacos. Para essa suíte, apenas a Serra da Garganta foi datada, indicando uma idade de 598 ± 5 Ma, usando U-Pb SHRIMP (Nascimento et al., 2015).
A Suíte Alcalina é representada por cinco plútons na porção leste do Domínio do Rio Grande do Norte, a saber: Caxexa, Serra do Algodão, Serra do Boqueirão, Olho D’água e Japi. Nela são encontrados álcali-feldspato granitos com quartzo, álcali-feldspato sienito e sienogranito subordinado. O plagioclásio dessa suíte apresenta-se como albita (An < 10). Os principais minerais máficos são aegirina-augita, augita sódica e hedenbergita (que eventualmente pode ser substituída por riebeckita). Além disso, ocorrem alguns termos ricos em andradita. Os minerais acessórios são allanita, titanita, apatita, zircão, magnetita e ilmenita. As rochas alcalinas possuem textura equigranular fina a média, por
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vezes com acamamento magmático preservado (Nascimento et al., 2015). Sua idade, indicada por apenas uma datação U-Pb num único pluton (Stock Japi), é de 597 ± 4.
A Suíte Alcalina Charnoquítica ocorre no extremo noroeste do Domínio do Rio Grande do Norte, especificamente no plúton Umarizal, e é representada por quartzo mangeritos e charnoquitos inequigranulares médios a grossos (Nascimento et al., 2015). A assembleia máfica pode incluir faialita (Fa98 – Fo2) ou Fe-hiperstênio, bem como hedenbergita, hornblenda Fe-edenítica e biotita. O plagioclásio é oligoclásio e a mineralogia acessória é composta por zircão, apatita, allanita, magnetita e ilmenita (Galindo, 1993). Para essa suíte, idades obtidas por Rb-Sr retornaram 545 ± 7 Ma, assumida como representativa da cristalização do granito Umarizal (Galindo et al., 1993; Galindo et al., 1995). Por outro lado, idades U-Pb em zircão apontam uma idade da ordem de 600 Ma para este magmatismo (Nascimento et al., 2015)
A Suíte Shoshonítica é composta de pequenos plútons de composição gabróica a diorítica e quartzo-monzonítica, com textura fina a média (algumas vezes grossa nos gabros), equigranular ou porfirítica inequigranular com fenocristais de plagioclásio. Podem ocorrer isolados ou associados a corpos Cálcio-Alcalinos de alto K Porfirítico e Suítes Calcio-Alcalinas (Nascimento et al., 2015). O feldspato potássico é usualmente pertítico, enquanto o plagioclásio varia de oligoclásio a andesina. Em relação aos minerais máficos tem-se clino e ortopiroxênios (augita, diopsídio e/ou hiperstênio), localmente substituídos por anfibólio. Em termos mais diferenciados (diorito e quartzo-monzonito), os minerais máficos dominantes são hornblenda e biotita. Os minerais acessórios mais comuns são titanita, opacos, zircão e apatita (Nascimento et al., 2015). As idades U-Pb em zircão para os corpos dessa dessa suíte estão entre 553 ± 10 e 599 ± 16 Ma (U-Pb) (Nascimento et al., 2015).
4. GEOLOGIA DA ÁREA DE TRABALHO
A área de trabalho envolve como um todo o Granitóide Quixaba, no qual estão inseridas as rochas intermediárias a máficas do Corpo Intermediário/Máfico Umari. As considerações sobre a geologia de campo, petrografia e geoquímica do Granitóide Quixaba, no contexto de seus fácies homônimo (que representa em torno de 90% do corpo), serão feitas com base
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em dados prévios da bibliografia, notadamente dos trabalhos de Galindo (1993) e Galindo et al. (2017).
4.1. GRANITÓIDE QUIXABA
Dentro do contexto do magmatismo granítico ediacarano do Domínio Rio Grande do Norte, está o Granitóide Quixaba. Esse corpo encontra-se localizado próximo à cidade de Caraúbas (RN) no Alto Oeste Potiguar. Trata-se de um corpo alongado de dimensões batolíticas, com mais de 100 km2 de área aflorante e orientação NE-SW. É intrusivo nos ortognaisses Complexo Caicó e da Suíte Poço da Cruz. É recoberto a norte pelas rochas da Bacia Potiguar (Galindo et al., 2008). Os contatos a leste com os granitóides Caraúbas, principalmente, e em parte com o Umarizal, e a oeste com o Granitóide Prado, são delineados pela Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPA), desenvolvendo localmente protomilonitos nas rochas do Quixaba (Galindo, 1993; Galindo et al. 2017) (Figura 4.1). Galindo (1993) define dois fácies para o granitóide Quixaba a partir de suas características petrográficas e texturais. São eles os fácies Quixaba (dominante) e Umari (subordinado).
