UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
CURSO DE GEOLOGIA
PAULA FREIRE TRINDADE
A INFLUÊNCIA DA MINERALOGIA E GEOQUÍMICA NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE GRANITOS DE TIPO-A: O CASO DO COMPLEXO MORRO
REDONDO, SUL DO BRASIL
NATAL 2019
PAULA FREIRE TRINDADE
A INFLUÊNCIA DA MINERALOGIA E GEOQUÍMICA NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE GRANITOS DE TIPO-A: O CASO DO COMPLEXO MORRO
REDONDO, SUL DO BRASIL
Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Curso Superior de Bacharelado em Geologia da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN), em cumprimento às exigências legais como requisito parcial à obtenção do título em Bacharela em Geologia.
Orientador: Dr. Frederico Castro Jobim Vilalva
NATAL 2019
PAULA FREIRE TRINDADE
A INFLUÊNCIA DA MINERALOGIA E GEOQUÍMICA NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE GRANITOS DE TIPO-A: O CASO DO COMPLEXO MORRO
REDONDO, SUL DO BRASIL
Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Curso Superior de Bacharelado em Geologia da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN), em cumprimento às exigências legais como requisito parcial à obtenção do título em Bacharela em Geologia.
Trabalho de Conclusão de Cursos apresentado e aprovado em ____/____/____ pela seguinte Banca Examinadora:
BANCA EXAMINADORA
___________________________________________________________________________
_________________________________________________ Frederico Castro Jobim Vilalva, Dr. – Presidente
Departamento de Geologia e Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte
_________________________________________________ Rogério Cavalcante, M.e. – Examinador externo
Serviço Geológico do Brasil – CPRM, Núcleo de Apoio de Natal
_________________________________________________ Zorano Sérgio de Souza, Dr. – Examinador interno
Departamento de Geologia e Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte
“Dedico este trabalho aos meus pais e ao meu querido irmão. Sem eles nada seria possível”.
AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente à Deus. Sou grato aos meus pais, ao meu irmão e a toda minha família, que me apoiaram muito com palavras de incentivo. Agradeço aos mestres, em especial ao meu orientador Dr. Frederico Vilalva e aos professores Antonio Carlos Galindo, Zorano Sérgio, Narendra Kumar Srivastava, Francisco Oliveira e Vanildo Fonseca, que serviram de exemplo para que eu me tornasse uma profissional melhor a cada dia. Aos amigos Gabriel, Larissa, Lucas e Yasmim e a Rogério Cavalcante, pelas contribuições ao longo desse trabalho. Por fim, a toda turma de geologia 2015 da UFRN meu muito obrigado.
“Por fim, numa terça-feira de dezembro, na hora do almoço, soltou de uma vez todo peso do seu tormento. As crianças haviam de recordar o resto da vida a augusta solenidade com que o pai se sentou na cabeceira da mesa tremendo de febre, devastado pela prolongada vigília e pela pertinácia da sua imaginação, e revelou a eles a sua descoberta: — A terra é redonda como uma laranja”.
RESUMO
Os plútons graníticos de tipo-A, que compõem a Província Graciosa entre as regiões sudeste e sul do Brasil, em especial, os Plútons Papanduva e Quiriri, focos deste trabalho, têm-se revelado importantes fontes de informação sobre a relação entre a susceptibilidade magnética (K) e a assinatura química (alcalina vs. subalcalina) e mineralógica de rochas graníticas. Esses corpos em conjunto com rochas vulcânicas contemporâneas constituem o Complexo Morro Redondo, aflorante entre os estados do PR e SC. O Plúton Papanduva é formado por álcali-feldspato granitos peralcalinos, com egirina e arfvedsonita como máficos principais, enquanto que o Plúton Quiriri compreende sieno- a monzogranitos levemente peraluminosos, com biotita ± anfibólio como fases máficas típicas. Os minerais opacos presentes nesses plútons são, essencialmente, ilmenita (Papanduva) e magnetita (Quiriri). Em rochas graníticas, os fatores que controlam a intensidade de K incluem desde a geoquímica, mineralogia, até eventos pós-magmáticos (hidrotermalismo, intemperismo, deformação). Este trabalho se propõe a caracterizar a intensidade da susceptibilidade magnética nos granitos dos Plútons Papanduva e Quiriri, bem como investigar a influência da mineralogia, da composição (rocha-total e química mineral) e alterações hidrotermais e intempéricas nas variações de K observadas. Medições individuais de K em amostras de mão e afloramentos revelam valores de K, em sua maioria, entre 19 – 249 x 10-6[SI], com média de 239 x 10-6 [SI] para o Plúton Papanduva. Valores anomalamente altos em torno de 6272 x 10-6 [SI] são registrados localmente para amostras portando grande quantidade de magnetita pós-magmática. Já para o Plúton Quiriri, a K situa-se principalmente entre 173 – 6910 x 10-6[SI], com média em torno de 2633 x 10-6 [SI]. Este marcado contraste favorece o uso susceptibilidade magnética como uma ferramenta auxiliar ao mapeamento geológico. Para o Plúton Papanduva, a K varia positivamente com Fe3+, Mn e Na e mostra-se influenciada pela mineralogia paramagnética, especialmente clinopiroxênios sódicos. Nestes minerais, o incremento de Fe3+ e álcalis junto às bordas cristalinas (i.e. condições mais oxidantes e peralcalinas) acompanha um aumento na intensidade de K. Por sua vez, no Plúton Quiriri a susceptibilidade magnética é controlada essencialmente pela mineralogia ferrimagnética, em especial a magnetita. Ademais, eventos pós-magmáticos (hidrotermalismo e intemperismo) parecem exercer influência adicional sobre as intensidades de K nos granitos do Plúton Quiriri.
Palavras-chave: Susceptibilidade magnética (K). Complexo Morro Redondo. Província
ABSTRACT
The A-type granitic plutons that form the Graciosa Province, in southeastern and southern Brazil, especially the Papanduva and Quiriri Plutons, focus of this work, have proved to be important sources of information on the relationship among the magnetic susceptibility (K) and the chemical (alkaline vs. subalkaline) and mineralogical signatures of granitic rocks. These plutons, along with contemporary volcanic rocks constitute the Morro Redondo Complex that outcrops between the PR and SC states. The Papanduva Pluton is composed of peralkaline alkali-feldspar granites, with aegirine and arfvedsonite as the main mafic minerals, whereas the Quiriri Pluton comprises slightly peraluminous syeno-monzogranites, with biotite ± amphibole as the typical mafic phases. The opaque minerals are ilmenite (Papanduva) and magnetite (Quiriri). In granitic rocks, the factors controlling the K intensity include geochemistry, mineralogy and even post-magmatic events (hydrothermalism, weathering, deformation). This work aims to characterize the intensity of the magnetic susceptibility in the Papanduva and Quiriri granites, as well as to investigate the influence of the mineralogy, composition (bulk-rock and mineral chemistry), and hydrothermal alteration and weathering on the observed K variations. Individual K measurements in hand samples and outcrops reveal K values mainly between 19 – 2490 x 10-6[SI], with an average of 239 x 10-6 [SI] for the Papanduva Pluton. Some anomalously higher values around 6272 x 10-6 [SI] are locally registered in samples with large amounts of post-magmatic magnetite. On the other hand, K values for the Quiriri Pluton are mainly between 173 – 6910 x 10-6[SI], with an average of 2633 x 10-6 [SI]. This distinctive contrast favors the use of the magnetic susceptibility as an auxiliary geological mapping tool. In the Papanduva Pluton, K is positive correlated with Fe3+, Mn and Na, and it is influenced by the paramagnetic mineralogy, especially sodic clinopyroxenes. In these minerals, an increment in Fe3+ and alkalis contents towards crystalline rims (i.e. more oxidizing and peralkaline conditions) is followed by increasing K intensities. Contrarily, magnetic susceptibility in the Quiriri Pluton is essentially controlled by the ferrimagnetic mineralogy, namely magnetite. Moreover, post-magmatic events (hydrothermalism, weathering) may have played an additional influence on the K intensities in the Quiriri granites.
Keywords: Magnetic susceptibility (K). Morro Redondo Complex. Graciosa Province.
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1.1 – Mapa de localização e vias de acesso. PRY – Paraguai; ARG – Argentina; URY – Uruguai; ES – Espírito Santo; MG – Minas Gerais; MS – Mato Grosso do Sul; PR – Paraná; RJ – Rio de Janeiro; RS – Rio Grande do Sul; SC – Santa Catarina; SP – São Paulo.
