Magmatismo basáltico miocênico de Pedro Avelino (RN): mecanismo de colocação e efeito termal na Bacia Potiguar

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

JOYCE LORENA OLIVEIRA

MAGMATISMO BASÁLTICO MIOCÊNICO DE PEDRO AVELINO (RN): MECANISMO DE COLOCAÇÃO E EFEITO TERMAL NA BACIA POTIGUAR

NATAL 2018

JOYCE LORENA OLIVEIRA

MAGMATISMO BASÁLTICO MIOCÊNICO DE PEDRO AVELINO (RN): MECANISMO DE COLOCAÇÃO E EFEITO TERMAL NA BACIA POTIGUAR

Trabalho de Conclusão de Curso apresentado no dia cinco de dezembro de 2018 à Universidade Federal do Rio Grande do Norte como parte dos requisitos para a obtenção do título de Bacharela em Geologia. Comissão Examinadora __________________________________________________________ Dr. Zorano Sérgio de Souza (DG/UFRN) (Orientador)

__________________________________________________________ Dr. Narendra Kumar Srivastava (DG/UFRN)

__________________________________________________________ Dr. Frederico Castro Jobim Vilalva (DG/UFRN)

Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN Sistema de Bibliotecas - SISBI

Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Central Zila Mamede

Oliveira, Joyce Lorena.

Magmatismo basáltico miocênico de Pedro Avelino (RN):

mecanismo de colocação e efeito termal na Bacia Potiguar / Joyce Lorena Oliveira. - 2018.

66 f.: il.

Monografia (graduação) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Curso de Geologia. Natal, RN, 2018.

Orientador: Prof. Dr. Zorano Sérgio de Souza.

1. Geologia - Monografia. 2. Magmatismo basáltico - Monografia. 3. Efeito termal - Monografia. 4. Mecanismo de colocação - Monografia. I. Souza, Zorano Sérgio de. II. Título. RN/UF/BCZM CDU 551

Para João e Márcia

AGRADECIMENTOS

Agradeço à Universidade Federal do Rio Grande do Norte e ao Departamento de Geologia por serem alicerce da educação superior em nosso estado. Meu sonho sempre foi estudar aqui.

Agradeço aos professores e às professoras, que tanto admiro, por dedicaram-se a compartilhar o que sabem. Obrigada também à querida GEOlogus Jr., por ceder seu espaço e estrutura para que eu escrevesse essa monografia.

Agradeço ao meu orientador e amigo, Zorano Sérgio de Souza, pelas oportunidades, pela confiança e por todos os ensinamentos.

Agradeço aos meus colegas de turma, com quem compartilhei cinco anos de graduação cheios de leveza e sorrisos. Não posso deixar de mencionar Lavínia e Vinícius, por serem sinônimo de companheirismo e de amizade, por trazerem sempre equilíbrio e incentivo. Sem vocês a caminhada teria sido diferente.

Agradeço também a todos aqueles que somente a Geologia é capaz de reunir. Aos corações potiguares e aos corações mineiros, cariocas, sergipanos e tantos outros que vieram de longe. Um salve ao encontro de almas.

Agradeço aos meus pais João e Márcia e ao meu irmão João Paulo por serem suporte de todos os aspectos da minha vida. Incluo aqui a família que escolhi, Marília e Thayse. Este trabalho é dedicado a vocês, pelo esforço imensurável em nome do amor.

RESUMO

O magmatismo cenozoico no extremo nordeste do Brasil ocorre como plugs, necks e derrames básicos de afinidade alcalina a subalcalina; sendo referido na literatura como magmatismo Macau – Queimadas. Um desses corpos, alvo do presente estudo, localiza-se na região de Pedro Avelino, 150 km a oeste de Natal/RN. Trata-se de basaltos e diabásios do Corpo Serra Preta, com idade 40Ar/39Ar em rocha total de 14,1 ± 0,7 Ma, intrusivos nas formações Jandaíra (sequência carbonática com predomínio de calcários) e Açu (sequência siliciclástica com arenitos e níveis pelíticos) da Bacia Potiguar. Publicações anteriores interpretam essa ocorrência como composta por derrames na porção central e plugs nas extremidades, controlados por falha na sua borda leste. O trabalho ora reportado caracteriza a geometria, o mecanismo de colocação e a composição modal e texturas dessas rochas; além do efeito térmico provocado nas encaixantes. Foram utilizados produtos de sensores remotos, observações de campo e microscopia de luz transmitida. As rochas básicas apresentam-se em afloramentos in situ e blocos desmoronados que, em parte, mascaram seus contatos. São olivina basaltos e nefelina diabásios com textura fina a média e comumente microporfirítica. A matriz, cripto a microcristalina, é composta por micrólitos de plagioclásio e grânulos de augita, forsterita, minerais opacos e vidro intersticial; sendo comuns amígdalas com preenchimento de zeólitas. Ocorrem, também, venulações tardias em contato interdigitado com a matriz basáltica criptocristalina, compondo-se de nefelina, anortoclásio, biotita vermelha, opacos, zeólitas, clinopiroxênio (Ti-augita) e abundantes acículas de apatita. Nas rochas encaixantes, os calcários termalmente afetados apresentam matriz carbonática parcial ou completamente modificada por recristalização estática, chegando a transformar-se em mármores de granulação fina a média. Em arenitos e siltitos, nota-se o aspecto túrbido de feldspatos, neoformação de mosaicos poligonais de quartzo, crescimento fibrorradial de calcedônia e vidro intersticial; o conjunto sendo denominado buchito. Também se observam cavidades parcialmente preenchidas por calcita, quartzo ou calcedônia, resultantes de processos de dissolução e precipitação pós-evento térmico. Essas rochas mostram comportamento maciço e extrema compactação, tornando-se difíceis de fragmentar. Em termos geométricos, é notável a influência da tectônica na forma e no alinhamento dos corpos ígneos observado em imagens de sensores orbitais. Para o Serra Preta, a geometria semelhante a um Y invertido é interpretada como um sistema de diques, onde o conduto principal seria resultado do preenchimento de transcorrências dextrógiras NNW e, os secundários, fraturas de segunda ordem NE. Este arranjo é condizente em tempo, cinemática e estruturas com a deformação neoterciária-pleistocênica descrita na literatura, onde se posiciona compressão horizontal N-S (σ1) e extensão E-W (σ3). Para além disso, a presença de fraturas-conduto é corroborada pela orientação de fenocristais de olivina e ripas plagioclásio, indicando direção de fluxo magmático aproximadamente de NNE a NNW.

PALAVRAS CHAVE: Vulcanismo Basáltico; Mioceno; Mecanismo de Colocação; Efeito Termal; Bacia Potiguar/RN

ABSTRACT

The cenozoic magmatism on the extreme northeastern of Brazil occurs as basic plugs, necks and flows with alkaline to sub-alkaline affinity; being referred in literature as Macau – Queimadas magmatism. One of these bodies, focus of this study, is located on the surroundings of Pedro Avelino, 150 km to the west of Natal/RN. It is composed by basalts and diabases of the Serra Preta body, with 40Ar/39Ar whole rock ages of 14,1 ± 0,7 Ma, intrusive on Jandaíra (carbonate sequence with predominance of limestones) and Açu (siliciclastic sequence with arenites and pelitic levels) Formations of the Potiguar Basin. Previous publications interpret this occurrence as basaltic flows on the central portion and plugs on the extremities, controlled by a fault on its east border. The reported work characterizes the geometry, emplacement mechanism, modal composition and textures of these rocks and the thermal effect on its host rock. Remote sensing products, field observations and transmitted light microscopy were used. The basic rocks occur as in-situ outcrops and collapsed blocks which, in some areas, cover-up the contacts. They are olivine basalts and nepheline diabases with fine to medium and, commonly, microporphyritic textures. The matrix, crypto to microcrystalline, is composed by plagioclase and grains of augite, forsterite, opaque minerals and interstitial glass; being common amygdales filled by zeolites; There is also the occurrence of late veins interdigitated with the cryptocrystalline basaltic matrix, composed by nepheline, anorthoclase, red biotite, opaques, zeolites, clinopyroxene (Ti-augite) and apatite needles. On the host rock, the thermally affected limestones show carbonatic matrix partially or completely modified by static recrystallization, turning into fine to medium grained marbles. On the arenites and siltites, it is noticed the turbid aspect of the feldspars, neoformation of polygonal mosaics of quartz, fibroradial growth of chalcedony and interstitial glass; the group being denominated buchite. Cavities partially filled by calcite, quartz, chalcedony are observed, being product of dissolution and precipitation processes after the thermal event. These rocks are massive with extreme compaction, becoming hard to fragment. In geometric terms, it is remarkable the tectonic influence on the shape and alignment of the igneous bodies observed in orbital sensors imageries. For the Serra Preta, its geometry is similar to a inverted Y, interpreted as a dike system, where the main conduct would be the result of the filling of NNW dextral transcurrences and, the secondary conducts, NE second order fractures. This arrangement is consistent in time, kinematic and structures with the neotercicary-pleistocene deformation described in literature, with N-S horizontal compression (σ1) and E-W extension (σ3). Beyond that, the presence of conduct-fractures is corroborated by the orientation of phenocrysts of olivine and plagioclase microlites, indicating a NNE to NNW magmatic flow.