Este último será tratado aqui à parte, pois compõe o objeto desse trabalho de TCC, tendo sido objeto de trabalhos específicos de cartografia geológica em detalhe e de estudos petrográficos meso e microtexturais.
23 Figura 4.1: Mapa geológico da Folha Apodi (Galindo et al., 2012) com destaque (retângulo em azul) para área aflorante do Granitóide Quixaba
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4.2. O FÁCIES QUIXABA
O fácies Quixaba é o predominante compondo em torno de 90% do batólito. É constituído por rochas leucocráticas de natureza monzonítica (quartzo-monzodioritos e quartzo-monzonitos, com monzogranitos subordinados) de coloração rósea e textura grossa a muito grossa, com fenocristais euédricos de K-feldspato (≥ 2 cm), podendo chegar a 4,0 – 5,0 cm, via de regra zonados, apresentando pequenos enclaves máficos, e apresentando diques de pegmatitos e leucomicrogranitos (Figura 4.2) (Galindo et al., 2017).
Figura 4.2: Aspectos de campo das rochas do fácies Quixaba. (A) Textura grossa/porfirítica com fenocristais de K-feldspato de coloração rósea, e a presença de enclave máfico; (B) Feição de augen gnaisse no fácies Quixaba afetado por zona de cisalhamento no contato com o Granitóide Caraúbas.
Petrograficamente as rochas do fácies Quixaba mostram uma assembleia félsica representada por plagioclásio oligoclásico (apenas um cristal mostra composição no campo de andesina com An32% - dados de microssonda de Galindo, 1993), K-feldspato (usualmente microclina com textura pertítica) e quartzo, sempre com textura de extinção ondulante (ainda com textura de subgrãos nas porções afetadas pelo cisalhamento), compondo no geral mais de 70% modal das rochas. Dentre os minerais máficos (Figura 4.3) anfibólio (hornblenda-ferro-edenítica segundo análises por microssonda eletrônica – Galindo, 1993) e biotita são as fases dominantes, enquanto a allanita (usualmente zonada), titanita (usualmente em cristais idiomórficos losangulares), minerais opacos (ilmenitas com esfenitização gerando titanita secundária), zircão e apatita são acessórios. Carbonatos e mica branca ocorrem
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essencialmente como fases secundárias de transformações tardi a pós-magmáticas Galindo et al. (2017).
Figura 4.3: Aspectos micropetrográficos da mineralogia máfica do fácies Quixaba. (A) Assembleia máfica dominante com cristais de biotita (Bt) e hornblenda (Hb). Foto com nicóis paralelos; (B) minerais opacos (Op) com textura de esfenitização (finas coroas irregulares de titanita - Tit) e zircões (Zir) inclusos em anfibólio (Anf). Foto em nicóis cruzados. (Fonte da figura: Galindo et al., 2017).
Geoquimicamente as rochas desse fácies são empobrecidas em SiO2 (teores entre 57,8 - 60,4%), MgO (<2,0%) e Rb (≤ 150 ppm), e enriquecidas em Al2O3 (≥ 15,0%), Na2O e K2O (≥ 4,0%) e Sr (≥ 800 ppm). São rochas metaluminosas, com diopsídio normativo, e em diagramas discriminantes de séries magmáticas no geral mostram comportamento de associações subalcalinas/cálcio alcalinas potássicas a alcalinas, ferruanas, típicas de rochas da série shoshonítica (Figura 4.4). Merece ser referido ainda que a associação litológica desse fácies, constituída por quartzo monzodiorito, quartzo monzonito e monzogranitos, corresponde à da série SAM (subalcalina monzonítica) de Bowden et al. (1984), comumente correlacionadas por vários autores a séries shoshoníticas plutônicas.
A dominância de rochas relativamente empobrecidas em sílica nesse fácies sugere a derivação do magma a partir de fonte mantélica, porém sem descartar contaminação crustal e/ou mistura incompleta de magmas, haja vista sua associação com rochas da fácies Umari de natureza intermediária/máfica.
Considerando-se que a íntima associação do Granitóide Quixaba com a Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPA), sua forma alongada em trend NE-SW, totalmente controlado por esta estrutura, com trends NE-SW e E-W desse sistema ZCP, e seu padrão deformacional com geração de milonitos nas bordas,
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são evidências que demonstram claramente uma colocação/alojamento em parte sintectônico à instalação da ZCPA (Galindo 1993, Galindo et al. 1995, Trindade 1999).