19
Figura 2.1 – (A) Reconstrução da porção ocidental do supercontinente Gondwana, mostrando componentes cratônicos e brasiliano-pan africanos. Crátons representados em cinza: A – Amazônico; C – Congo; K – Kalahari; LA – Luis Alves; P – Paranapanema; SF – São Francisco; WA – Oeste Africano. Cinturões brasiliano-pan africanos: Bo – Borborema; R – Ribeira; DF – Dom Feliciano; Pa Pampean; H – Hoggar; D – Dahomey; Ro – Rockleides; O – Oubangides; Ta – Tanzânia; WC – West Congo; Ka – Kaoko; Da – Damara; K/Z – Katangan/Zambezi; Kl – Arco Katanga-Lufilian; M – Mozambique; G – Gariep; S – Saldania. (B) Descrição geral de parte da Província Mantiqueira.
21
Figura 2.2 – Mapa geológico esquemático das principais unidades do sul-sudeste brasileiro. 1 – Coberturas Fanerozoicas; 2 – Complexos alcalinos mesozoicos; 3 – Bacia Eopaleozoica; 4 – Bacias Neoproterozoicas; [Neoproterozoico] 5 – Stocks graníticos de características tipo-A do Domínio Apiaí; 6 – Granitos e sienitos de tipo-A da Província Graciosa; 7 – Vulcânicas ácidas e básicas; 8 – Batólito Agudos Grandes; 9 – Batólito cálcio-alcalino Piên-Mandirituba; 10 – Batólito Paranaguá; DOMÍNIO APIAÍ: 11 – Formação Iporanga; 12 – Grupo Itaicoca; 13 – Subgrupo Lajeado; [Mesoproterozoico] 14 – Formação Águas Claras; 15 – Formação Votuverava; [Paleoproterozoico] 16 – Formação Perau; 17 – Núcleos granito-gnáissico (tipo-A); MICROPLACA CURITIBA: [Neoproterozoico] 18 – Formação Capiru; 19 – Sequência Turvo-Cajati; [Paleoproterozoico] 20 – Complexo Atuba; MICROPLACA LUIS ALVES: [Arqueano-Paleoproterozoico] 21 – Complexo Granulítico de Santa
Catarina; DOMÍNIO PARANAGUÁ: [Neoproterozoico] 22 –
Metassedimentos protomiloníticos (Sequência Rio das Cobras); 23 – Zonas de Cisalhamento (ZCI: Zona de Cisalhamento Itapirapuã; ZCMA: Zona de Cisalhamento Morro Agudo; ZCR: Zona de Cisalhamento Ribeira; ZCLC: Zona de Cisalhamento Lancinha-Cubatão; ZCMP: Zona de Cisalhamento Mandirituba-Piraquara; ZCRPSR: Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha; ZCPT: Zona de Cisalhamento Piên-Tijucas).
25
Figura 2.3 – Mapa geológico do Complexo Morro Redondo e de áreas circunvizinhas. 1 – Depósitos aluvio-coluviais; 2 – rochas vulcânicas bimodais contemporâneas; (3 a 6): álcali-feldspato granitos peralcalino do Plúton Papanduva: 3 – fácies foliada, 4 – fácies deformada, 5 – fácies maciça, 6 – fácies microgranítica; 7 – biotita sieno – e monzogranitos peraluminoso do Plúton Quiriri; 8 – cálcio-alcalino de alto K granitos do Plúton Estrela e 9 – rochas
metassedimentares do Terreno Paranaguá; 10 – gnaisses, granulitos e migmatitos da Microplaca Luis Alves; ZCRPS – Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha.
Figura 2.4 – Aspectos petrográficos do álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito hololeucocrático da Fácies Maciça. A textura predominante equigranular de granulação média é definida pelo feldspato alcalino (branco), com quartzo (tons de cinza), anfibólio sódico-cálcico preto e acessórios amarelados (astrofilita?) intersticiais. (B) Álcali-feldspato granito com textura milonítica fina da Fácies Foliada, com porfiroclástos estirados de anfibólio sódico (preto), em matriz quartzo-feldspática, com acessórios amarelados (zirconossilicatos de Na, K?). (C) Álcali-feldspato granito leucocrático de estrutura cataclástica da Fácies Deformada. A textura aproximadamente equigranular de granulação média a grossa é dada por egirina (verde) intersticial a grãos deformados de quartzo (cinza-escuro) e feldspato alcalino (cinza claro). (D) Álcali-feldspato granito leucocrático da Fácies Microgranítica. Apresenta textura inequigranular de granulação fina, com anfibólio sódico (preto) intersticial entre cristais maiores de feldspato alcalino (branco) e quartzo (cinza).
29
Figura 2.5 – Aspectos texturais microscópicos do álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito maciço. Predominam cristais maiores e tabulares de feldspato alcalino (FA), com bordas albítica (Ab). Quartzo (Qz) e egirina (Eg) ocorrem em aglomerados de cristais, além de anfibólio sódico-cálcico que preenche os interstícios entre feldspato alcalino. (B) Álcali-feldspato granito protomilonítico a milonítco da Fácies Deformada, com porfiroclastos de feldspato alcalino e anfibólio sódico (Anf) mateado por egirina, em matriz de quartzo recristalizado, albita pós-magmática e feldspato potássico. (C) Álcali-feldspato granito cataclástico da Fácies Deformada com agregado de egirina e anfibólio sódico parcialmente substituídos por magnetita pós-magmática (Mt). Cristal prismático de ilmenita (Ilm) e zircão (Zr) inclusos em egirina. (D) Álcali-feldspato granito microgranítico. A textura equigranular é definida pelo feldspato alcalino pertítico a mesopertítico, com quartzo e anfibólio sódico tipicamente intersticiais. Egirina ocorre manteando o anfibólio.
30
Figura 2.6 – Aspectos petrográficos macroscópicos do sienogranito do Plúton Quiriri. (A) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q1. Apresenta textura equi a inequigranular definida por quartzo (cinza), plagioclásio (branco) e cristais de feldspato alcalino (vermelho), além de biotita como principal fase máfica e clorita. (B) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q2. A textura inequigranular é definida pelo feldspato alcalino (vermelho acizentado), pouco plagioclásio, quartzo e biotita intersticial. (C) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q3. A textura inequigranular é definida por cristais maiores feldspato alcalino (vermelho acizentado), e menores de plagioclásio, quartzo e clorita. (D)
Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali-feldspato tabular (vermelho) e quartzo globulares (transparente) em uma fina matriz de quartzo poiquilítico, plagioclásio, clorita e peseudomorfos de biotita. Figura 2.7 – Aspectos texturais microscópicos sienogranito do Plúton Quiriri. (A) Sienogranitos da Fácies Q1. Textura maciça com cristais de álcali feldspato (FA), quartzo (Qz) e Biotita (Bt). A Magnetita (Mt) euédrica ocorre inclusa na biotita. (B) Sienogranito da Fácies Q2. Apresenta textura equi- a inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo, menores plagioclásios saussuritizados (Plg) e biotita euédrica (Bt) intersticial. (C) Sienogranito da Fácies Q3. Apresenta textura inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo. Clorita (Clh) substituindo peseudomorfos de biotia. (D) Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali-feldspato sericitizado e quartzo globulares em uma fina matriz composta por quartzo, feldspato, clorita e peseudomorfos de biotita.
33
Figura 3.1 – Curva de histerese magnética. H refere-se ao campo magnético, M é a magnetização e Bc é a coercividade do material.
37
Figura 3.2 – Contribuição mineral para a susceptibilidade de uma rocha. 40
Figura 3.3 – Variação da susceptibilidade magnética em relação à química mineral de piroxênios.
41
Figura 5.1 – Distribuição da susceptibilidade magnética: (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. Para esses plútons, os valores mais destoantes da média calculada foram excluídos dessa representação apenas por razões estéticas e de visualização.
49
Figura 5.2 – Magnetita magmática (A) Inclusões de magnetita pós-magmática (Mt) em cristais de egirina (Eg) no álcali-feldspato granitos da Fácies Deformada. (B) Carbonato (Cb) substituído por magnetita pós-magmática (Mt) no álcali-feldspato granitos da Fácies Microgranítica.
50
Figura 5.3 - Feições microscópicas do sienogranito da Fácies Q2 (A) Textura equi- a inequigranular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino (FA) e quartzo, grãos menores de biotita (Bt) intersticial. (B) A imagem ressalta inclusões da magnetita (Mt) em cristais tabulares de biotita.
50
Figura 5.4 - Mapa de contornos exibindo o contraste de K entre os plútons graníticos Papanduva e Quiriri.
52
Figura 5.5 – Volume modal (%) de quartzo + K-feldspato + plagioclásio versus o volume modal (%) de minerais opacos nos plútons Papanduva e Quiriri.