KEY-WORDS: Basaltic Volcanism; Miocene; Emplacement mechanism; Thermal Effect; Potiguar Basin/RN

LISTA DE FIGURAS

Figura 1 – Mapa de localização da área de estudo. Alvo do trabalho sinalizado por estrela vermelha. Fonte: Banco de dados do Serviço Geológico do Brasil (CPRM) e do Departamento Nacional de Infraestrutura e Transportes – DNIT. ... 13 Figura 2 – Fluxograma demonstrativo do desenvolvimento da pesquisa (Monografia de Graduação)... 15 Figura 3 – Carta Estratigráfica da Bacia Potiguar (Pessoa Neto et al., 2007) ... 20 Figura 4 – Compilação de dados geocronológicos referentes as atividades ígneas intracontinentais no extremo nordeste brasileiro. ... 22 Figura 5 – Processamento digital de imagens multiespectrais do Satélite Landsat 8. Composições coloridas feitas através do Software ER Mapper®. Em (a), arranjo em R7G5B2I8. Em (b), arranjo em I7H5S2. Em (c), arranjo em I6H5S3. ... 28 Figura 6 – Mapa geológico da área de estudo. ... 29 Figura 7 – Formação Açu. Afloramento do tipo lajedo localizado à leste do Corpo Serra Preta. Arenito quartzo-feldspático com acamamento levemente basculado e estratificações cruzadas acanaladas. Cabo do martelo indica o norte. ... 30 Figura 8 – Formação Açu, à leste do Corpo Serra Preta. Em (a) e (b) afloramentos em corte de arenito quartzo-feldspático com estratificações cruzadas. Ponta metálica do martelo indica o topo da camada. ... 31 Figura 9 – Formação Jandaíra, à leste do Corpo Serra Preta. Em (a) e (b), detalhe de pequeno lajedo de calcário com fraturas preenchidas por calcita. ... 31 Figura 10 – Corpo Serra Preta. Visão geral a partir do topo da borda sudoeste. Na linha do horizonte, à esquerda, silhueta do edifício vulcânico Pico do Cabugi (Magmatismo Macau). 32 Figura 11 – Corpo Serra Preta. Em (a) e (b), mostra-se o aspecto geral em planta dos blocos desmoronados distais em relação ao centro da fratura-conduto sudoeste. Em (c), início da subida da borda sudoeste. Em (d), visão geral de parte da área de desmoronamento de blocos na borda sudoeste. Notar cor marrom escura do solo resultante do intemperismo do basalto e o aumento da granulometria dos fragmentos conforme se aproximam do centro do dique. ... 33 Figura 12 – Plug satélite à oeste do Corpo Serra Preta. Em (a) fragmento de disjunção colunar. Em (b) estrutura de fluxo marcada pelo alinhamento de fenocristais e xenocristais de olivina intemperizados. ... 33

Figura 13 – Fácies Vulcânica Microporfirítica. Em (a) e (b), aspecto geral de fenocristais e xenocristais (seta vermelha) de olivina em meio a matriz cripto a microcristalina. Em (c) e (d), textura glomeroporfirítica composta por cristais de olivina em aglomerados. Em (e) e (f) cristais alongados de plagioclásio e clinopiroxênio orientados de acordo com fluxo magmático, indicado por setas em vermelho. ... 35 Figura 14 – Corpo Serra Preta. Aspectos de campo e petrográficos de xenólito de rocha ultramáfica encaixado em basalto microporfirítico na borda sudoeste. ... 36 Figura 15 – Fácies Hipoabissal. Em (a) e (b), aspecto geral de diabásio muito fino. Em (c) e (d), aspecto geral de diabásio fino a médio. Em (e) e (f), textura glomeroporfirítica formada por cristais de titanaugita e olivina em aglomerados. ... 37 Figura 16 – Fácies Hipoabissal. Em (a) e (b) tinaugita apresentando extinção em ampulheta (seta vermelha) e macla simples (à esquerda). Em (c) e (d), megacristal de nefelina (seta vermelha). Em (e) e (f) textura esferulítica formada por aglomerados fibrorradiais de plagioclásio. ... 38 Figura 17 – Lineamentos interpretados com base no processamento de modelos digitais de elevação do tipo SRTM. Em (a), as cores mais claras indicam níveis maiores de altitude, ao passo que as cores mais escuras indicam áreas arrasadas. Em (b), esboço esquemático sobre as estruturas observadas. ... 41 Figura 18 – Registro de tectônica frágil na Formação Açu, Bacia Potiguar. Em (a) e (b) afloramentos à oeste do Corpo Serra Preta apresentando fraturas preenchidas por material cominuído nas direções noroeste e nordeste. Em (c), banda de deformação no centro da imagem. Em (d), afloramento à leste do Corpo Serra Preta com padrões de fraturamento noroeste. Ponta metálica do martelo indica o norte. ... 42 Figura 19 – Embasamento cristalino à sul da área de estudo, unidade Complexo Caicó. Em (a), leucognaisse com fraturamento conjugado norte-nordeste e este-oeste. Em (b), leucognaisse bandado com fraturas norte-noroeste. Ponta metálica do martelo indica o norte. ... 43 Figura 20 – Blocos-diagrama esquemáticos sintetizando cinemática e estruturas na área de estudo. ... 43 Figura 21 – Fotomicrografias da Formação Açu apresentando modificações na mineralogia e na textura de arenitos afetados por efeito térmico. ... 46 Figura 22 – Fotomicrografias da Formação Jandaíra apresentando modificações na mineralogia e na textura de rochas carbonáticas afetadas por efeito térmico em sequência de intensidade do metamorfismo. ... 47

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 ... 15

3 REVISÃO DA GEOLOGIA REGIONAL ... 17

3.1 Arcabouço Estrutural, Estratigrafia e Evolução Tectonossedimentar da Bacia Potiguar ... 17

3.2 Magmatismo Meso-Cenozoico ... 21

3.2.1 Magmatismo Rio-Ceará Mirim ... 21

3.2.2 Magmatismo Serra do Cuó ... 23

3.2.3 Magmatismo Macau ou Magmatismo Cenozoico ... 24

4 GEOLOGIA E CARTOGRAFIA DO CORPO SERRA PRETA (PEDRO AVELINO/RN) ... 27

4.1 Processamento digital e análise de produtos de sensores remotos ... 27

4.2 Arcabouço litoestratigráfico, petrografia e texturas ... 28

4.2.1 Fácies Vulcânica Microporfirítica ... 34

4.2.2 Fácies Vulcânica Afírica ... 34

4.2.3 Fácies Hipoabissal ... 36

5 DEFORMAÇÃO FRÁGIL E EFEITO TERMAL ... 40

5.1 Descrição das estruturas frágeis ... 40

5.2 Efeito termal em encaixantes da Bacia Potiguar ... 44

5.2.1 Modificações na Formação Açu ... 45

5.2.2 Modificações na Formação Jandaíra ... 46

6 INTEGRAÇÃO DOS DADOS ... 50

6.1 Implicações da deformação frágil no alojamento dos corpos básicos ... 51

7 CONCLUSÕES ... 54

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 56

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1 INTRODUÇÃO

A presente monografia é requisito parcial para a obtenção do título de Bacharela em Geologia pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte. O desenvolvimento do trabalho foi orientado pelo Professor Doutor Zorano Sérgio de Souza e recebeu suporte técnico e laboratorial (infraestrutura, lâminas delgadas, microscópios petrográficos, bússolas e martelos) do Departamento de Geologia da referida universidade.