Figura 4.4: Diagramas discriminantes geoquímicos para as rochas do fácies Quixaba. (A) Índices de aluminosidade de Shand com campos conforme Maniar & Piccoli (1989); (B) Diagrama de Rogers & Greenberg (1981); (C) Diagrama de Rickwood (1989); (D) Diagrama de Frost et al. (2001).
27 5. GEOLOGIA DO CORPO INTERMEDIÁRIO/MÁFICO UMARI
O presente capítulo compõe o foco principal desse trabalho de TCC. Nele são apresentados e discutidos os produtos digitais (geofísicos e de sensoriamento remoto) que compõem a base cartográfica utilizada na etapa de preliminar do estudo. Esses dados, juntamente com as informações obtidas dos trabalhos de campo serviram de suporte para a elaboração do mapa geológico do Corpo Intermediário/Máfico Umari. É apresentado ainda a petrografia das seções delgadas das rochas de Umari coletadas em campo. Finalmente é feita uma descrição e análise dos elementos geométricos relacionados ao processo de mistura de magmas observados nas escalas macro e microscópica.
5.1. BASE CARTOGRÁFICA
O processo de cartografia envolveu duas etapas principais: construção de um banco de dados cartográficos e integração dos dados de campo. Durante a primeira etapa (pré-campo), foram confeccionadas imagens multiespectrais do sensor Sentinel 2 e foram feitos recortes dos produtos aerogeofísicos do projeto Projeto Aerogeofísico Paraíba/Rio Grande do Norte (CPRM, 2016) e de gravimetria obtidos por Lins (1987). Esses produtos permitiram a construção de mapas temáticos que auxiliaram a etapa de mapeamento geológico. Na etapa de integração dos dados, foram reunidas e comparadas as informações obtidas do mapeamento de superfície com as informações levantadas do banco de dados de maneira a integrar um mapa em escala de detalhe (1:5.000) do Corpo Intermediário/Máfico Umari.
5.1.1. Processamento Digital de Imagens
Foi feita uma composição RGB321 de um produto do Sensor Sentinel 2 de maneira a se obter uma imagem de cor verdadeira da área de estudo, mostrada na figura 5.1. Esse sensor apresenta resolução espacial de 10 metros o que permitiu discriminar exposições rochosas nessa escala. Na imagem é possível distinguir um corpo alongado com orientação NE-SW e coloração rósea/alaranjada, correspondente ao Fácies Quixaba. Na parte central da
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imagem, onde está localizada uma forma geométrica semi-circular de coloração mais escura, predominam as rochas do fácies Umari.
Figura 5.1: Imagem do satélite Sentinel 2 RGB321 (cor verdadeira) da área de estudo destacando a área de ocorrência das rochas dos fácies Umari e Quixaba.
5.1.2. Análise de Produtos Geofísicos
De maneira a poder precisar a localização e as dimensões do Corpo Intermediário/Máfico Umari, foram utilizados produtos geofísicos disponibilizados pela Serviço Geológico do Brasil do Projeto Aerogeofísico Paraíba/Rio Grande do Norte – GeoSGB (CPRM, 2016). Foram confeccionados mapas regionais a partir de recortes dos mapas aerogamaespectrometricos (ternário KUTh, conteúdo de U em ppm (EU), conteúdo de Th em ppm (ETh) e conteúdo de K em porcentagem) e de aeromagnetometrico (Contagem Total) apresentados na figura 5.2. É possível observar neles a presença de anomalias circulares bem delimitadas na região aflorante do Corpo Intermediário/Máfico Umari
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(principalmente nas imagens ETh e Contagem Total – figuras 5.2B e 5.2C). Destaca-se a Bacia de Gangorra, a sudoeste do Corpo Intermediário/Máfico Umari, que apresenta assinatura gamaespectrométrica similar aos granitóides circundantes e assinatura magnetométrica contrastante, o que permite delimitar a distribuição geográfica da bacia.
Figura 5.2: Mapas temáticos produzidos durante a etapa de construção da base de dados cartográficos. (A) Mapa de Anomalia Bouguer da região de Apodi e Umarizal adaptado de Lins (1987); (B) Recorte dos mapas gamaespectrométrico ternário - KUTh; (C) magnetométrico - Contagem Total; (D) gamaespectrométrico %K; (E) gamaespectrométrico EU (urânio em ppm); (F) e ETh (tório em ppm) (CPRM, 2016).