53
Figura 5.6 – Susceptibilidade magnética (K) versus a mineralogia modal do Plúton Papanduva: (A) K versus o somatório dos constituintes máficos (+ acessórios); (B) K versus piroxênio; (C) K versus anfibólio.
Figura 5.7 – Susceptibilidade magnética (K) versus a minerologia máfica (% modal) do Plúton Quiriri: (A) K versus total de minerais máficos (+ acessórios); (B) K versus biotita; (C) K versus minerais opacos.
55
Figura 5.8 – Susceptibilidade magnética (K) versus a química mineral do clinopiroxênio: (A) K versus Fe3+ na região do núcleo; (B) K versus Fe2+ na região do núcleo; (C) K versus Mn2+ na região do núcleo; (D) K versus Na++K+ na região do núcleo; (E) K versus Fe3+ na região das bordas; (F) K versus Fe2+ na região das bordas; (G) K versus Mn2+ na região das bordas; (H) K versus Na++K+ na região das bordas. Símbolos em azul correspondem aos valores médios e desvios padrões.
56
Figura 5.9 – Susceptibilidade magnética (K) versus wt% dos elementos maiores do Plúton Papanduva: (A) K versus TiO2; (B) K versus Fe2O3; (C) K versus MgO; (D) K versus MnO; (E) K versus Na2O; (F) K versus K2O.
57
Figura 5.10 – Susceptibilidade magnética (K) versus wt% dos elementos maiores do Plúton Quiriri: (A) K versus TiO2; (B) K versus Fe2O3; (C) K vesus MnO; (D) K vesus MgO; (E) K versus Na2O; (F) K versus K2O. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri.
58
Figura 5.11 – Susceptibilidade magnética (K) versus o coeficiente fe# = Fe/(Fe+Mg). (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri.
59
Figura 5.12 – Susceptibilidade magnética (K) versus o coeficiente mg# = Mg/(Fe+Mg). (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri.
59
Figura 5.13 – Susceptibilidade magnética (K) versus HSF. (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri.
60
Figura 5.14 – Susceptibilidade paramagnética calculada (Kp-teor) versus a susceptibilidade magnética medida em campo e laboratório para as mesmas amostras. Em rosa estão representados espécimes do Plúton Papanduva e em verde, espécimes do Plúton Quiriri.
61
Figura 5.15 – Mapas para as rochas do Complexo Morro Redondo. (A) Mapa de susceptibilidade magnética (K). (B) Modelo digital de elevação do terreno. (C) Mapa de densidade de lineamentos. (D) Densidade de Drenagem.
LISTA DE TABELAS
TABELA 3.1 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE ALGUNS MINERAIS FORMADORES DE ROCHA.
38
TABELA 3.2 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE ALGUMAS ROCHAS ÍGNEAS, SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS.
41
TABELA 4.1 – VALORES DOS PARÂMETROS A, B E C PARA CÁLCULO DE ƒO2 DE ACORDO COM TEMPERATURA E TAMPÃO
ESPECÍFICO.
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
ID-TIMS Isotope Dilution-Thermal Ionization Mass Spectrometry
Ga Giga anos (106 anos)
LA-ICP-MS Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry Ma Milhões de anos (103 anos)
MDE Modelo Digital de Elevação
P Pressão
PR Paraná
SC Santa Catarina
SHRIMP Sensitive High Resolution Ion Microprobe
SI Système International d’Unités
SRTM Shuttle Radar Topography Mission
T Temperatura
TTG Tonalito-Trondhjemito-Granodiorito WDS Wavelength Dispersive Spectroscopy
LISTA DE SÍMBOLOS
Bc Coercividade do material °C Temperatura em grau Celsius
d Densidade (gm/cm3 ou Kg/cm3)
fO2 Fugacidade de oxigênio
H Intensidade do campo magnético aplicado J Momento magnético dipolar por volume unitário °K Temperatura em grau Kelvin
K Susceptibilidade magnética
Kp-teor Susceptibilidade paramagnética teórica
M Magnetização
M’ Índice de cor
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO 17
1.1 APRESENTAÇÃO 17
1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS 17
1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO 18
2 CONTEXTO GEOLÓGICO 20
2.1 GEOLOGIA REGIONAL 20
2.1.1 Província Mantiqueira 20
2.1.1.1 Microplaca Luis Alves 22
2.1.1.2 Microplaca Curitiba 23
2.1.1.3 Terreno Paranaguá 23
2.2 GEOLOGIA LOCAL 24
2.2.1 Província Graciosa 24
2.2.2 Complexo Morro Redondo 26
3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA 34 3.1 PRINCÍPIO FÍSICO 35 3.1.1 Diamagnetismo 35 3.1.2 Paramagnetismo 35 3.1.3 Ferromagnetismo 36 3.1.3.1 Histerese magnética 36
3.1.4 Parâmetros que influenciam a Susceptibilidade Magnética 38
3.2 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DOS MINERAIS 38
3.3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DAS ROCHAS 41
3.3.1 Rochas graníticas 42
4 METODOLOGIA 44
4.2 TRATAMENTO DOS DADOS 45
4.2.1 Cálculo da Contribuição Paramagnética 45
4.2.2 Mapa de Susceptibilidade Magnética 46
4.2.3 Modelo Digital de Elevação 47
4.2.4 Mapas de densidade de lineamentos e drenagens 47
5 RESULTADOS E DISCUSSÕES 49
5.1 A SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DOS PLÚTONS PAPANDUVA E QUIRIRI
49
5.1.1 A susceptibilidade como ferramenta de mapeamento 51
5.2 CONTROLE DA MINERALOGIA MODAL NA
SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA
52
5.2.1 Correlação entre o clinopiroxênio e a K no Plúton Papanduva 55 5.3 CONTROLE GEOQUÍMICO DA SUSCEPTIBILIDADE
MAGNÉTICA
56
5.3.1 Contribuições paramagnética na K dos Plútons Papanduva e Quiriri
60
5.4 EFEITOS DO INTEMPERISMO E DO HIDROTERMALISMO NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA
62
6 CONCLUSÕES 65
REFERÊNCIAS 67
APÊNDICE A – Mapa de Pontos do Complexo Morro Redondo 74
ANEXO A – Tabela com os dados de susceptibilida magnética (K) para os plútons graníticos Papanduva e Quiriri.
1 INTRODUÇÃO
1.1 APRESENTAÇÃO
Esta monografia constitui parte dos requisitos curriculares básicos necessários à conclusão de curso e à consequente obtenção do título de Bacharela em Geologia pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). O foco principal deste trabalho é discutir a relação entre a susceptibilidade magnética (K) e a mineralogia e a geoquímica de granitos de tipo-A, tomando como área de estudo os plutons Papanduva e Quiriri que compõem o Complexo Morro Redondo, na região sul do Brasil. Adicionalmente, o trabalho tem por objetivo demonstrar como a K pode ser utilizada como uma ferramenta auxiliar ao mapeamento geológico.
1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS
A susceptibilidade magnética (K) mede a relação entre J, momento magnético dipolar por volume unitário, e H, intensidade do campo magnético aplicado, de forma que K = J/H. A magnitude da susceptibilidade denota sobretudo a abundância, a natureza e a composição química da associação mineral. Desse modo, a K é não só um importante rastreador petrográfico mas também é capaz de fornecer informações importantes a respeito de variações geoquímicas em plútons graníticos (ISHIHARA, HASHIMOTO, MACHIDA, 2000, p. 127).
Ao longo dos anos, a susceptibilidade tem sido empregada com sucesso por inúmeros estudiosos. Eles a utilizam como uma espécie de índice petrográfico principalmente com o objetivo de estabelecer uma classificação para granitoides (e. g. granitos da série magnetita e série ilmenita sensu) (ISHIHARA, 1977, p. 293), de fornecer informações sobre as condições redox ou de poder ser utilizada como um método adicional à compreensão da história evolutiva da rocha (e. g. MAULANA et al., 2013, p. 56).
Sabe-se também que a K é uma grandeza extremamente variável em granitos. Pode variar da ordem de 10-6 (SI é a unidade usada), em litotipos leucocráticos, a 10-1 [SI], em granodioritos e tonalitos (VILASSECA; RUIZ-MARTÍNEZ; PÉREZ-SOBA, 2017, p. 379). Sua distribuição dentro de um mesmo corpo também não ocorre de forma homogênea, porque, além de ser influenciada pelas mudanças mineralógicas e geoquímicas, como referido acima, sofre ainda a interferência de processos posteriores à sua evolução, tais como metamorfismo, alteração hidrotermal e intemperismo.