Os alvos do estudo são intrusões básicas cenozoicas que afetam as rochas da Bacia Potiguar à nordeste da área urbana do Município de Pedro Avelino, mesorregião central do estado do Rio Grande do Norte. Trata-se do mapeamento geológico de superfície do corpo vulcânico/hipoabissal Serra Preta (Magmatismo Macau-Queimadas ou Magmatismo Miocênico), com abordagem voltada para sua caracterização geométrica, modal e textural; além da investigação do efeito térmico ocasionado nas encaixantes. A pesquisa teve o apoio do Projeto CNPq 449616/2014-2 intitulado “Metamorfismo de contato e geração de magmas crustais em auréolas termais neoproterozoicas e cenozoicas, nordeste do Brasil”.

1.1 Justificativa e Objetivos

Almeida (1988) descreve diversos eventos magmáticos ocorridos no decorrer da evolução geotectônica do nordeste brasileiro. Os três eventos mais expressivos correspondem ao Magmatismo Rio Ceará-Mirim (Toarciano ao Albiano), ao Magmatismo Serra do Cuó (Santoniano ao Campaniano) e ao Magmatismo Macau (Oligocenoao Mioceno). Este último – contexto geológico do presente trabalho – foi inicialmente nomeado de Formação Macau (Mayer, 1974) e aflora nos estados do Rio Grande do Norte e Paraíba; intrusivo nas rochas da Bacia Potiguar. O corpo ígneo Serra Preta, em específico, embora amplamente presente na literatura, carece de estudos detalhados em função de divergências relacionadas à sua forma de ocorrência em meio as encaixantes.

Publicações anteriores atribuem à intrusão a geometria de plugs e derrames, como inicialmente mencionado em Paiva (2004), Sousa (2009), Santos (2011) e Vital et al. (2014). Para Paiva (2004), o Serra Preta difere dos corpos intrusivos da região por apresentar-se em uma forma híbrida constituída por plugs nas extremidades e por um platô, na parte central. Contudo Oliveira et al. (2018), ao estudarem o efeito termal ocasionado por intrusões básicas na Formação Jandaíra (Bacia Potiguar), sugerem como forma de ocorrência um sistema de diques controlados por falhas e fraturas de segunda ordem. Nesse sentido, o trabalho busca

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levantar o que há de consenso e propor interpretações adicionais para questões ainda indefinidas, tendo sua relevância apoiada na resolução de problemas geológicos e no preenchimento de lacunas cartográficas da literatura.

No intuito de aperfeiçoar o mapeamento geológico da área e, assim, contribuir para a atualização do conhecimento geocientífico do Rio Grande do Norte, o objetivo principal da pesquisa consiste na investigação da forma de ocorrência do Corpo Serra Preta, contemplando também i) a análise petrográfica da intrusão e encaixantes; ii) o estudo inicial do controle estrutural (tectônica frágil) e suas implicações na geometria do corpo e; iii) a descrição do efeito térmico ocasionado nas rochas de contato (pirometamorfismo).

1.2 Localização e Vias de Acesso

A área de estudo localiza-se no extremo nordeste brasileiro, na Mesorregião Central do estado do Rio Grande do Norte. Está inteiramente compreendida no Município de Pedro Avelino, à nordeste de sua área urbana, há 154 quilômetros da capital Natal (Figura 1). O acesso, a partir da capital e proximidades, ocorre pela BR-304 no sentido oeste; posteriormente ingressando na RN-104, em direção à Pedro Avelino.

1.3 Caracterização Fisiográfica da Área de Estudo

O Município de Pedro Avelino localiza-se na Microrregião de Angicos, Rio Grande do Norte. Está limitado, a norte, pelas cidades de Macau e Guamaré; a sul, por Angicos e Lajes; a leste por Lajes e a oeste por Jandaíra. Em relação a capital Natal, Pedro Avelino se distancia em 154 km, percorridos pelas rodovias BR-304 e RN-104.

Em relação ao clima, é classificado como semiárido segundo o IDEMA (2009), com Precipitação Pluviométrica Anual registrada em 605,8 mm – período chuvoso ocorrendo entre março e abril. As Temperaturas Médias Anuais variam entre 32,0° C (máxima) e 21,0° C (mínima). Os solos predominantes na região têm como características comuns a fertilidade natural alta, a profundidade rasa e a boa drenagem, com grandes variações de textura – desde argilas até cascalho – a depender do tipo específico associado. Em geral, os solos são amplamente cultivados com algodão arbóreo (85% da área) e pastagem de forma subordinada. Ainda segundo o IDEMA (2009), na vegetação nativa, a Caatinga Hiperxerófila ocorre em abundância, rica em cactáceas e plantas de pequeno porte. Dentre as espécies mais comuns, tem-se jurema-preta, faveleiro, xique-xique e facheiro. No que se refere ao relevo, ocorre no

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município os terrenos planos e pouco elevados da Chapada da Serra Verde, situados entre os Tabuleiros Costeiros (domínio sedimentar) e o relevo residual (domínio cristalino); além da Depressão Sertaneja – terrenos mais baixos intercalados com regiões altas do Planalto da Borborema e da Chapada do Apodi (IDEMA, 2009).

Figura 1 – Mapa de localização da área de estudo. Alvo do trabalho sinalizado por estrela vermelha.

Fonte: Banco de dados do Serviço Geológico do Brasil (CPRM) e do Departamento Nacional de Infraestrutura e Transportes – DNIT.

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2 METODOLOGIA

Para o desenvolvimento da pesquisa, foram realizadas atividades em escritório e em campo com o objetivo de investigar a geologia da área-alvo e representar as informações adquiridas por meio da cartografia. Com base em métodos comuns à trabalhos que envolvem mapeamento geológico de superfície, a metodologia aqui adotada foi dividida em três etapas (etapa preliminar, etapa de campo e etapa de integração de dados), esquematizadas na Figura 2.

Figura 2 – Fluxograma demonstrativo do desenvolvimento da pesquisa (Monografia de Graduação).

A etapa preliminar (i) compreendeu o reconhecimento inicial da área de estudo, realizado através da análise de informações já presentes na literatura. Fez-se revisão bibliográfica com foco na geologia regional e local, abordando principalmente os aspectos mineralógicos e petrográficos das rochas de interesse. Foram utilizadas técnicas de Processamento Digital de Imagens para construção da base cartográfica e confecção de mapas preliminares (localização, lineamentos e redes de drenagens) organizando, por fim, um banco de dados como subsídio para as etapas posteriores.

A etapa de campo (ii) correspondeu às atividades in situ e contemplou o mapeamento geológico da área. De posse dos dados preliminares, fez-se a checagem de questões ainda indefinidas – como relações de contato – e a aquisição de novos dados de campo. Foram descritos afloramentos distribuídos entre embasamento, intrusões e encaixantes; além do registro fotográfico e da coleta de amostras para confecção de lâminas delgadas.

Por fim, a etapa de integração de dados (iii) abrangeu a associação dos dados prévios com as informações obtidas na etapa de campo, tendo sido desenvolvida a partir da atualização do banco de dados e da caracterização petrográfica das unidades. Assim, foi possível discutir o contexto tectônico envolvido e propor novo mapa geológico da área com seu texto explicativo (Monografia de Graduação).

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3 REVISÃO DA GEOLOGIA REGIONAL

A área-alvo situa-se na Bacia Potiguar (extremo leste da Margem Equatorial Brasileira), a qual é limitada a noroeste pelo Alto de Fortaleza, a norte pelo Oceano Atlântico, a leste pelo Alto de Touros e, a sul e a oeste, pelas rochas cristalinas do embasamento. Sua extensão completa – porção emersa e submersa – ocorre predominantemente no estado do Rio Grande do Norte, com porções subordinadas no estado do Ceará. De acordo com Pessoa Neto et al. (2007), abrange uma região de aproximadamente 48.000 km2_{, onde se distribuem os Grupos}

Areia Branca, Apodi e Agulha, da base para o topo.

Em consonância com Soares (2003), a origem da Bacia Potiguar está associada ao rifteamento do Gondwana e formação dos Continentes Sul-americano e Africano. Assim, no registro de sua estratigrafia, tem-se as Supersequências Rifte (Cretáceo Inferior), Pós-Rifte (Andar Alagoas) e Drifte (Albiano até o Recente) caracterizando-a como uma bacia do tipo Margem Passiva; além da ocorrência de magmatismos de diferentes idades. As coberturas mais recentes (Terciário) situam-se na porção superficial da coluna, dispostas principalmente pela região costeira do estado (Figura 3).