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Foram feitos o reprocessamento e a reinterpolação do mapa de anomalia Bouguer de Lins (1987) e a confecção de um mapa gravimétrico da área de estudo (Figura 5.2A). Foi feita a discriminação dos valores das isolinhas e, após isso, aplicado o método estatístico “kriggagem” para a interpolação dos isovalores. Para a modelagem do Corpo Intermediário/Máfico Umari, Lins (1987) admitiu que o mesmo se comporta como uma esfera, e apresenta contraste de densidade (diorito ρ = 2,8 g/cm3) em relação às rochas encaixantes ou próximas (rochas graníticas/monzoníticas do Granitóide Quixaba, ρ = 2,61 g/cm3; e ortognaisses graníticos/granodioríticos do embasamento, ρ = 2,74 g/cm3; rochas sedimentares da Bacia de Gangorra, ρ = 2,26 g/cm3). Os modelamentos mostram que o corpo forma uma anomalia gravimétrica com cerca de 3,3 km de raio, estando o seu centro a uma profundidade de até 3,4 km.
Na imagem (Figura 5.2A) é possível reconhecer um alto gravimétrico a oeste da cidade de Caraúbas, que corresponde ao Corpo Intermediário/Máfico Umari e que contrasta com um baixo gravimétrico a norte da cidade de Umarizal, representado pela Bacia de Gongorra (Corsino e Tiriba, 1985). O Corpo Intermediário/Máfico Umari assume esse comportamento anômalo devido à sua composição diorítica, contrastante com sua encaixante (as rochas félsicas graníticas/monzoníticas do fácies Quixaba, do granitóide homônimo – vide Capítulo 4) e gnaisse graníticos. Já a Bacia de Gangorra apresenta-se como um baixo preenchido por rochas sedimentares (arenitos pouco consolidados e imaturos, com níveis argilosos e finos horizontes carbonáticos intercalados - Corsino e Tiriba, 1985), menos densas.
5.2. MAPA GEOLÓGICO DO CORPO INTERMEDIÁRIO/MÁFICO UMARI
Todo o processo de produção de cartografia geológica envolveu a integração dos dados de sensoriamento remoto, geofísica e mapeamento de campo e culminou no mapa da área de dominância das rochas do Corpo Intermediário/Máfico Umari (Figura 5.4). O mapeamento de campo foi realizado a pé, em escala de detalhe (1:5.000), devido à baixa densidade de afloramentos. Ao todo foram identificados e descritos 73 afloramentos e coletadas 9 amostras
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para confecção de seções delgadas. Na área de estudo, ocorrem como litologias predominantes os fácies Umari (FU) e Quixaba (FQ) e um fácies formado por rochas híbridas (RH), cortados por diques de leucogranito fino. A Suíte Poço da Cruz aflora em uma pequena porção no SE da área.
Figura 5.3: (A) Afloramento de boulders dos monzogranitos do fácies Quixaba; (B) Afloramento de dioritos do fácies Umari cortado por diques de leucogranitos; (C) Enxame de enclaves máficos comuns próximos ao contato entre os dois fácies; (D) Enclave máfico com captura de cristais de K-feldspato; (E) Afloramento do Fácies Híbrido onde é possível notar a textura porfirítica com megacristais de K-feldspato; (F) Bloco de gnaisse da Suíte Poço da Cruz intensamente deformado.
32 Figura 5.4: Mapa geológico da área do Corpo Intermediário/Máfico Umari.
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O Fácies Quixaba (Figura 5.3A) corresponde a rochas monzoníticas de coloração rósea com anfibólio e biotita como minerais máficos dominantes, e sem piroxênio. O Fácies Umari (Figura 5.3B) corresponde a rochas de coloração cinza escuro, textura fina a média e composição diorítica com clino e ortopiroxênios como fases máficas características. As rochas híbridas (Figura 5.3E) possuem composições intermediárias às dos fácies Quixaba e Umari. Possuem coloração cinza escuro e textura francamente porfirítica com fenocritais de K-feldspato que podem chegar a 2 cm. Essas rochas apresentam enclaves máficos isolados ou compondo enxames próximo aos contatos com fácies Quixaba (Figuras 5.3C e 5.3D). Além disso, ocorrem diques de sienogranitos leucocráticos, equigranulares e de textura fina, e ortoaugengnassies monzograníticos da Suíte Poço da Cruz (Figura 5.3F).