Nesse panorama, os plútons graníticos de tipo-A que formam a Província Graciosa, entre as regiões sudeste e sul do Brasil, em especial os plútons Papanduva e Quiriri, objetos desta investigação, têm-se revelado importantes fontes de informação da relação entre a K e a assinatura química (alcalina vs. subalcalina) e mineralógica de rochas graníticas (VILALVA e VLACH, 2014, p. 97). Os plútons Papanduva e Quiriri compõem, em conjunto com rochas vulcânicas contemporâneas, o Complexo Morro Redondo, entre os estados do Paraná (PR) e de Santa Catarina (SC). Esses plútons possuem assinaturas químicas distintas (peralcalina vs. metaluminosa), bem como valores de K bastante contrastantes (VILALVA, 2007, p. 118; VILALVA e VLACH, 2014, p. 97). Dessa forma, identificar os agentes que controlam essas diferenças de K é o principal propósito deste trabalho. Para isso, investigar-se-á a correlação entre a susceptibilidade magnética, a geoquímica e a mineralogia dos corpos.
Por meio de equações matemáticas, propõe-se também reconhecer a natureza da susceptibilidade, i. e., se é influenciada pela mineralogia paramagnética ou pelos minerais de caráter ferromagnético. Além disso, objetiva-se demonstrar que a K pode ser utilizada para diferenciar granitoides entre si, sendo, dessa forma, uma ferramenta auxiliar ao mapeamento geológico de superfície.
1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
O Complexo Morro Redondo abrange uma área de aproximadamente 250 Km², aflorando na fronteira entre os estados do Paraná (PR) e de Santa Catarina (SC), nas proximidades dos municípios de Tijucas do Sul (PR), Guaratuba (PR) e Garuva (SC), sul do Brasil. As principais vias de acesso são as rodovias federais BR-376, a partir de Curitiba (PR), e BR-101, seguindo de Florianópolis (SC), como pode ser visualizado na Figura 1.1.
Figura 1.1 – Mapa de localização e vias de acesso. PRY – Paraguai; ARG – Argentina; URY – Uruguai; ES – Espírito Santo; MG – Minas Gerais; MS – Mato Grosso do Sul; PR – Paraná; RJ – Rio de Janeiro; RS – Rio Grande do Sul; SC – Santa Catarina; SP – São
Paulo.
2 CONTEXTO GEOLÓGICO
Os plútons graníticos Papanduva e Quiriri, aflorantes no Complexo Morro Redondo correspondem a algumas das principais ocorrências de granitos tipo-A da Província Graciosa. Os granitos e os sienitos que constituem essa Província intrudiram rochas do Terreno Paranaguá e das Microplacas Curitiba e Luis Alves durante os estágios finais da Orogenia Brasiliano-Pan Africana (c. 580 Ma; VLACH et al., 2011, p. 414; VILALVA, SIMONETTI, VLACH, 2019, p. 31). Essas microplacas são importantes unidades tectono-estratigráficas situadas no segmento central da Província Mantiqueira.
A compreensão dos eventos tectônicos, associados à história de justaposição dessas unidades, além de ser considerada uma importante chave para elucidação dos processos geodinâmicos envolvidos na amalgamação do setor ocidental do supercontinente Gondwana, é fundamental para localizar espacial e temporalmente o magmatismo que gerou os plútons estudados. Pensando em apresentar, sucintamente, informações relevantes sobre a geologia supracitada, este capítulo divide-se em duas partes: Geologia Regional e Geologia Local.
2.1 GEOLOGIA REGIONAL
2.1.1 Província Mantiqueira
Trabalhos precursores, como os relatos de Almeida (1977, p. 357; 1981), reportam-se à Província Mantiqueira como uma faixa de direção NE-SW, paralela à costa atlântica, que se estende por mais de 3.000 km de comprimento, do sul da Bahia até o Uruguai, e totaliza uma área de cerca de 700.000 km². Faz limite com a Província Tocantins, o Cráton do São Francisco e a Bacia do Paraná, e é bordejada, à leste, pela margem continental e pelas bacias costeiras do Espírito Santo, Campos, Santos e Pelotas.
Tal como apontam Passarelli et al. (2018, p. 189), a Província Mantiqueira representa o resultado do fechamento do Oceano Adamastor durante a Orogenia Brasiliano-Pan Africana (Figura 2.1a), envolvendo a interação entre os crátons São Francisco, Paranapanema, Congo e Kalahari, além de terrenos (e. g., Terreno Paranaguá) e microplacas (e. g., Microplacas Luis Alves e Curitiba). Esse processo de aglutinação conferiu à Mantiqueira um trend estrutural predominantemente nordeste registrado nos cinturões Araçuaí, Dom Feliciano e Ribeira (Figura 2.1b).
Figura 2.2 – (A) Reconstrução da porção ocidental do supercontinente Gondwana, mostrando componentes cratônicos e brasiliano-pan africanos. Crátons representados
em cinza: A – Amazônico; C – Congo; K – Kalahari; LA – Luis Alves; P – Paranapanema; SF – São Francisco; WA – Oeste Africano. Cinturões brasiliano-pan
africanos: Bo – Borborema; R – Ribeira; DF – Dom Feliciano; Pa Pampean; H – Hoggar; D – Dahomey; Ro – Rockleides; O – Oubangides; Ta – Tanzânia; WC – West
Congo; Ka – Kaoko; Da – Damara; K/Z – Katangan/Zambezi; Kl – Arco Katanga-Lufilian; M – Mozambique; G – Gariep; S – Saldania. (B) Descrição geral de parte da
Província Mantiqueira.
Fonte: adaptado de Passarelli et al. (2018, p. 190).
Dentro desse contexto, a Porção Central da Província Mantiqueira, na região S-SE do Brasil, incorpora quatro domínios tectônicos, justapostos entre 600 e 570 Ma (Figuras 2.1; 2.2). Dois desses grandes domínios são formados por rochas gnáissicas migmatíticas referentes às microplacas Luis Alves (Neoarqueana-Plaeoproterozoica) e Curitiba (Paleoproterozoica) (PASSARELLI et al., 2018, p. 189). Essas microplacas separam o Cinturão Ribeira (Neoproterozoico), a noroeste, do Cinturão Dom Feliciano, a sudeste (Figura 2.1). Completam
o quadro as rochas do Domínio Piên (Batólito Piên-Mandirituba e sequências ultramáficas; BASEI et al., 2008) e os granitoides do Terreno Paranaguá a leste, de idade Ediacarana (CURY, 2009; PATIAS et al., 2019).
2.1.1.1 Microplaca Luis Alves
A Microplaca Luis Alves é composta por três associações litológicas distintas. A primeira delas compreende o embasamento Arqueano a Paleoproterozoico representado sobretudo por gnaisses granulíticos. Já as outras duas, de idades Neoproterozoicas, relacionam-se a coberturas vulcanosrelacionam-sedimentares e granitoides de tipo-A (HARTMANN et al., 1979; 2000, p. 72; BASEI et al., 1998a, p. 383; 2009b; PASSARELLI et al., 2018, p. 192).
As rochas do embasamento são representadas pelo Complexo Granulítico de Santa Catarina, incluindo gnaisses granulíticos vinculados a gradientes metamórficos que variam de intermediários a altos (BASEI et al., 1992, p. 217; 1998a, p. 385). Subordinadamente, ocorrem migmatitos, granitos, unidades básicas a ultrabásicas, além de gnaisses calciossilicáticos, kinzigitos, formações ferríferas e quartzitos (CURY, 2009, p. 27). Os gnaisses apresentam afinidade geoquímica TTG com alguns componentes máficos e contribuições metassedimentares (BASEI et al., 1992, p. 217; 1998a, p. 387).
A idade de 2720 Ma, obtidas por meio do método U-Pb (SHRIMP), foi interpretada como relativa ao momento de formação do protólito magmático, que originou as rochas do embasamento (HARTMANN et al., 2000, p. 72; BASEI et al., 2009a), enquanto que o valor de 1800 Ma (K-Ar em biotita), é considerado como a idade de resfriamento do Complexo, abaixo da isoterma de 450°C (SIGA JR. et al., 1995, p. 71; BASEI et al., 1992, p. 216; 1998a, p. 385). As unidades Neoproterozoicas da Microplaca Luis Alves exibem características metamórficas e deformacionais contrastantes com as rochas do Complexo Granulítico Santa Catarina. Essas unidades repousam discordantemente no topo ou aparecem de forma intrusiva nos gnaisses. A cobertura sedimentar é representada pelas bacias vulcanossedimentares de Campo Alegre, Corupá e Guaratubinha, enquanto que os corpos granitoides de tipo-A compõem a Província Graciosa, da qual fazem parte as rochas foco deste estudo, e que será detalhada na sequência (BASEI et al., 1998b, p. 196; 2009b; GUALDA e VLACH, 2007a, p. 406; PASSARELLI et al., 2018, p. 194).