Além de sua contribuição geológica e científica, a importância da Bacia Potiguar remonta aos anos setenta, quando descobertos os primeiros reservatórios de petróleo economicamente exploráveis (Bertani et al., 1990). Desde então, segundo Soares (2003), a bacia se configurou como a maior produtora nacional de hidrocarbonetos onshore, com a recuperação diária de 80 mil barris de óleo e 3 milhões de m³ de gás (dados de 2003).

Apresenta-se, neste capítulo, uma síntese da geologia da região estudada, abrangendo o arcabouço estrutural, a litoestratigrafia e a evolução geotectônica da bacia com destaque para a atuação dos eventos de magmatismo mais recentes – tema deste trabalho.

3.1 Arcabouço Estrutural, Estratigrafia e Evolução Tectonossedimentar da Bacia Potiguar

A área estudada está inteiramente inserida na região emersa da Bacia Potiguar, por esse motivo descrita em maior detalhe. De acordo com Bertani et al. (1990), o arcabouço estrutural dessa porção é constituído por feições morfo-estruturais representadas por grábens, altos internos e plataformas rasas. Os grábens, denominados de Apodi, Umbuzeiro, Guamaré e Boa Vista, têm forma assimétrica e estão preenchidos por depósitos do cretáceo inferior, exibindo ainda feições lineares orientadas segundo trend regional NE-SW. Já os altos internos – rochas do embasamento soerguidas por falhas normais – limitam os principais grábens e são nomeados

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Alto de Quixaba, Serra do Carmo e Macau. Já as plataformas rasas, como descrito por Lima (2010), estão localizadas a leste e a oeste dos grábens centrais; sendo recobertas por sedimentos de idade aptiana e cretácea inferior na porção terrestre. Segundo Matos (1987), o Rifte Potiguar é controlado por falhas de grande profundidade que se estendem em direção à Plataforma Continental, onde ocorrem os depósitos de margem passiva que caracterizam esse tipo de bacia. Em relação à litoestratigrafia, as unidades constituintes da Bacia Potiguar estão dispostas sobre o embasamento cristalino da Província Borborema. Das mais antigas até as mais recentes, são unidades que datam do arqueano, a exemplo do Maciço São José de Campestre (3,4-2,7 Ga) (Dantas et al., 2004); do paleoproterozoico, com os gnaisses e migmatitos do Complexo Caicó (2,25-2,17 Ga) (Souza et al., 2007); do neoproterozoico, com as metassupracrustais do Grupo Seridó (650 Ma) (Van Schmus et al., 2003) e; finalmente, do ediacarano, com os corpos granitoides intrusivos sin- a pós-tectônicos em relação a Orogênese Neoproterozoica Brasiliana (Nascimento et al., 2015).

Depositados sobre o embasamento cristalino, dispõem-se os Grupos Areia Branca, Apodi e Agulha da base para o topo (Araripe e Feijó, 1994). O Grupo Areia Branca, de composição predominantemente siliciclástica, é constituído pelas Formações Pendência (arenitos finos a grossos intercalados com siltitos e folhelhos), Pescada (arenitos finos a médios com folhelhos e siltitos subordinados) e Alagamar (areno-carbonática composta por calcarenitos, calcilutitos, arenitos e pelitos). Já o Grupo Apodi reúne as Formações Açu (arenitos médios a grossos intercalados com folhelhos), Ponta do Mel (calcarenitos oolíticos, doloesparitos, calcilutitos e folhelhos), Quebradas (arenitos finos e pelitos esverdeados) e Jandaíra (calcarenitos bioclásticos e calcilutitos). Por fim, o Grupo Agulha é composto pelas formações Ubarana (folhelhos e argilitos acinzentados interpostos com arenitos), Guamaré (sequência carbonática interdigitada com arenitos e pelitos adjacentes) e Tibau (fácies mais grossas com camadas de arenito).

No que se refere à evolução tectonossedimentar, Pessoa Neto et al. (2007) atribui o preenchimento da bacia às diferentes fases tectônicas que fragmentaram o Supercontinente Gondwana. Inicialmente, duas etapas de rifteamento (Rifte I e Rifte II) marcaram a deposição dos sedimentos continentais da Supersequência Rifte. Após, houve uma fase Pós-Rifte relativa à Supersequência homônima e, por último, uma fase termal composta pelas sequências marinhas transgressivas e regressivas da Supersequência Drifte. Quando comparadas com as unidades descritas por Araripe e Feijó (1994), a Supersequência Rifte (cretáceo inferior) é formada pelos depósitos flúvio-deltaicos e lacustres das Formações Pendência e Pescada; a Supersequência Pós-Rifte (Andar Alagoas) corresponde aos primeiros registros de ingressão

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marinha da formação flúvio-deltáica Alagamar e; a Supersequência Drifte (Albiano até o Recente) representa a sequência flúvio-marinha transgressiva das Formações Açu, Ponta do Mel, Quebradas, Jandaíra e Ubarana, recobertas pela sequência regressiva das formações Ubarana, Tibau e Guamaré.

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3.2 Magmatismo Meso-Cenozoico

Almeida et al. (1977) descrevem, para o extremo nordeste do Brasil, uma relevante unidade tectônica nomeada Província Borborema. Sua evolução está estritamente associada a Orogênese Neoproterozoica Brasiliana, onde se desenvolveram grandes zonas de cisalhamento e expressivo magmatismo. Essa unidade é bordejada pelos Crátons São Francisco e São Luís, a sul e a norte, respectivamente; que permaneceram estáveis durante a orogenia. No Meso-cenozoico intensa atividade ígnea, intrusiva e extrusiva, afetou as rochas da Província Borborema junto à fragmentação do Gondwana. De acordo com Mizusaki et al. (2002), esse magmatismo está associado a diversas unidades de composição básica, como basaltos e diabásios. Dentre esses, os mais antigos possuem natureza normalmente toleítica, ao passo que os corpos mais recentes apresentam afinidade alcalina (Almeida, 1986).

Estudos de geocronologia realizados através de diferentes métodos de datação mostraram dados agrupados em diferentes faixas etárias para essas rochas (Figura 4). Conforme sumarizado por Mizusaki et al. (2002), a unidade mais antiga corresponde ao Magmatismo Rio Ceará-Mirim, representado por enxames de diques básicos este-oeste de abrangência regional. A unidade subsequente, o Magmatismo Serra do Cuó, ocorre como derrames basálticos no interior dasFormação Açu, Grupo Apodi – Bacia Potiguar. Já os eventos mais recentes foram agrupados inicialmente por Sial (1976a) em uma suíte basáltica alcalina terciária. Esses magmatismos receberam a nomenclatura de Magmatismo Macau (Sial, 1976a) ou Magmatismo Cenozoico, conforme proposto por Souza et al. (2007). São diques, plugs e pequenos derrames distribuídos em um alinhamento N-S na porção central do Rio Grande do Norte e da Paraíba.

No que se refere ao alvo do presente estudo – Corpo Serra Preta e adjacências –, apesar de ter sido posicionado junto ao Magmatismo Macau pela literatura, dados mais recentes de datação mostram diferenças de idade significativas entre os corpos básicos agrupados nessa unidade. Nesse sentido, julga-se adequado abordá-lo aqui como Magmatismo Miocênico segundo Souza et al. (2007).

3.2.1 Magmatismo Rio-Ceará Mirim

A atividade magmática ocorrida no Cretáceo Inferior em função da fragmentação do Supercontinente Gondwana está representada, no âmbito da Província Borborema, pelos enxames de diques essencialmente toleíticos do Magmatismo Rio Ceará-Mirim. Distribuídos por uma área de 12.500 km², os diques são resultado da colocação linear em diferentes sets de

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um pequeno volume de magma toleítico e estão relacionados ao estágio de rifteamento da crosta no Cretáceo e consequente formação do Oceano Atlântico Equatorial (Bellieni et al., 1992).