5.3. PETROGRAFIA
Os aspectos petrográficos aqui apresentados se deterão unicamente na descrição das rochas que constituem o Corpo Intermediário/Máfico Umari. Tratam-se das amostras de diorito do Fácies Umari (ditas “puras”) e das Rochas Híbridas, quartzo-monzonitos, quartzo-monzodioritos e monzodioritos - produtos dos diferentes graus de mistura entre Umari e Quixaba. Os dados da Tabela 5.1 e da Figura 5.5 descrevem a mineralogia e classificação modal de 12 seções delgadas de amostras coletadas durante a realização deste trabalho, acrescidos de mais 2 amostras da literatura (Galindo, 1993).
Figura 5.5: Diagrama QAP e Q(A+P)M (Streckeisen, 1976) para classificação das amostras coletadas.
34 Tabela 1: Composição modal em porcentagem dos constituintes minerais das amostras coletadas. *Os dados modais das amostras U-325a e U-327 foram obtidos de Galindo (1993). Esse autor realizou contagem de cerca de 1600 pontos em cada seção.
35 5.3.1. Fácies Umari
Em análise microscópica, as rochas do Fácies Umari são holocristalinas, compostas predominantemente por cristais euédricos de plagioclásio (fase mineral dominante), prismáticos, alongados, com tamanho entre 0,5 e 1,0 mm. Segundo análises de microssonda da amostra U-325a (Galindo, 1993), os cristais de plagioclásio variam de oligoclásio cálcico a andesina. Os cristais de K-feldspato são subédricos a anédricos e pertíticos, com tamanho entre 0,3 e 0,7 mm. Os cristais de quartzo são anédricos, com tamanho inferior a 0,5 mm e apresentam com frequência extinção ondulante. A mineralogia máfica nessas rochas é composta por cristais prismáticos de clinopiroxênio (com tamanho entre 0,8 e 3,0 mm) e anédricos de ortopiroxênio (com cerca de 0,9 mm), cristais lamelares de biotita (com 0,8 mm) e prismáticos de horblenda (com 0,9 mm).
Os cristais de ortopiroxênio são pleocróicos, variando de incolor a amarelo pálido, e sinal ótico biaxial negativo, com espessas fraturas preenchidas por fases oxidadas tardias. Apresentam-se envoltos por uma coroa fina e irregular de um mineral incolor a levemente marrom claro, com cores de interferência intensas, coloridas, de até 3ª ordem, caráter biaxial negativo e ângulo 2V entre 70° e 90°, interpretado como anfibólio do tipo de grunerita (Figura 5.6A). Sobrecrescida a ela encontra-se uma segunda coroa de anfibólio, verde, identificado como hornblenda (Figura 5.6B). Já o clinopiroxênio tem cor verde claro, é pleocróico, com birrefringência alta e caráter biaxial positivo. Esse mineral tem frequentemente suas bordas corroídas, formando simplectitos de hornblenda + quartzo.
Essas duas feições nos piroxênios (coronas e simplectitos) tratam-se de produtos de reações de reequilíbrio químico entre o líquido magmático e os cristais. Em algumas seções delgadas é possível notar a textura ofítica em que cristais de clinopiroxênio (oicocristais) estão sobrecrescidos a cristais de plagioclásio (chadacristais) (Figuras 5.6C e 5.6D). Essa microtextura, típica de rochas dioríticas-gabróicas, indica o crescimento tardio dos primeiros em relação aos últimos. Além destes minerais, estão presentes em menores quantidades minerais opacos e diminutos cristais prismáticos de apatita e zircão.
36 Figura 5.6: Aspectos petrográficos estudados no fácies Umari. (A) e (B) Fotomicrografias de amostra do fácies Umari a filtros polarizadores paralelos e cruzados respectivamente, destacando a presença da textura em corona dupla de grunerita (Gru) + hornblenda (Hb) em torno de ortopiroxênio (Opx); (C) e (D) Fotomicrografias de amostra do fácies Umari a filtros polarizadores paralelos e cruzados respectivamente, com destaque para a textura ofítica observada em cristais de clinopiroxênio (Cpx) envolvendo cristais prismáticos alongados de plagioclásio.
5.3.2. Rochas Híbridas
Modalmente, correspondem a quartzo-monzonitos, quartzo-monzodioritos e quartzo-monzodioritos (Figura 5.5) com 2 assembleias máficas: uma com ortopiroxênio e clinopiroxênio e outra com biotita e hornblenda. Essas rochas afloram próximas aos contatos entre os dois fácies.
Petrograficamente, as rochas híbridas com a assembleia ortopiroxênio e clinopiroxênio são compostas por cristais subédricos de plagioclásio (menos alongados que os plagioclásios dos dioritos), cristais anédricos de quartzo, K-feldspato, hornblenda, e cristais lamelares de biotita. Semelhantemente ao que ocorre nas amostras de diorito, os cristais de ortopiroxênio e clinopiroxênio apresentam bordas de reação formando hornblenda + quartzo (Figuras 5.7A e 5.7B) e grunerita + hornblenda (Figuras 5.7C e 5.7D), respectivamente.