2.1.1.2 Microplaca Curitiba
A microplaca Curitiba, localizada entre a microplaca Luis Alves e o fragmento cratônico Paranapanema (Figuras 2.1; 2.2), é constituída pelas seguintes unidades: Complexos Arqueanos a Paleoproterozoicos Atuba, Registro e Itatins, e assembleias metassedimentares Neoproterozoicas (SIGA JR et al., 1995, p. 71; BASEI et al., 2009a). O contato entre as microplacas Luis Alves e Curitiba acontece por meio da Zona de Cisalhamento Piên, atrelada aos granitoides cálcio-alcalinos de alto K do Batólito Piên-Mandirituba e rochas ultramáficas do Complexo Piên (HARARA, 2001, p. 29; PASSARELLI et al., 2018, p. 196).
O complexo Atuba, assim como os outros dois complexos referidos, constituem o embasamento da Microplaca Curitiba. Ele é composto por biotita-anfibólio gnaisses bandados, anfibolitos e granitoides, que foram submetidos a graus metamórficos intermediários a altos associados a extensivos processos de remigmatização (SIGA JR. et al., 1995, p. 71; SATO et al., 2003, p. 251). Entre os gnaisses migmatíticos, é comum a ocorrência xistos magnesianos, rochas charnoquíticas e máficas a ultramáficas (SIGA JR. et al., 1995, p. 71; FALEIROS et al., 2011, p. 266). Sato et al. (2003, p. 251) obtiveram idades entre 3.0 a 2.7 Ga (U-Pb SHRIMP) na porção interna de cristais de zircão zonados dos gnaisses.
Já o Complexo Registro é representado, sobretudo, por litotipos Paleoproterozoicos, incluindo biotita-anfibólio gnaisses, migmatitos e granitoides. Na sequência, o Complexo Itatins é formado por gnaisses kinzigíticos, anfibolitos (Sequência Cachoeira), enderbitos e charnoenderbitos (Suíte Itatins) de idades Riacianas, em associação com granitoides melanocráticos e migmatitos (PASSARELLI et al., 2018, p. 197).
As assembleias metassedimentares Neoproterozoicas incluem xistos, quartzitos, paragnaisses, para-anfibolitos e rochas calciossilicáticas do Complexo Turvo-Cajati e das Formações Setuva e Capiru (SIGA JR. et al., 2012, 53; FALEIROS et al., 2011, p. 288).
2.1.1.3 Terreno Paranaguá
O Terreno Paranaguá ocorre a leste da Microplaca Luiz Alves, com os limites marcados pelas zonas de cisalhamento Rio Palmital, Alexandra e Serra Negra (Figuras 2.1b; 2.2). O terreno é constituído por granitoides cálcio-alcalinos deformados de forma heterogênea e também por corpos graníticos isotrópicos encaixados em sequências metassedimentares. Sua formação está associada a uma colisão transpressional durante um episódio de acresção
ediacarana nesta porção da Província Mantiqueira (SIGA JÚNIOR et al., 1995; CURY, 2009; PATIAS et al., 2019).
2.2 GEOLOGIA LOCAL
2.2.1 Província Graciosa
Inicialmente referida como Suíte Intrusiva Serra do Mar (e.g. KAUL, 1984, 1997, p. 29; KAUL e CORDANI, 2000, p. 115), a Província Graciosa (GUALDA e VLACH, 2007a, p. 405) dispõe-se paralelamente à costa atlântica, desde o extremo sudeste de São Paulo até o nordeste do estado de Santa Catarina. É composta por granitos e por sienitos tipo-A pós-colisionais, bem como por associações vulcânicas básicas, intermediárias e ácidas e ocorrências menores de gabros, rochas híbridas, dioritos e monzodioritos ricos em potássio. Os plútons exibem contornos circulares a alongados e formam intrusões rasas em rochas Arqueanas da Microplaca Luis e Alves e litotipos Paleo a Neoproterozoicos da Microplaca Curitiba e do Terreno Paranaguá (GUALDA e VLACH, 2007a, p. 406; PASSARRELLI et al., 2018, p. 200; VILALVA; SIMONETTI; VLACH, 2019, p. 20).
Gualda e Vlach (2007a, p. 408) agruparam os granitos e sienitos tipo-A da província em duas associações petrográficas distintas denominadas ‘alcalina’ e ‘aluminosa’ (ou subalcalina; cf. VILALVA, SIMONETTI e VLACH, 2019, p. 22). Em comum, ambas mostram afinidades químicas com os granitos de tipo A2 de Eby (1992, p. 641). A associação alcalina é constituída por álcali-feldspatos sienitos e granitos hipersolvus metaluminosos a peralcalinos, formados sob condições relativamente redutoras, próximas ao tampão QFM (quartzo-faialita-magnetita) (VLACH e GUALDA, 2007, p. 181; VILALVA, VLACH e SIMONETTI, 2016, p. 186). Litotipos dessa associação ocorrem principalmente nos plútons Corupá, Mandira, Papanduva e Serra da Igreja. São rochas holo a leucocráticas, equigranulares e de granulação fina a média. Os máficos principais incluem clinopiroxênios da série egirina-augita ou hedenbergita e/ou anfibólios sódicos a sódicos-cálcicos; a mineralogia acessória inclui astrofillita, zircão, chevkinita, ilmenita (± magnetita) e apatita. Por sua vez, a associação aluminosa/subalcalina predomina na maioria dos plútons da Província. Compreende sieno- a monzogranitos subsolvus metaluminosos a moderadamente peraluminosos. São rochas leucocráticas, equi- a inequigranulares, de granulação fina a média. Biotita e anfibólios cálcicos são os máficos principais, enquanto zircão, magnetita, titanita, fluorita, apatita e allanita são os acessórios mais relevantes. Essa associação foi formada sob condições relativamente mais oxidantes que a
associação alcalina, próximas ao tampão TMQAI (titanita-magnetita-quartzo-anfibólio-ilmenita) (VLACH e GUALDA, 2007b, p. 324; VILALVA e VLACH, 2014, p. 110).
Figura 2.3 – Mapa geológico esquemático das principais unidades do sul-sudeste brasileiro. 1 – Coberturas Fanerozoicas; 2 – Complexos alcalinos mesozoicos; 3 – Bacia
Eopaleozoica; 4 – Bacias Neoproterozoicas; [Neoproterozoico] 5 – Stocks graníticos de características tipo-A do Domínio Apiaí; 6 – Granitos e sienitos de tipo-A da Província
Graciosa; 7 – Vulcânicas ácidas e básicas; 8 – Batólito Agudos Grandes; 9 – Batólito cálcio-alcalino Piên-Mandirituba; 10 – Batólito Paranaguá; DOMÍNIO APIAÍ: 11 – Formação Iporanga; 12 – Grupo Itaicoca; 13 – Subgrupo Lajeado; [Mesoproterozoico]
14 – Formação Águas Claras; 15 – Formação Votuverava; [Paleoproterozoico] 16 – Formação Perau; 17 – Núcleos granito-gnáissico (tipo-A); MICROPLACA CURITIBA:
[Neoproterozoico] 18 – Formação Capiru; 19 – Sequência Turvo-Cajati;
[Paleoproterozoico] 20 – Complexo Atuba; MICROPLACA LUIS ALVES: [Arqueano-Paleoproterozoico] 21 – Complexo Granulítico de Santa Catarina; DOMÍNIO
PARANAGUÁ: [Neoproterozoico] 22 – Metassedimentos protomiloníticos (Sequência Rio das Cobras); 23 – Zonas de Cisalhamento (ZCI: Zona de Cisalhamento Itapirapuã;
ZCMA: Zona de Cisalhamento Morro Agudo; ZCR: Zona de Cisalhamento Ribeira; ZCLC: Zona de Cisalhamento Lancinha-Cubatão; ZCMP: Zona de Cisalhamento Mandirituba-Piraquara; ZCRPSR: Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha;
ZCPT: Zona de Cisalhamento Piên-Tijucas).
Fonte: retirado de Vilalva (2007, p. 39) e modificado de Prazeres e Filho et al. (2003, p. 53); Heilbron et al. (2004, p. 226).
Dados geocronológicos U-Pb em zircão (ID-TIMS e LA-ICP-MS) apresentados por Vlach et al. (2011, p. 414) e Vilalva, Simonetti e Vlach (2019, p. 31) indicam que a colocação, evolução petrogenética e a cristalização dos plútons que constituem a Província aconteceram em um espaço de tempo de aproximadamente 9 Ma, com pico magmático por volta de 580 Ma. Dessa forma, o magmatismo da Província Graciosa teria sido alocado em um regime extensional pós-colisional, ligado à evolução geodinâmica da porção SSE do supercontinente Gondwana. Baseados em dados químicos e isotópicos, Vilalva, Simonetti e Vlach (2019, p. 31) argumentam que esse magmatismo se gerou via fusão parcial de manto litosférico metassomatizado por fluidos derivados de crosta previamente subductada, seguida de graus variáveis de contaminação crustal em profundidade.