Figura 4 – Compilação de dados geocronológicos referentes as atividades ígneas intracontinentais no

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Os enxames de diques estão dispostos, principalmente, no estado do Rio Grande do Norte, formando um trend de direção este-oeste. No estado do Ceará, onde ocorrem em menor proporção, essa orientação muda progressivamente para a direção nordeste-sudoeste. No que se refere aos aspectos texturais, Bellieni et al. (1992) os descrevem como de textura fina a média; com variação nos corpos mais espessos desde afírica à moderadamente porfirítica. A associação mineral mais comum é composta por plagioclásio, augita e pigeonita com Ti-magnetita, ilmenita, apatita, titanita e zircão associados; ocorrem, ainda, cristais muito finos e alterados de olivina, exceto nos raros corpos alcalinos onde aparece em tamanho médio. Nos diagramas de classificação geoquímica, a maioria das rochas dessa unidade são referidas como subalcalinas e correlatas a andesi-basaltos, latiandesitos e latibasaltos (Zanettin, 1984); ao passo que, no diagrama AFM os diques marcam entre as suítes alcalinas e toleíticas do Havaí (Bellieni et al., 1992).

Estudos de paleomagnetismo e datações K/Ar apresentadas por Bellieni et al. (1992) indicaram idades referentes ao Jurássico Médio (175-160 Ma) e ao Cretáceo Inferior (140-134 Ma). Já Araújo et al. (2001) obtiveram idades platô 40_Ar/39_{Ar de 136 ± 4 Ma, 127 ± 1,3 Ma e} 110,7 ± 1,3 Ma em diques de diabásio em João Câmara, Açu e Lajes/RN. Pelo mesmo método, Souza et al. (2003) fornece uma idade platô de 132,2 ± 1 Ma para uma amostra ao sul de Pedro Avelino/RN. De acordo com Hollanda et al. (2006) e Ngonge et al. (2016), a gênese desse magmatismo está relacionada à fusão de um manto litosférico enriquecido, resultado da formação de uma anomalia térmica duradoura provavelmente relacionada a plumas mantélicas – Pluma de Santa Helena – ou células convectivas geradas por descontinuidades na litosfera.

3.2.2 Magmatismo Serra do Cuó

O magmatismo ocorrido no Cretáceo Superior é mencionado em Mizusaki et al. (2002) como representante da separação efetiva das crostas continentais sul-americana e africana. Intrusivo na interface entre a Bacia Potiguar e o complexo gnáissico-migmatítico do embasamento, o Magmatismo Serra do Cuó é descrito em Souza et al. (2003) como rochas essencialmente basálticas de granulometria fina a média. A textura microporfirítica é caracterizada por fenocristais de olivina comumente serpentinizados, envoltos por matriz microcristalina com magnetita, grãos de augita e ripas de plagioclásio.

Em relação à geocronologia, foi inicialmente datado por K-Ar em 80 Ma por Sial et al. (1981). Em dados mais recentes, Araújo et al. (2001) interpretam como melhor estimativa uma idade integrada 40_Ar/39_{Ar de 98,3 ± 0,8 Ma, com média ponderada compatível em 99 ± 2 Ma; o}

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que posiciona esse evento temporalmente muito próximo ao magmatismo encontrado na Bacia de Pernambuco. Já Mizusaki et al. (2002) sugerem pico K-Ar em 90 Ma, parcialmente reiterado em Souza et al. (2003), que mediu ápices de temperatura condizentes com 93,1 ± 0,8 Ma para o evento.

3.2.3 Magmatismo Macau ou Magmatismo Cenozoico

As rochas alcalinas referidas na literatura como Formação Macau (Mayer, 1974) ou ainda Alinhamento Macau-Queimadas (Almeida, 1988) fazem parte da unidade magmática mais recente ocorrida no domínio da Província Borborema. Esse magmatismo, que remonta à era Cenozoica, é representado por pequenos corpos dispersos que ocorrem sob forma de plugs, necks, diques e derrames por vezes intensamente intemperizados com alinhamento norte-sul de aproximadamente 350 km de extensão (Sial, 1976a).

Sial (1976a) descreve a unidade como composta predominantemente por olivina basaltos, basanitos e ankaratritos, localmente com subsaturação em sílica marcada pela presença de nefelina. São texturalmente muito finos a microporfiríticos, podendo apresentar xenocristais de olivina e piroxênios, estruturas de fluxo magmático e xenólitos ultramáficos. Sial (1976b), a partir da investigação de nódulos espinélio-lherzolíticos e harzbugíticos, sugere magma parental álcali-basáltico formado a partir da fusão do manto em profundidade de 64 km e pressão de 20 kbar; gerando basanitos e ankaratritos na forma de necks e plugs por fracionamento. Durante o processo de fusão parcial, o fluido foi modificado e resultou em derrames e diques de olivina basaltos – o que indica uma possível relação entre a geometria dos corpos e o litotipo associado.

Apesar de agrupados em uma única unidade pela literatura clássica, dados radiométricos mais recentes apontam diferentes idades para as ocorrências do Magmatismo Macau. Souza et al. (2007), com base em resultados 40Ar/39Ar, mostram eventos vulcânicos estatisticamente distintos datados entre 50-7 Ma; o que pode representar diferentes pulsos magmáticos ao longo desse período. Para além de dados de datação, diagramas litogeoquímicos e de química mineral permitem subdividir a unidade em dois grupos distintos: i) suíte subalcalina, com olivina + hiperstênio ou quartzo + hiperstênio normativos e; ii) suíte alcalina, com olivina + nefelina normativa (Souza et al., 2007). Nesse sentido, o termo Magmatismo/Formação Macau seria melhor aplicado para definir derrames subalcalinos (toleíticos de baixo potássio) de 25-22 Ma ocorridos no município homônimo; ao passo que os demais corpos, outrora inseridos no mesmo contexto genérico, não fariam parte dessa unidade. No caso do magmatismo estudado por esse

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trabalho, dados 40Ar/39Ar em rocha total apontaram idade de 14,1 ± 0,7 Ma, que remete a época miocênica (Souza et al., 2007). Assim, com base na diferença etária e na afinidade geoquímica alcalina, essas rochas são aqui abordadas como provenientes de um magmatismo miocênico.

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4 GEOLOGIA E CARTOGRAFIA DO CORPO SERRA PRETA (PEDRO AVELINO/RN)

A caracterização das unidades da área de estudo, assim como a metodologia de elaboração do mapa geológico é discutida neste capítulo. Foram utilizados dados da literatura, estudo de produtos de sensores remotos, relações de campo e descrição petrográfica de cinquenta e cinco lâminas delgadas.

4.1 Processamento digital e análise de produtos de sensores remotos

A construção da base cartográfica apoiou-se principalmente na interpretação de imagens remotamente geradas, sendo esta uma prática comum nas geociências. Amaro (1998), por exemplo, mostra a eficiência desse recurso ao descrever estratégias aplicadas ao mapeamento de estruturas complexas da Província Borborema. Na área de estudo, em consonância, o uso do processamento digital foi importante ferramenta para o realce de contatos geológicos, padrões lineares e formas de relevo. Os dados originais fazem parte do acervo digital gratuito da International Union of Geological Sciences (USGS).

Um dos produtos utilizados consiste em um conjunto de imagens de uma mesma cena capturadas em diferentes faixas do espectro eletromagnético – por esse motivo nomeadas multiespectrais. Foram obtidas pelo Sensor OLI do Satélite Landsat 8, o oitavo da sequência de missões espaciais do Programa Landsat, lançado em 2013 pela National Aeronautics and Space Administration (NASA). Para o processamento, utilizou-se o software ER Mapper 7.1® na geração de composições coloridas em RGB, RGBI e IHS; com resultado ilustrado na Figura 5. Devido à diferença litológica entre intrusões e encaixantes, obteve-se forte contraste tonal com manipulações simplificadas, a exemplo do arranjo das bandas 7, 5, 2 e 8 nos canais RGBI, respectivamente. Foram acrescidas correções de histograma e aplicação de filtragem direcional passa-alta, este último para realce de respostas de alta frequência – como limites geológicos. Nesta composição, as rochas intrusivas são destaque em cores avermelhadas/arroxeadas, ao passo que a bacia encaixante aparece em relevo arrasado em tons de verde.

As técnicas empregadas permitiram a melhor visualização da geometria do corpo, com importância fundamental na elaboração do mapa geológico da área de estudo (Figura 6). Foram definidas com base na melhor resposta visual (assinatura espectral) obtida pelos alvos, tendo como referência estratégias pontuadas na bibliografia em Amaro (1998).