37 Figura 5.7: (A) e (B) Fotomicrografia a filtros polarizadores paralelos e cruzados, respectivamente, destacando a presença de simplectitos de hornblenda + quartzo a partir da desestabilização de clinopiroxênio (Cpx); (C) e (D) Fotomicrografia a filtros polarizadores paralelos e cruzados, respectivamente, destacando a presença da textura em borda de reação dupla de grunerita (Gru) + hornblenda (Hb).
Os cristais de plagioclásio por sua vez apresentam-se como cristais euédricos a subédricos com duas variedades morfológicas: cristais maiores prismáticos e cristais menores que ocorrem na forma de agregados. Duas microtexturas podem ser observadas nos cristais maiores de plagioclásio, zonação múltipla e synneusis (Figuras 5.8A, 5.8B, 5.8C e 5.8D). A zonação diz respeito a variações composicionais encontradas em cristais quando analisados do núcleo em direção às bordas. Esse fenômeno ocorre em minerais que pertencem a soluções sólidas contínuas, como o plagioclásio (Vance, 1962). Quando ocorrem mudanças nas condições dinâmicas de cristalização, mudam a composição e as taxas de crescimento dos cristais, levando ao desenvolvimento da zonação múltipla. Esse fenômeno se reflete nas zonas concêntricas com diferentes posições de extinção em um cristal. Muitos pesquisadores (Nixon e Pearce, 1987; Barbarin, 1990) discutem que esse tipo de zonação pode estar relacionado ao processo de mistura de magmas.
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Os cristais de K-feldspato apresentam como características diagnósticas a presença de mirmequitas e micropertitas (Figuras 5.8E, 5.8F, 5.8G e 5.8H). São cristais anédricos, maiores que 1,0 mm. Trata-se de ortoclásio (biaxial negativo com ângulo 2V baixo e figuras pseudo-uniaxiais). As mirmequitas são observadas principalmente no contato dos cristais de K-feldspato com quartzo ou plagioclásio ou em pequenas zonas de cisalhamento (Figura 5.8F), onde desenvolvem-se na variedade bulbosa. Carbonatos e mica branca ocorrem como fases secundárias ligadas às transformações tardi a pós-magmáticas. O quartzo é muito escasso e seus cristais são xenomórficos, intersticiais e pouco deformados.
39 Figura 5.8: Aspectos petrográficos dos feldspatos das Rochas Híbridas. (A) e (B) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de plagioclásio (Pl) apresentando zonação múltipla; (C) e (D) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de plagioclásio apresentando synneusis; (E) e (F) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de K-feldspato (Kf) destacando a presença de mirmequitas bulbosas (Mir - seta amarela); (G) e (H) Fotomicrografias a filtros polarizadores cruzados de cristais de K-feldspato com presença de micropertitas.
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O anfibólio ocorre de duas formas, como produto de reequilíbrio dos piroxênios (na forma de bordas de reação - uralitização) e como anfibólio primário. O anfibólio primário é prismático, subédrico e frequentemente intercresce com biotita (Figura 5.8A). Ambas as variedades são cristais de coloração castanha esverdeada a verde, sendo provavelmente anfibólio cálcico da família das hornblendas.
Já a biotita é lamelar e subédrica, com cristais maiores que 0,5 mm, de coloração amarelo pálido a amarelo acastanhado. Forma simplectitos com quartzo. É possível também notar nas biotitas dobras com geometria semelhante a kink bands (Figuras 5.9A e 5.9B). Tratam-se de feições de deformação em baixa temperatura, comum em micas, que ocorrem devido a um deslocamento paralelo ao eixo cristalográfico (001) (Bell et al., 1986).
As amostras com a assembleia máfica hornblenda-biotita apresentam características texturais e morfológicas semelhantes à assembleia ortopiroxênio-clinopiroxênio. Nessas amostras foi observado sobrecrescimento de titanita na forma de coronas em minerais opacos (Figura 5.9C), formadas pelo processo de esfenitização. Também apresentam cristais zonados de allanita (Figura 5.9D) e cristais prismáticos bem desenvolvidos (>0,5mm) de apatita (Figura 5.9A). A presença destes minerais denota um caráter mais evoluído para a mineralogia dessas rochas em termos de composição química e fugacidade de oxigênio. Isso se expressa também na predominância de simplectitos de hornblenda + quartzo (Figuras 5.9E, 5.9F, 5.9G e 5.9H) e na ausência dos piroxênios. Os cristais de zircão em todas as amostras são euédricos e zonados, chegando a atingir 0,4 mm (Figura 5.9B).