2.2.2 Complexo Morro Redondo
O Complexo Morro Redondo é uma das principais e maiores ocorrências da Província Graciosa. Estende-se por uma área de aproximadamente 250 Km2, sendo 25 Km ao longo de um trend NW, entre as cidades de Tijucas do Sul (PR) e de Garuva (SC). Seu relevo é caracterizado por domínios montanhosos intercalados a planaltos remanescentes fortemente dissecados. Destacam-se as serras do Papanduva e do Araçatuba, na porção N, do Imbirá, na região central, e do Quiriri, na área S do Complexo. As rochas aflorantes apresentam, geralmente, um grau considerável de intemperismo, estando expostas por meio de blocos e matacões e raros lajedos nas encostas das serras e quedas d’água (KAUL, 1997, p. 94; VILALVA, 2007, p. 109).
O Complexo Morro Redondo é constituído de rochas graníticas (sensu stricto), intrusivas de maneira discordantes em granulitos, gnaisses e migmatitos da microplaca Luís Alves, além de rochas vulcânicas ácidas a básico-intermediárias. À leste, o complexo está relacionado à Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha, com trend NW, a qual separa a microplaca Luís Alves do Domínio Paranaguá (Figura 2.3).
Figura 2.4 – Mapa geológico do Complexo Morro Redondo e de áreas circunvizinhas. 1 – Depósitos aluvio-coluviais; 2 – rochas vulcânicas bimodais contemporâneas; (3 a 6): álcali-feldspato granitos peralcalino do Plúton Papanduva: 3 – fácies foliada, 4 – fácies
deformada, 5 – fácies maciça, 6 – fácies microgranítica; 7 – biotita sieno – e monzogranitos peraluminoso do Plúton Quiriri; 8 – cálcio-alcalino de alto K granitos do
Plúton Estrela e 9 – rochas metassedimentares do Terreno Paranaguá; 10 – gnaisses, granulitos e migmatitos da Microplaca Luis Alves; ZCRPS – Zona de Cisalhamento Rio
Palmital-Serrinha.
Fonte: Vilalva (2007, p. 112).
As rochas graníticas do Complexo Morro Redondo apresentam marcados contrastes geoquímicos, mineralógicos e petrográficos e formam dois plútons distintos denominados
Papanduva e Quiriri (KAUL, 1997, p. 94; VILALVA, 2007, p. 112; VILALVA e VLACH,
Plúton Papanduva
O Plúton Papanduva ocorre na porção N do Complexo, compreendendo uma área de 60 Km². As rochas que o compõem são álcali-feldspatos granitos hipersolvus, de assinatura peralcalina, holo a leucocráticos (Figura 2.4a-d), com índice de cor: M’< 5 e coloração variando entre tons de cinza e branco. São agrupadas em quatro fácies distintas (VILALVA, 2007, p. 125; VILALVA e VLACH, 2014, p. 89; VILALVA; VLACH; SIMONETTI, 2016, p. 187), a saber:
a) Fácies Maciça: fácies principal, identificada nas porções central e sudeste do plúton. Possui granulometria média a grossa, sendo levemente inequigranular. Inclui álcali-feldspato granitos maciços com anfibólios sódico-cálcicos e sódicos, além de clinopiroxênios sódicos como máficos principais (Figura 2.5a). Zircão, astrofilita, enigmatita, fluorita, titanita e chevkinita são os acessórios mais comuns;
b) Fácies Foliada: localiza-se nas regiões de borda do plúton e inclui álcali-feldspato granitos com estruturas orientadas associadas à deformação sub-magmática (cf. BLENKINSOP, 2000, p. 59) bem marcadas, com trends NW-SW e NE-SE. Aqui, a trama mineral confere ao granito uma aparência protomilonítica (e às vezes porfiroclástica), com cristais orientados de anfibólio sódico, álcali-feldspato e alguns megacristais de quartzo em uma matriz fina quartzo-feldspática de aspecto sacaroidal (Figura 2.5b). As rochas dessa fácies apresentam tipicamente uma variedade de fases acessórias tardi- a pós-magmáticas ricas em elementos de alto potencial iônico (e.g. Ti, Zr, Nb, terras-raras), tipicamente agpaíticas (cf. MARKS et al., 2011, p. 440), tais como enigmatita, neptunita, britholita-(Ce), nacareniobsita-(Ce), (Na,K)-zirconossilicatos e turkestanita. Zircão é ausente;
c) Fácies Deformada: de ocorrência restrita ao extremo NE do plúton, esta fácies é caracterizada pelo seu aspecto cataclástico, relacionada a eventos de deformação sub-magmáticos. Inclui álcali-feldspato granitos de granulometria média a grossa e tonalidades cinzas e rosadas mais escuras. Clinopiroxênio sódico é o máfico principal (Figura 2.5c), tendo zircão, astrofilita, enigmatita, ilmenita e chevkinita como acessórios. Allanita e magnetita são fases tipicamente pós-magmáticas; e d) Fácies Microgranítica: caracteriza-se pela granulometria fina, textura equi- a
inequigranular, com eventuais estruturas de fluxo planares definidas por cristais euédricos de anfibólio e/ou clinopiroxênio sódico (Figura 2.5d). Aparece como diques centimétricos a decimétricos intrusivos nas outras fácies ou nos litotipos do Plúton Quiriri.
Figura 2.4 – Aspectos petrográficos do álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito hololeucocrático da Fácies Maciça. A textura predominante
equigranular de granulação média é definida pelo feldspato alcalino (branco), com quartzo (tons de cinza), anfibólio sódico-cálcico preto e acessórios amarelados (astrofilita?) intersticiais. (B) Álcali-feldspato granito com textura milonítica fina da
Fácies Foliada, com porfiroclástos estirados de anfibólio sódico (preto), em matriz quartzo-feldspática, com acessórios amarelados (zirconossilicatos de Na, K?). (C)
Álcali-feldspato granito leucocrático de estrutura cataclástica da Fácies Deformada. A textura aproximadamente equigranular de granulação média a grossa é dada por egirina (verde) intersticial a grãos deformados de quartzo (cinza-escuro) e feldspato alcalino
(cinza claro). (D) Álcali-feldspato granito leucocrático da Fácies Microgranítica. Apresenta textura inequigranular de granulação fina, com anfibólio sódico (preto)
intersticial entre cristais maiores de feldspato alcalino (branco) e quartzo (cinza).
Figura 2.5 – Aspectos texturais microscópicos do álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito maciço. Predominam cristais maiores e tabulares de feldspato alcalino (FA), com bordas albítica (Ab). Quartzo (Qz) e egirina (Eg) ocorrem em aglomerados de cristais, além de anfibólio sódico-cálcico que preenche
os interstícios entre feldspato alcalino. (B) Álcali-feldspato granito protomilonítico a milonítco da Fácies Deformada, com porfiroclastos de feldspato alcalino e anfibólio
sódico (Anf) mateado por egirina, em matriz de quartzo recristalizado, albita pós-magmática e feldspato potássico. (C) Álcali-feldspato granito cataclástico da Fácies Deformada com agregado de egirina e anfibólio sódico parcialmente substituídos por
magnetita pós-magmática (Mt). Cristal prismático de ilmenita (Ilm) e zircão (Zr) inclusos em egirina. (D) Álcali-feldspato granito microgranítico. A textura equigranular
é definida pelo feldspato alcalino pertítico a mesopertítico, com quartzo e anfibólio sódico tipicamente intersticiais. Egirina ocorre manteando o anfibólio.