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4.2 Arcabouço litoestratigráfico, petrografia e texturas

O Corpo Serra Preta, datado em 14,1 ± 0,7 Ma por 40Ar/39Ar em rocha total (Souza et al., 2007), ocorre intrusivo no domínio da Bacia Potiguar; tendo como encaixantes as Formações Açu e Jandaíra afetadas por metamorfismo térmico na região de contato (Vital et

Figura 5 – Processamento digital de imagens multiespectrais do Satélite Landsat 8. Composições

coloridas feitas através do Software ER Mapper®. Em (a), arranjo em R7G5B2I8. Em (b), arranjo em I7H5S2. Em (c), arranjo em I6H5S3.

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al., 2014). Esse arranjo litoestratigráfico é ilustrado na Figura 6 e a descrição das rochas hospedeiras e das intrusões básicas apresentada nos tópicos que se seguem.

A Formação Açu (Figura 7) teve origem em ambiente continental por sistemas fluviais entrelaçados e meandrantes e dispõe-se na área de estudo como uma faixa de orientação aproximadamente este-oeste. Depositada sobre o embasamento cristalino em discordância e recoberta pela Formação Jandaíra, é formada por arenitos e arenitos conglomeráticos quartzo-feldspáticos – por vezes intercalados com níveis pelíticos – de coloração esbranquiçada a avermelhada. Os constituintes do arcabouço são, em geral, subangulosos a arredondados, com baixo grau de esfericidade e moderadamente selecionados. O cimento tem composição variável, podendo ocorrer de natureza silicosa ou carbonática.

Esta unidade aparece comumente em afloramentos arrasados e lajedos, apresentando macroestruturas típicas de sistemas fluviais como estratificações cruzadas tabulares e acanaladas (Figura 8). Ocorrem, ainda, feições pós-diagenéticas do tipo bandas de deformação e sets de fraturas. A Formação Açu foi afetada por, ao menos, dois eventos magmáticos durante

Figura 7 – Formação Açu. Afloramento do tipo lajedo localizado à leste do Corpo Serra Preta. Arenito

quartzo-feldspático com acamamento levemente basculado e estratificações cruzadas acanaladas. Cabo do martelo indica o norte.

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a evolução tectonossedimentar da Bacia Potiguar, o que resultou na geração de auréolas de contato a exemplo da descrita neste trabalho.

A Formação Jandaíra (Figura 9) dispõe-se sobre a Formação Açu, mergulhando suavemente no sentido da linha de costa, a norte. Aparece na área de estudo como uma faixa este-oeste composta por carbonatos microfossilíferos de sistema marinho raso; em geral sob forma de lajedos ou blocos maciços. Nos calcários, de coloração bege acinzentada e granulometria fina, foram observadas estruturas tabulares sindeposicionais e feições como geodos, birds eyes, gretas de contração e padrões de fraturamento preenchidos ou não por calcita. Nas regiões de contato com corpos básicos, a Formação Jandaíra apresenta recristalização estática dos carbonatos, além de feições típicas da percolação de fluidos hidrotermais – melhor descritos no Capítulo V.

Figura 8 – Formação Açu, à leste do Corpo Serra Preta. Em (a) e (b) afloramentos em corte de arenito

quartzo-feldspático com estratificações cruzadas. Ponta metálica do martelo indica o topo da camada.

Figura 9 – Formação Jandaíra, à leste do Corpo Serra Preta. Em (a) e (b), detalhe de pequeno lajedo de

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No que se refere às rochas intrusivas, são do tipo vulcânicas a hipoabissais de afinidade alcalina, dispostas de forma alongada semelhante à de um Y invertido. O eixo maior, orientado norte-noroeste, paraleliza-se a lineamentos regionais interpretados como falhas transcorrentes dextrais; ao passo que os eixos menores (nordeste) são associados a fraturas de segunda ordem. Apresentam-se em relevo positivo em relação à planície da bacia, com cristas contínuas e delgadas formadas por blocos desmoronados (Figuras 10 e 11).

Figura 10 – Corpo Serra Preta. Visão geral a partir do topo da borda sudoeste. Na linha do horizonte, à

esquerda, silhueta do edifício vulcânico Pico do Cabugi (Magmatismo Macau).

A norte e a oeste do Corpo Serra Preta, dispõem-se corpos circulares/elípticos de menor expressão e mesma litologia que, assim como o Serra Preta, preservam localmente afloramentos in situ e resquícios de disjunções colunares e estruturas de fluxo (Figura 12). Quanto à mineralogia e texturas dessas rochas, em amostras de mão, observam-se xenocristais e xenólitos de olivina e ultramáficas em meio a matriz muito fina com agulhas de plagioclásio. Já no âmbito petrográfico, foram diferenciadas três fácies de acordo com características comuns, nomeadas (i) vulcânica microporfirítica, (ii) vulcânica afírica e (iii) hipoabissal.

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Figura 11 – Corpo Serra Preta. Em (a) e (b), mostra-se o aspecto geral em planta dos blocos

desmoronados distais em relação ao centro da fratura-conduto sudoeste. Em (c), início da subida da borda sudoeste. Em (d), visão geral de parte da área de desmoronamento de blocos na borda sudoeste. Notar cor marrom escura do solo resultante do intemperismo do basalto e o aumento da granulometria dos fragmentos conforme se aproximam do centro do dique.

Figura 12 – Plug satélite à oeste do Corpo Serra Preta. Em (a) fragmento de disjunção colunar. Em (b) estrutura de fluxo marcada pelo alinhamento de fenocristais e xenocristais de olivina intemperizados.

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4.2.1 Fácies Vulcânica Microporfirítica

As rochas classificadas como Vulcânicas Microporfiríticas (Figura 13) foram distinguidas principalmente em função da textura e correspondem à variação mais representativa da geologia do Corpo Serra Preta. Apresentam xenocristais e fenocristais (20%) em meio a matriz (80%) cripto a microcristalina, constituída por plagioclásio e clinopiroxênio em ripas, minerais opacos e vidro intersticial – por vezes orientados segundo direção de fluxo.

A mineralogia dos fenocristais é composta pelos minerais olivina, clinopiroxênio e raro plagioclásio. A olivina (85%) é do tipo forsterita, identificada pela cor branca com ausência de pleocroísmo, alto ângulo ótico e padrões de faturamento típicos. Ocorre tanto como fenocristais finos (<1mm), euédricos e com feições de engolfamento, como em xenocristais grossos (5mm), com bordas alteradas e corroídas. Estes últimos apresentam extinção ondulante, provavelmente provocada pelo choque de grãos durante a movimentação do fluido magmático. O clinopiroxênio (15%) é augita, com extinção oblíqua em trinta graus, birrefringência moderada e cor natural acastanhada. Quando cristalizado em amígdalas, tende a apresentar tom verde pálido, com cristais bem formados que crescem da borda para o centro.

Para além da textura microporfirítica, é comum a presença de amígdalas e venulações. As amígdalas (<1mm) são arredondadas e preenchidas por clinopiroxênio, zeólitas, carbonatos, agulhas de apatita e feldspatoides. Nas venulações, além da mineralogia já citada, foi identificada biotita vermelha, sugerindo líquido residual hidratado rico em álcalis, silício e alumínio. Uma feição incomum observada nessas rochas refere-se a presença de um xenólito de, aproximadamente, 5 cm de comprimento descrito como de rocha ultrmáfica bandada (Figura 14). A caracterização petrográfica não foi conclusiva quanto à natureza do principal mineral constituinte, contudo é sugestivo serem cristais muito estirados de clinopiroxênio. De acordo com a classificação de Streckeisen (1976) para rochas vulcânicas, a litologia dessa fácies foi descrita como olivina basaltos.

4.2.2 Fácies Vulcânica Afírica

As rochas vulcânicas de textura maciça que não apresentavam fenocristais e/ou xenocristais foram agrupadas nesta fácies, sendo minoria em relação às demais amostras. A matriz escura é do tipo criptocristalina, não sendo possível identificar os minerais constituintes; por esse motivo classificadas como basaltos maciços (Streckeisen, 1976).