41 Figura 5.9: Aspectos petrográficos dos minerais máficos das Rochas Híbridas. (A) e (B) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos de cristais de biotita (Bt) com kink bands e inclusões de apatita (Ap) e zircão (Zr); (C) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos destacando o sobrecrescimento de titanita (Ttn) em opaco; (D) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos destacando a presença de allanita (Aln); (E) e (F) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos e cruzados, respectivamente, mostrando em detalhe a presença de simplectitos de hornblenda (Hb) + quartzo (Qz); (G) e (H) Fotomicrografias a filtros polarizadores paralelos e cruzados, respectivamente, mostrando a presença de simplectitos de hornblenda+quartzo.
42 6. DISCUSSÕES ACERCA DOS ASPECTOS TEXTURAIS
Foram observadas, tanto em escala macroscópica, quanto em escala microscópica, texturas típicas do processo de mistura de magmas. No total são 7 texturas e microtexturas que caracterizam bem a hibridização entre os fácies Quixaba e Umari. Os enclaves máficos observados em campo foram identificados como Enclaves Máficos Magmáticos (MME’s – Figura 5.3C e D) e frequentemente apresentam captura de cristais de K-feldspato. Além dos MME’s observados em macroescala, as texturas tipo rapakivi e quartzo ocelar são feições geométricas muito características de rochas híbridas. Já em microescala foram observadas morfologias mistas de apatita (mixed apatites), clots máficos, zonação múltipla de cristais de plagioclásio e synneusis. Essas feições estão sumarizadas na Figura 6.2.
6.1.1. MME’S
Os Enclaves Máficos Magmáticos (Barbarin, 1988) ou Enclaves Máficos Microgranulares (Didier, 1973) são cumulados cristalinos com forma de bolha, mais máficos e quentes que sua hospedeira. Observações de campo (Didier and Barbarin, 1991; Barbarin, 2005; Kumar, 2010) sugerem que eles são formados como consequência de contrastes de densidade, viscosidade e composição química entre dois magmas. Hodge e Jellinek (2012), em estudos de reologia dos enclaves mostraram que variações na viscosidade efetiva induzem a quebra e fragmentação dos enclaves, bem como controlam o grau de mistura com a encaixante (Johnston, 2001).
Foram observados MME’s no fácies Quixaba com a morfologia pillow like típica. Alguns enclaves apresentam a borda bem delimitada (Figura 5.3D) e fenocristais de K-feldspato capturados bem preservados (6.1B e 6.1D), enquanto outros apresentam engolfamentos e limites menos definidos com cristais inclusos com bordas de reação, o que permitiu acompanhar o grau de mistura entre os magmas.
6.1.2. Textura tipo Rapakivi
Quando ocorre a hibridização entre magmas félsicos e máficos, xenocristais de K-feldspato derivados de um sistema granítico são inseridos em
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no sistema diorítico e são parcialmente dissolvidos, sendo posteriormente envolvidos por plagioclásio, mais saturado nesse ambiente. Desta forma, cristaliza-se uma borda de plagioclásio sobre a superfície dos cristais de K-feldspato, formando a textura tipo rapakivi como no cristal da Figura 6.1C.
6.1.3. Quartzo ocelar
Juntamente com a textura rapakivi, podem ser observados cristais de quartzo com cerca de 1 cm sobrecrescidos por hornblenda formando a textura ocelar. Essa textura (mostrada na Figura 6.1E) se forma quando alguns fenocristais de quartzo acabam sendo introduzidos em um magma híbrido, passando a uma condição termodinamicamente instável para esse cristal. Esse ambiente leva à cristalização de minerais máficos (principalmente hornblenda e/ou biotita) envolvendo-os. Esse processo ocorre pela extração de calor latente que causa um "undercooling" localizado ao redor do cristal de quartzo (Vernon, 1990, 1991; Hibbard, 1991; Baxter e Feely, 2002).
6.1.4. Quartzo/hornblenda poiqulítico
A textura poiquilítica em quartzo e hornblenda (Figura 6.1F) ocorre como resultado da cristalização de um líquido félsico, hidratado e rico em sílica, após a cristalização de diversos cristais de plagioclásio, clinopiroxênio e biotita por arrefecimento rápido (quenching). Assim, o líquido híbrido passa a ser constituído por essas fases minerais de tamanho ínfimo e poucos núcleos de quartzo e hornblenda. Como resultado, tem-se a cristalização de poucos cristais de grandes dimensões de quartzo e hornblenda sobrecrescendo os demais, formando a textura poiqulítica (Hibbard, 1991).