Plúton Quiriri
O Plúton Quiriri ocupa o centro e a região sul do Complexo Morro Redondo, cobrindo uma área de 190 Km² com sieno- a monzogranitos subsolvus de afinidade levemente peraluminosa. Esse plúton é representado por rochas essencialmente maciças, de granulação fina a média, com texturas equigranulares, inequigranulares e raramente porfiríticas a glomeruloporfiríticas. São rochas holo- a leucocráticas (4 < M’ < 7) de coloração cinza, quando frescas, e rosadas quando mais alteradas (Figura 2.6). Quatro fácies principais são reconhecidas (VILALVA, 2012; VILALVA e VLACH, 2014, p. 89), a saber:
a) Fácies Q1: principal fácies, encontrada ao longo de todo o corpo, exibe estrutura maciça e textura inequigranular e granulação média. Predominam cristais tabulares avermelhados de feldspato alcalino e a biotita (frequentemente cloritizada) é o máfico principal. São observadas estruturas de fluxo magmático preservadas de forma incipiente e, raramente, texturas tipo rapakivi. Enclaves microgranulares félsicos (monzograníticos) e máficos (quartzo monzodioríticos) são raros (Figura 2.7a);
b) Fácies Q2: sienogranitos caracterizados por colorações acinzentadas e pela presença de anfibólio em associação à biotita (Figura 2.7b). Aflora na porção noroeste do plúton;
c) Fácies Q3: sienogranitos de coloração avermelhada, relativamente pobre em plagioclásio. Aflora na região central e, localmente, na parte nordeste do corpo. Contém cristais de biotita primária completa ou parcialmente substituída por clorita, titanita, magnetita e outras fases hidrotermais (Figura 2.7c); e
d) Fácies Q4: ocorre como pequenos corpos e diques de quartzo- e feldspato-pórfiros e granófiros, com fenocristais de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio imersos em uma matriz fina com quartzo, feldspatos, biotita e fases acessórias, frequentemente com texturas granofíricas (Figura 2.7d). Aflora nas porções noroeste e nordeste do plúton Quiriri.
Em todas as fácies, os minerais acessórios principais são zircão, titanita, magnetita (± ilmenita), allanita, apatita e fluorita. Minerais de origem pós-magmática (hidrotermal) incluem albita, epídoto, magnetita (2ª geração), titanita (2ª geração) e clorita.
Figura 2.6 – Aspectos petrográficos macroscópicos do sienogranito do Plúton Quiriri. (A) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q1. Apresenta textura equi a
inequigranular definida por quartzo (cinza), plagioclásio (branco) e cristais de feldspato alcalino (vermelho), além de biotita como principal fase máfica e clorita. (B) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q2. A textura inequigranular é definida pelo
feldspato alcalino (vermelho acizentado), pouco plagioclásio, quartzo e biotita intersticial. (C) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q3. A textura inequigranular é
definida por cristais maiores feldspato alcalino (vermelho acizentado), e menores de plagioclásio, quartzo e clorita. (D) Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali-feldspato tabular (vermelho) e quartzo globulares (transparente)
em uma fina matriz de quartzo poiquilítico, plagioclásio, clorita e peseudomorfos de biotita.
Figura 2.7 – Aspectos texturais microscópicos sienogranito do Plúton Quiriri. (A) Sienogranitos da Fácies Q1. Textura maciça com cristais de álcali feldspato (FA), quartzo (Qz) e Biotita (Bt). A Magnetita (Mt) euédrica ocorre inclusa na biotita. (B) Sienogranito da Fácies Q2. Apresenta textura equi- a inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo, menores plagioclásios saussuritizados
(Plg) e biotita euédrica (Bt) intersticial. (C) Sienogranito da Fácies Q3. Apresenta textura inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo.
Clorita (Clh) substituindo peseudomorfos de biotia. (D) Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali-feldspato sericitizado e quartzo globulares em uma fina matriz composta por quartzo, feldspato, clorita e peseudomorfos de biotita.
3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA
A física define a susceptibilidade magnética (K) como a capacidade de magnetização de uma substância no momento em que essa é exposta a um campo magnético externo. Ao longo dos anos, geocientistas de todo o mundo têm feito uso dessa capacidade das mais variadas maneiras. Suas aplicações vão desde a geologia econômica, na prospecção de depósitos metálicos, até a geologia ambiental, na identificação e na delimitação de solos contaminados por metais pesados.
Uma das formas mais usuais de se utilizar a K, ou a anisotropia da susceptibilidade
magnética, é como um importante parâmetro caracterizador dos aspectos estruturais de uma
determinada área. No entanto, esse tipo de estudo é realizado apenas por intermédio de instrumentos laboratoriais extremamente sensíveis e não será, portanto, o foco deste trabalho. Este, por sua vez, relaciona a susceptibilidade à petrografia, mineralogia e à química (rocha-total e mineral) de plútons graníticos.
Especificamente para a Petrologia, a K é o parâmetro petrofísico mais fácil de ser mensurado, não só em amostras mas também em afloramentos no campo. Medir a susceptibilidade em campo é um processo bastante rápido, uma vez que uma medição dura apenas alguns segundos e podem ser executadas numerosas medidas detalhadas em um tempo razoável (HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 1). Nesse contexto, uma outra vantagem da K é a capacidade de denotar a natureza, a abundância e a composição da associação mineral presente nos corpos. Dessa forma, a susceptibilidade é uma ferramenta fundamental para auxiliar na diferenciação de camadas, de lentes, de enclaves e até mesmo de plútons que apresentem distintos conteúdos magnéticos.
De acordo com Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 1), além de sofrer a influência da geoquímica e da mineralogia, como referido, a susceptibilidade magnética ainda é condicionada pelas fugacidades de O2 e de S, bem como por agentes posteriores à história evolutiva da rocha, a exemplo do intemperismo, da alteração hidrotermal e de eventos metamórficos. Assim, a capacidade magnética em voga é um parâmetro capaz de fornecer informações importantes a respeito da história evolutiva, da composição química e da mineralógica das rochas, sendo um método de baixo custo, rápido e eficaz. Com base nisso, neste capítulo, apresentam-se de forma sucinta alguns conceitos teóricos fundamentais relacionados ao método, além de informações sobre a susceptibilidade dos minerais e das rochas graníticas.
3.1 PRINCÍPIO FÍSICO
A susceptibilidade magnética (K) é a medida da resposta magnética de um material a um campo magnético externo. Quando esse material é magneticamente isotrópico, a K pode ser expressa por meio da equação 𝐾 = 𝐽⁄ , na qual J se refere ao momento magnético dipolar e 𝐻
H é a intensidade do campo magnético. No Sistema Internacional (SI), ambos J e H são medidos
em A/m. Portanto, a K é uma grandeza adimensional, embora sua magnitude seja comumente referida como SI (AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 88; HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 2).
Todos os materiais apresentam uma determinada susceptibilidade e, de acordo com o comportamento dos seus momentos magnéticos sob um campo magnético externo, podem ser agrupados em três diferentes categorias, a saber: materiais diamagnéticos, materiais
paramagnéticos e materiais ferromagnéticos, descritos na sequência.
3.1.1 Diamagnetismo
O diamagnetismo surge do movimento orbital dos momentos magnéticos dipolares induzidos por um campo magnético aplicado. Esses momentos magnéticos estão em sentido oposto ao do campo magnético aplicado e, portanto, diminuindo o campo (TIPLER, 2004, p. 237). Esse efeito pode ser identificado em todos os materiais. Entretanto, os campos magnéticos induzidos são muito pequenos quando comparados aos momentos magnéticos permanentes. Dessa maneira, o diamagnetismo costuma ser mascarado pelos efeitos paramagnéticos ou ferromagnéticos, e só é notado em materiais cujas moléculas não tenham momentos magnéticos permanentes.
3.1.2 Paramagnetismo
O paramagnetismo ocorre em materiais cujos átomos têm momentos magnéticos permanentes e que interagem entre eles apenas fracamente, resultando uma susceptibilidade magnética positiva muito pequena. Quando não existe um campo magnético externo, esses momentos magnéticos estão aleatoriamente orientados (TIPLER, 2004, p. 242). Na presença de um campo magnético externo, eles tendem a se alinhar paralelamente ao campo, mas sofrem a resistência da tendência de os momentos magnéticos se orientarem aleatoriamente devido ao
movimento térmico. O grau de alinhamento com o campo depende da intensidade do campo e da temperatura.
3.1.3 Ferromagnetismo
Os materiais ferromagnéticos, lato sensu, têm valores de susceptibilidade magnética positivos muito elevados. Nessas substâncias, um pequeno campo magnético externo pode produzir um grau muito elevado de alinhamento dos momentos magnéticos dipolares atômicos. Em alguns casos, o alinhamento pode persistir mesmo quando o campo magnetizador externo é removido.
A região no espaço na qual os momentos magnéticos dipolares estão alinhados é chamada de domínio magnético, cujo tamanho é usualmente microscópico. A direção do alinhamento varia de domínio para domínio e em uma temperatura acima da crítica, chamada de temperatura de Curie, a agitação térmica é grande o suficiente para quebrar esse alinhamento, tornando materiais outrora ferromagnéticos em paramagnéticos (TIPLER, 2004, p. 244).