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PRANCHA I – FÁCIES VULCÂNICA MICROPORFIRÍTICA

Figura 13 – Fácies Vulcânica Microporfirítica. Em (a) e (b), aspecto geral de fenocristais e xenocristais

(seta vermelha) de olivina em meio a matriz cripto a microcristalina. Em (c) e (d), textura glomeroporfirítica composta por cristais de olivina em aglomerados. Em (e) e (f) cristais alongados de plagioclásio e clinopiroxênio orientados de acordo com fluxo magmático, indicado por setas em vermelho.

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4.2.3 Fácies Hipoabissal

A Fácies Hipoabissal (Figuras 15 e 16) foi diferenciada em função da maior granulometria de seus minerais constituintes. São rochas hipoabissais máficas, mesocráticas e predominantemente holocristalinas; formadas por clinopiroxênio, feldspatoide, olivina, plagioclásio, apatita e minerais opacos.

O clinopiroxênio aparece zonado em tons de rosa, com núcleo de augita progredindo à titanaugita, forma subédrica e hábito tabular. Ao cruzar os nicois, mostram maclas simples e extinção em ampulheta. O feldspatoide é do tipo nefelina, identificado pela extinção reta, figura de interferência uniaxial negativa, cor natural branca, baixa birrefringência e hábito tabular alongado em seções subédricas. A olivina é forsterita, ocorrendo em seções incolores não pleocroicas e com alterações alaranjadas e esverdeadas ao longo de traços de fratura. O plagioclásio é do tipo labradorita (cerca de 50% de anortita) e preenche os espaços intergranulares sob forma de ripas alongadas, quase sempre com geminação polissintética. Por vezes, esses cristais formam aglomerados com crescimento fibrorradial em textura esferulítica. A apatita ocorre em quantidade traço, com cristais muito finos e euédricos. Os minerais opacos aparecem associados a olivina e clinopiroxênio – as vezes como produto de alteração – em seções subédricas a euédricas.

Figura 14 – Corpo Serra Preta. Aspectos de campo e petrográficos de xenólito de rocha ultramáfica

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PRANCHA II – FÁCIES HIPOABISSAL

No que se refere a textura, há o predomínio de granulometria média, com a maioria dos cristais medindo entre 1mm e 2mm. As relações de contato entre os grãos sugerem cristalização dos principais minerais iniciando com clinopiroxênio e olivina, seguidos por nefelina e, por

Figura 15 – Fácies Hipoabissal. Em (a) e (b), aspecto geral de diabásio muito fino. Em (c) e (d), aspecto

geral de diabásio fino a médio. Em (e) e (f), textura glomeroporfirítica formada por cristais de titanaugita e olivina em aglomerados.

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fim, plagioclásio nos espaços intersticiais. Foram classificadas como nefelina diabásios segundo o diagrama de Streckeisen (1976) para rochas gabroicas.

PRANCHA III – FÁCIES HIPOABISSAL

Figura 16 – Fácies Hipoabissal. Em (a) e (b) tinaugita apresentando extinção em ampulheta (seta

vermelha) e macla simples (à esquerda). Em (c) e (d), megacristal de nefelina (seta vermelha). Em (e) e (f) textura esferulítica formada por aglomerados fibrorradiais de plagioclásio.

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5 DEFORMAÇÃO FRÁGIL E EFEITO TERMAL

Os aspectos estruturais e metamórficos abordados nesse capítulo remetem à deformação frágil ocorrida na área de estudo e ao efeito térmico ocasionado pelas intrusões nas encaixantes. São discussões baseadas na revisão da bibliografia, na análise de imagens orbitais e na integração de dados de campo com microscopia de luz transmitida.

5.1 Descrição das estruturas frágeis

Paiva (2004), ao estudar edifícios vulcânicos na região de Lajes e Pedro Avelino, menciona grandes lineamentos frágeis de orientação norte-noroeste concordantes ao Corpo Serra Preta. A correlação entre essas estruturas e a colocação de magmas no domínio da Bacia Potiguar é corroborada por diferentes autores e pode ser visualizada em produtos de sensores remotos, onde nota-se forte alinhamento de corpos ígneos nessa direção. Em consonância, falhas e fraturas observadas em campo confirmam a existência de uma direção preferencial de estruturas frágeis, definindo um trend frágil na área.

Uma das estratégias empregadas na interpretação de estruturas corresponde ao uso de imagens de radar com aplicação de técnicas de pseudo-iluminação e filtragens, na tentativa de realçar lineamentos e outras feições no terreno. Os produtos são do tipo SRTM, obtidos por missão espacial da NASA em 2000 e disponíveis em versões originais no acervo digital gratuito da International Union of Geological Sciences (USGS). Foram processados com o auxílio do software ArcGIS 10.5® para criação de modelos de sombreamento do terreno. Em função do posicionamento do corpo em relevo positivo com relação à bacia, as imagens obtidas como resultado possibilitaram a melhor visualização de seu contorno. Na Figura 17, nota-se a geometria da intrusão sob forma de cristas contínuas e delgadas, não visualizadas em composições coloridas e fotografias aéreas.

O contexto tectônico que se assemelha ao observado na região do Serra Preta remete a presença de transcorrências conectadas por estruturas do tipo pull-apart. Em escala continental, este arranjo está relacionado à formação de bacias de mesmo nome (bacias de pull-apart); com abertura controlada pela movimentação de grandes falhas. No cenário ora relatado, ele é marcado por estruturas de menor porte, com magmatismo básico associado na forma de diques e plugs.

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Figura 17 – Lineamentos interpretados com base no processamento de modelos digitais de elevação do

tipo SRTM. Em (a), as cores mais claras indicam níveis maiores de altitude, ao passo que as cores mais escuras indicam áreas arrasadas. Em (b), esboço esquemático sobre as estruturas observadas.

O registro dessa tectônica aparece principalmente na Formação Açu (encaixante sedimentar) e no complexo gnáissico-migmatítico do embasamento. Nos arenitos, em especial nas bordas leste e oeste do Serra Preta, foram observadas falhas subverticais secas ou preenchidas por material detrítico cominuído, sem aparente critério cinemático (Figura 18). Também são encontrados sets de fraturas em pares conjugados e bandas de deformação (Figura 18); estas últimas sem padrão evidente. No âmbito do embasamento, à sul da área, o fabric dúctil pré-cambriano NE é reativado por fraturas pós-orogênicas e/ou truncado por planos mais recentes (Figura 19) (Jardim de Sá, 2000).

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Nesse contexto, as estruturas observadas em campo corroboram a atuação de um regime frágil na área, estando associado à intrusão no mioceno de pequenos volumes de magma na porção sul da Bacia Potiguar. Essa interpretação é condizente com dados da literatura que descrevem, ao menos, quatro eventos tectônicos frágeis pós-Orogênese Brasiliana (discutidos no Capítulo VI). Assim, é sugestivo que a colocação do Serra Preta e corpos ígneos contemporâneos tenha aproveitado zonas de fraqueza geradas por ajustes tectônicos intraplaca; representados por falhas transcorrentes aparentemente dextrógiras. Para este arranjo, os eixos de tensões são posicionados como compressão aproximadamente norte-sul (σ1) e distensão este-oeste (σ3); cinemática que permitiu também a acomodação do corpo Bugre, plug satélite à norte, em estrutura do tipo pull-apart. Essa dinâmica é ilustrada na Figura 20, que propõe um modelo tectono-estrutural para justificar a disposição dos corpos ígneos na área de interesse.

Figura 18 – Registro de tectônica frágil na Formação Açu, Bacia Potiguar. Em (a) e (b) afloramentos à

oeste do Corpo Serra Preta apresentando fraturas preenchidas por material cominuído nas direções noroeste e nordeste. Em (c), banda de deformação no centro da imagem. Em (d), afloramento à leste do Corpo Serra Preta com padrões de fraturamento noroeste. Ponta metálica do martelo indica o norte.

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Figura 19 – Embasamento cristalino à sul da área de estudo, unidade Complexo Caicó. Em (a),

leucognaisse com fraturamento conjugado norte-nordeste e este-oeste. Em (b), leucognaisse bandado com fraturas norte-noroeste. Ponta metálica do martelo indica o norte.