6.1.5. Morfologias mistas de apatita
Em escala microscópica, a presença de duas morfologias de apatita, acicular e prismática (Figura 6.1G), pode ser explicada a partir da mistura de magmas (Baxter e Feely, 2002). Os cristais aciculares são interpretados como formados por arrefecimento rápido (quenching) do material máfico quando incorporado a uma hospedeira félsica, que guarda os cristais prismáticos de apatita.
44 6.1.6. Agregados máficos
Os agregados máficos (ou clots máficos – Figura 6.1H) ocorrem como agregados de biotita, hornblenda, piroxênio, apatita e outros minerais máficos. Apresentam-se na forma de cristais anédricos a subédricos. Agregados máficos como os descritos nas rochas híbridas do granitóide Quixaba foram descritos em outras ocorrências de rochas híbridas como Coats e Wilson (1971), Sial et al. (1998) e Baxter e Feely (2002). Essa feição tem sido interpretada como resultado da desestabilização de piroxênios a partir da interação do magma máfico com o magma félsico (Baxter e Feely, 2002).
6.1.7. - Synneusis
A formação de synneusis (Figura 5.8C e 5.8D) é devida ao processo de fixação ou união de cristais em suspensão no magma. Após a união, os cristais são sobrecrescidos (geralmente zonados) por uma camada de plagioclásio cristalizada de forma a envolver o grupo como um todo (Vance, 1969). Esse processo geralmente ocorre em estágios precoces de cristalização magmática, sendo necessário um magma fluido o suficiente para movimentar os cristais. Por isso, é interpretada como sendo relacionada a turbulência magmática e a magmas de baixa viscoidade.
45 Figura 6.1: (A) Enxame de enclaves máficos no contato entre os dois fácies; (B) Cristais de K-feldspato capturados mecanicamente pelo Fácies Umari; (C) Cristal de K-K-feldspato com textura rapakivi nas rochas híbridas; (D) Bloco do Fácies Híbrido com presença de MME’s com captura de cristais e morfologia pillow like; (E) Fotografia de exemplar de textura ocelar observada nas Rochas Híbridas; (F) Fotomicrografia a filtros polarizadores cruzados destacando a textura poiqulítica em quartzo e hornblenda em amostra do Fácies Híbrido; (G) Fotomicrografia a filtros polarizadores cruzados destacando duas morfologias de apatita, acicular (seta vermelha) e prismática (seta amarela); (H) Agregado máfico composto por hornblenda, biotita e apatita com destaque para cristal de titanita (seta vermelha) e apatita (seta amarela).
46 Figura 6.2: Gênese esquemática das sete texturas típicas de mistura de magmas entre os fácies Umari e Quixaba. Adaptado de Hibbard (1991). Ab = albita; Kf = feldspato potássico; Qz = quartzo; Cpx = clinpiroxênio; Hb = hornblenda; Bt = biotita; Pl = plagioclásio; App = apatita prismática; Apa = apatita acicular.
47 7. CONCLUSÕES
A partir das informações levantadas sobre o Corpo Intermediário/Máfico Umari alguns apontamentos podem ser feitos sobre sua geologia e petrografia.
1. A utilização de dados geofísicos e de sensoriamento remoto permite uma boa delimitação e caracterização das rochas estudadas, sendo um ótimo material para a construção de uma base cartográfica confiável.
2. O mapeamento de superfície em detalhe permitiu delimitar os 4 km2 aflorantes do fácies Umari, confirmando a geometria semi-circular indicada por dados geofísicos e de sensoriamento remoto para o mesmo. Além disso, foi possível reconhecer e mapear a distribuição de rochas híbridas na área de estudo.
3. O estudo petrográfico possibilitou fazer uma caracterização representativa da mineralogia e classificar as rochas em diferentes fácies. As rochas do fácies Umari são classificados como dioritos e as rochas híbridas são classificadas como Qz-monzodiorito, Qz-monzonito e monzodiorito.
4. A presença de quartzo ocelar, rapakivi, mixed apatites, zonação oscilatória, synneusis, MME’s, clots máficos, bem como a produção de rochas híbridas das mais diversas composições são interpretados como produtos da mistura de magmas.
Recomenda-se em trabalhos futuros a caracterização litoquímica do fácies Umari com o objetivo de definir sua filiação magmática, além das condições de cristalização (P, T e ƒO2) relativas a evolução, cristalização e alojamento do magma.