Em conformidade com Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 3), os fenômenos que ocorrem dentro dos domínios magnéticos e as substâncias ferromagnéticas podem ser agrupadas em três distintos grupos, a saber:
a. materiais ferromagnéticos (stricto sensu): apresentam todos os seus dipolos magnéticos alinhados paralelamente na presença de um campo magnético externo; b. materiais ferrimagnéticos: têm na sua constituição íons com momentos de dipolo magnético de sentido oposto, mas de diferentes valores, o que faz com que não se anulem. Desse modo, sempre existe um magnetismo espontâneo; e
c. materiais antiferromagnéticos: os dipolos magnéticos dispõem-se de maneira não paralela. Ao ser aplicado um campo magnético a um material dessa espécie, ele não o vai magnetizar, pois os dipolos magnéticos estão sempre opostos, anulando-se.
3.1.3.1 Histerese magnética
A K dos materiais ferromagnéticos se comporta de maneira complexa em função do campo magnético, como observado na Figura 3.1. De acordo com essa imagem, e supondo que uma certa amostra esteja inicialmente desmagnetizada (ponto o), analisa-se, a priori, o comportamento da magnetização quando a intensidade do campo aumenta. Ao aumentar o H,
constata-se que a magnetização também cresce ao longo da linha tracejada, até atingir o ponto a. Nesse ponto, considera-se que a amostra está completamente magnetizada (ou saturada).
Figura 3.1 – Curva de histerese magnética. H refere-se ao campo magnético, M é a magnetização e Bc é a coercividade do material.
Fonte: Tipler (2004, p. 245).
Ao diminuir o valor do campo até zero, verifica-se que a magnetização estaciona no ponto b da curva. Esse fenômeno permite inferir que o material preserva uma magnetização independente do campo magnético, a qual dá-se o nome de magnetização remanescente. Caso seja invertido o sentido do campo externo a partir desse ponto e aumentado o valor do campo, a magnetização vai desaparecer (ponto c) quando o campo atingir o valor Bc, conhecido como coercividade do material. Este campo magnético é necessário para desmagnetizar por completo a amostragem antes imantada.
Eventualmente, se o campo magnético for invertido em relação à magnetização inicial, a amostra será magnetizada no sentido inverso (ponto d). Se H for novamente retirado, ela permanecerá imantada com uma magnetização invertida em relação à primeira (ponto e). A reversão da direção do campo e a sua contínua mudança permitem gerar uma curva fechada (histerese). Esse ciclo pode se repetir muitas vezes, mas a linha tracejada nunca será alcançada de novo.
3.1.4 Parâmetros que influenciam a Susceptibilidade Magnética
A susceptibilidade magnética (K) dos materiais tende a sofrer influência de alguns parâmetros, tais como a temperatura. Conforme Hunt, Moskowitz e Banerjee (1995, p. 189), a susceptibilidade magnética inicial varia em função desse fator. Em materiais paramagnéticos, ela é inversamente proporcional à temperatura absoluta. Por outro lado, em materiais ferromagnéticos, a ela aumenta apenas até uma determinada temperatura crítica e, após atingi-la, os materiais assumem um comportamento paramagnético. Já o diamagnetismo, por sua vez, é independente da temperatura.
As variações de K também estão relacionadas à trama textural dos constituintes minerais, sendo a anisotropia da susceptibilidade magnética comumente utilizada para determinar as direções de fluxos na Geologia Sedimentar ou aplicada no estudo dos parâmetros de deformação metamórfica (HUNT; MOSKOWITZ; BANERJEE, 1995, p. 192). Outro condicionante é o stress diferencial. Isso porque, quando o stress aplicado é paralelo ao campo magnético, a susceptibilidade diminui, mas, quando é aplicado de maneira perpendicular ao campo, a K tende a aumentar. Segundo Hunt, Moskowitz e Banerjee (1995, p. 192), as mudanças provocadas por esse agente são reversíveis e dependem somente da composição e do tamanho do grão magnético.
3.2 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DOS MINERAIS
De acordo com Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 3), com exceção dos tipos monominerálicos, as rochas são constituídas por três categorias minerais – diamagnéticos, paramagnéticos e ferromagnéticos. Dessa forma, na Tabela 3.1, há a contribuição individual dos principais minerais formadores de rochas, assim como dos minerais acessórios mais frequentes.
TABELA 3.1 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE ALGUNS MINERAIS FORMADORES DE ROCHA. Minerais Fórmula Química Densidade (10-3 kg m-3) Volume K (10-6 SI) Minerais pobres em Fe Grafita C 2,16 -80 ~ -200 Calcita CaCO3 2,83 -7.5 ~ -39 Anidrita CaSO4 2,98 -14 ~ -60
Ortoclásio KAlSi3O8 2,57 -13 ~ -17 Magnesita MgCO3 3,21 -15 Forsterita Mg2SiO4 3,20 -12 Serpentina Mg3Si2O5(OH)4 2,55 3.100 ~ 75.000 Galena PbS 7,50 -33 Quartzo SiO2 2,65 -13 ~ -17 Cassiterita SnO2 6,99 1.100 Esfalerita ZnS 4,00 -31 ~ 750 Granada A3B2(SiO4)3 3,90 2.700 Minerais de Fe
Biotita K(Mg, Fe)3(AlSi3O10)(OH)2 3,00 1.500 ~ 2.900
Siderita FeCO3 3,96 1.300 ~ 11.000
Cromita FeCr2O4 4,80 3.000 ~ 120.000
Ortoferrossilita FeSiO3 4,00 3.700
Ortopiroxênios (Fe, Mg)SiO3 3,59 1.500 ~ 1.800
Faialita Fe2SiO4 4,39 5.500
Olivina (Fe, Mg)2SiO4 4,32 1.600
Jacobsita MnFe2O4 4,99 25.000
Franklinita (Zn, Fe, Mn)(Fe, Mn)O4 5,21 450.000
Sulfetos de Fe Calcopirita CuFeS2 4,20 23 ~ 400 Arsenopirita FeAsS 6,05 3.000 Troilita FeS 4,83 610 ~ 1.700 Pirrotita Fe1-xS 4,62 460 ~ 1.400.000 Pirita FeS2 5,02 35 ~ 5.000 Óxidos de Fe e Ti Hematita α-Fe2O3 5,26 500 ~ 40.000 Maghemita γ-Fe2O3 4,90 2.000.000 ~ 2.500.00 Ilmenita FeTiO3 4,72 2.200 ~ 3.800.000 Magnetita Fe3O4 5,18 1.000.000 ~ 5.700.000 Titanomagnetita Fe3-xTixO4, x = 0,60 4,98 130.000 ~ 620.000 Titanomaghemita Fe(3-x)RTixR[ ]3(1-R)O4, R = 8/[8+z(1+x) 4,99 2.800.000 Ulvöespinélio Fe2TiO4 4,78 4.800 Outros Minerais de Fe Ferro Fe 7.87 3.900.000 Goethita α-FeOOH 4,27 1.100 ~ 12.000 Lepidocrosita γ-FeOOH 4.18 1.700 ~ 2.900 Limonita FeOOH·nH2O 4,20 2.800 ~ 3.100
Além disso, a Figura 3.2 mostra-se a contribuição mineral individual para a susceptibilidade magnética de uma determinada rocha como uma função da concentração da mineralogia identificada.
Figura 3.2 – Contribuição mineral para a susceptibilidade de uma rocha.
Fonte: modificado de Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 5).
Com base na Tabela 3.1 e na Figura 3.2, fica claro que os litotipos de valores de K mais elevados são controlados, principalmente, pela presença de minerais ferromagnéticos. Já em rochas cuja susceptibilidade é mais baixa, ela pode ser controlada tanto por minerais paramagnéticos como por minerais ferromagnéticos, a depender da composição mineralógica da rocha (HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 3).
Em muitos minerais, a susceptibilidade magnética não é expressa por meio de um único valor, mas compreende um intervalo de valores. Isso reflete na variabilidade de K em função da química mineral. Em geral, a susceptibilidade depende da razão entre os componentes Fe e Mg, como pode ser visto na Figura 3.3.
Figura 3.3 – Variação da susceptibilidade magnética em relação à química mineral de piroxênios.
Fonte: modificado de Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 5).
3.3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DAS ROCHAS
Como referido anteriormente, todos os materiais apresentam uma susceptibilidade magnética condicionada, sobretudo, à composição química, à mineralogia, à temperatura, à trama textural e ao stress diferencial. A Tabela 3.2 lista os valores de K registrados em algumas das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas mais comuns.
TABELA 3.2 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE ALGUMAS ROCHAS ÍGNEAS, SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS.
Rochas Densidade (10-3 kg m-3) Volume K (10-6 SI) Rochas ígneas Andesito 2,61 170.000 Basalto 2,99 250 ~ 180.000 Microgabro (Diabásio) 2,91 1.000 ~ 160.000 Diorito 2,85 630 ~ 130.000 Gabro 3,03 1.000 ~ 90.000 Granito 2,64 0 ~ 50.000 Peridotito 3,15 96.000 ~ 200.000