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5.2 Efeito termal em encaixantes da Bacia Potiguar

O termo pirometamorfismo foi inicialmente utilizado por Brauns em 1912 para descrever alterações em zonas de contato entre magmas intrusivos e rochas hospedeiras. Para esse autor, o fenômeno está estritamente relacionado à presença de vidro, assumindo a necessidade de temperaturas suficientemente altas para induzir fusão na rocha. Desde então, diversos trabalhos discutiram o efeito causado pelo calor ao atingir corpos mais frios, sendo Grapes (2011) um dos mais recentes autores a abordar o tema. Para ele, pirometamorfismo é simplesmente o metamorfismo que ocorre a baixas pressões e altas temperaturas; o que permite inferir um cenário de contraste térmico ocorrido em profundidades relativamente rasas.

Na região de Pedro Avelino, a atividade ígnea atuante no mioceno resultou na colocação de volumes máficos/intermediários que afetaram encaixantes sedimentares no sul da Bacia Potiguar. São enfoque desse trabalho os Corpos Serra Preta e Bugre, descritos como vulcânicas e hipoabissais básicas associadas à geração de auréolas termais nas Formações Açu e Jandaíra. Por tratarem-se de unidades siliciclásticas e carbonáticas, embora muitos termos sejam utilizados para classificar rochas termalmente afetadas, destacam-se aqui aqueles destinados a litologias originalmente sedimentares transformadas total ou parcialmente.

Os buchitos são rochas de protólitos pelíticos-psamíticos submetidos a condições de altas temperaturas (900º-1100ºC) e baixas pressões (até 0,5-1,0 kbar) (Grapes, 2011), descritos inicialmente pelo mineralogista alemão Baron Christian von Buch, no Século XVIII. Na área de estudo, identificam-se fragmentos desse litotipo nas adjacências do Corpo Serra Preta; interpretados como resultado da influência térmica nos arenitos da Formação Açu. Já na Formação Jandaíra, uma vez composta por carbonatos fossilíferos, as intrusões provocaram recristalização estática dos calcários.

Dados coletados durante o mapeamento geológico, contudo, sugerem não ser possível delimitar com precisão a auréola térmica ora descrita. Aponta-se como fatores limitantes i) a dificuldade de acesso devido a vegetação nativa densa e ii) a ação do intemperismo, que desagregou e remobilizou fragmentos basálticos sobre os contatos. Nesse sentido, a formação de zonas afetadas pelo calor é confirmada, embora o alcance do metamorfismo possa ter sido naturalmente mascarado. Nesse quadro, os tópicos a seguir descrevem a petrografia das rochas associadas, no intuito de caracterizar as mudanças texturais e mineralógicas provocadas pelo influxo de calor.

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5.2.1 Modificações na Formação Açu

A Formação Açu, de idade albiana-cenomaniana, depositou-se em sistemas fluviais meandrantes e entrelaçados após o rifte continental que fragmentou o Gondwana. É constituída por fácies siliciclásticas de diferentes frações granulométricas; sendo arenitos e siltitos aquelas aflorantes na área-alvo. São descritas macroscopicamente como rochas quartzo-feldspáticas com cimento predominantemente silicoso e/ou ferruginoso; apresentando-se em campo com estruturas como estratificações cruzadas, sets de fraturas e bandas de deformação.

A influência térmica sobre essa litologia tem dados iniciais atribuídos a Paiva (2004), Sousa (2009) e Santos (2011), autores que descreveram auréolas metamórficas adjacentes a corpos básicos. Esses trabalhos, com base em dados de campo, petrográficos, petroquímicos e petrofísicos, apontaram o aparecimento de tridimita, sanidina, mullita, clinoenstatita e material vítreo; sugerindo condições de temperatura entre 840º e 1150°C com pressão inferior a 0,5 kbar. Essas características são classificadas por Grapes (2011) como da fácies sanidinito, campo que contempla rochas submetidas a metamorfismo térmico em auréolas de contato. Neste trabalho, através de estudos por microscopia de luz transmitida, foram descritas lâminas da Formação Açu encaixantes do Corpo Serra Preta; nas quais notam-se diferentes estágios de alteração (Figura 21).

As rochas pouco afetadas têm arcabouço formado por quartzo (90%), feldspato alcalino (9%) e minerais opacos (1%). O grãos de quartzo são mono e policristalinos, subangulosos a subarredondados, com baixa esfericidade e extinção ondulante; pobremente selecionados nas frações areia fina até areia grossa (2-5mm). O feldspato alcalino ocorre pontualmente, identificado principalmente pela presença de geminação tartan. Os contatos entre os grãos são do tipo flutuante (comum), pontuais e retos, com consequente empacotamento frouxo. Apresentam cimento composto por sílica neoformada sob forma de microgrânulos e fibras radiadas (calcedônia); além de massas ferruginosas oxidadas nas bordas dos grãos. A porosidade é do tipo intergranular (rara) e, a permeabilidade, ausente. Foram classificados originalmente como quartzo-arenitos e arenitos subarcoseanos (Folk, 1968), com feições de recristalização da matriz por efeito térmico.

Naquelas afetadas em maior grau, os arenitos mostram o efeito do “cozimento” de minerais que apresentam plasticidade, como parte dos feldspatos e micas da matriz. Observa-se, agora, além da neoformação de quartzo poligonal e calcedônia fibrosa, a presença de vidro intersticial – o que sugere uma fase fluida rapidamente resfriada como matriz vítrea criptocristalina. Os grãos do arcabouço aparecem intensamente fraturados e com

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empacotamento mais apertado, notado por contatos longos (comum) e micas dobradas em quantidade traço. Em consonância com os dados da bibliografia, o conjunto foi descrito como buchito – seguindo a classificação de Grapes (2011) para rochas pirometamórficas.

5.2.2 Modificações na Formação Jandaíra

A Formação Jandaíra (turoniano-campaniano) corresponde à única sequência carbonática depositada sobre a Formação Açu. É caracterizada como de sistema marinho raso, tendo como litologia principal calcários esbranquiçados com vasto conteúdo microfossilífero. A influência térmica sobre essas rochas é mencionada em Terra et al. (2016); que descrevem auréolas metamórficas em carbonatos adjacentes a corpos básicos. Esses trabalhos, com base em análises de Microssonda Eletrônica e Difração de Raios-X, apontam metamorfismo com percolação de fluidos que resultou na cristalização de lizardita e espinélio – nas rochas afetadas

Figura 21 – Fotomicrografias da Formação Açu apresentando modificações na mineralogia e na textura

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em menor grau – e espurrita, espinélio e forsterita – nos calcários pirometamórficos. Os referidos autores sugerem, ainda, condições de pressão e temperatura máxima como de, aproximadamente, 0,5-1,0 kbar e 1050-1200°C.

No presente trabalho, foram estudadas amostras em diferentes estágios de alteração (Figura 22) a partir de microscopia de luz transmitida. Os calcários pouco afetados foram identificados por preservarem seu conteúdo microfossilífero e classificados como wackestones e packstones, de acordo com Dunham (1962). São caracterizados pela presença de bioclastos (miliolídeos, gastrópodes, equinodermas, bivalves), peloides finos (<1 mm) e avançado processo de micritização. O cimento é calcítico e ocorre como franjas – primeira geração – e cristais equantes – segunda geração. Os contatos entre os constituintes do arcabouço são pontuais e retos, não havendo quebra de grãos ou outros indícios de compactação mecânica. Observaram-se feições do tipo birds eyes e não ocorre porosidade, salvo a presença de geodos.

Figura 22 – Fotomicrografias da Formação Jandaíra apresentando modificações na mineralogia e na

textura de rochas carbonáticas afetadas por efeito térmico em sequência de intensidade do metamorfismo.

Jás rochas afetadas têm protólitos descritos como calcários e calcários dolomíticos devido, principalmente, ao observado nas amostras preservadas. São formadas inteiramente por mosaicos equantes de dolomita zonada e calcita, sem apresentar feições de origem sedimentar e/ou diagenéticas; logo classificadas como calcários recristalizados.

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As lâminas ora descritas foram organizadas em sequência de acordo com a intensidade do metamorfismo como ilustra a Figura 22, que reúne estágios iniciais e avançados de modificação por efeito térmico. Destacam-se as mudanças texturais relacionadas ao aporte de calor, resultantes da recristalização estática e dolomitização de carbonatos mais próximos às intrusões. É sugerida, também, em consonância com as interpretações apresentadas em Terra et al. (2016), a influência da percolação de fluidos hidrotermais transportando elementos das rochas de contato para as encaixantes; contexto observado em lâmina delgada com base, por exemplo, na presença de dolomitas zonadas características de ambientes em zonas de falhas na presença de fluidos.