Estudo geocronológico das mineralizações sulfetatas de Fe-Cu em Skarns da região de Itatuba(PB), terreno alto Moxotó, províncía Borborema

Universidade Federal de Pernambuco

Centro de Tecnologia e Geociências

Programa de Pós-graduação em Geociências

D

ISSERTAÇÃO DE

M

ESTRADO

ESTUDO GEOCRONOLÓGICO DAS MINERALIZAÇÕES

SULFETADAS DE Fe-Cu EM SKARNS DA REGIÃO DE ITATUBA (PB),

TERRENO ALTO MOXOTÓ, PROVÍNCIA BORBOREMA.

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Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação

em Geociências da UFPE, como parte dos requisitos para

obtenção do Título de Mestre em Geociências.

Orientadores:

Prof. João Adauto de Souza Neto, Dr.Sc. Prof. Dr. Edilton José dos Santos

Catalogação na fonte

Bibliotecária Valdicéa Alves, CRB-4 / 1260

N534e Anastácio, Emerson Marcello Ferreira.

Estudo geocronológico das mineralizações sulfetatas de Fe-Cu em Skarns da região de Itatuba(PB), terreno

alto Moxotó, províncía Borborema / Emerson Marcello Ferreira Anastácio - Recife: O Autor, 2013.

128 folhas, il. tabs.

Orientador: Profº. João Adauto de Souza Neto

Co-Orientador: Profº. Edilton José dos Santos

Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Pernambuco. CTG. Programa de Pós-Graduação em

Geociências, 2013.

Inclui Referências e Anexos.

1. Geociências. 2. Mineralização fe-Cu. 3. Skams. 4. Geocronologia Re-Os. 5.Sulfetos. 6. Itatuba.

I.Souza Neto, João Adauto. (Orientador). II. Santos, Edilton José dos (Co-Orientador). III. Título.

UFPE

“We find no vestige of a beginning, no prospect of an end…”

— Theory of Earth (Hutton, J. 1788)

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Aprovada:

___________________________________________ João Adauto de Souza Neto – Orientador

18 de Julho de 2013

___________________________________________ Edilton José dos Santos – Co-orientador

18 de Julho de 2013

___________________________________________ César Ulisses Vieira Veríssimo – Examinador externo 18 de Julho de 2013

___________________________________________ Gorki Mariano – Membro Suplente

APRESENTAÇÃO

O presente documento corresponde à dissertação de Mestrado de EMERSON MARCELLO FERREIRA ANASTÁCIO, vinculado ao Programa de Pós-Graduação em Geociências do Centro de Tecnologia e Geociências da UFPE, intitulado Estudo Geocronológico das mineralizações sulfetadas em Fe-Cu em Skarns da região de Itatuba - PB.

A área de estudo abriga importantes ocorrências minerais de Fe-Ti em rochas pertencentes a uma série basalto-toleiítica com afinidades de MORB e englobam lentes de corpos máficos, mais restritamente ultramáficos, especialmente anfibolitos com ou sem granada, metabasitos e hornblenditos. Também ocorrem skarns com mineralizações sulfetadas de Fe-Cu, com potencial mineral interessante, como já constatado por outros autores.

Os skarns mostram-se afetados por um evento hidrotermal tardio, responsável pela formação da associação quartzo-epidoto-sulfetos disposta em estruturas do tipo brechada e stockwork. O hidrotermalismo pode ter gerado mineralizações importantes (e.g. Fe, Cu, Au), como ocorre em outros skarns da Província Borborema.

O objetivo deste trabalho é realizar os estudos geocronológicos das duas principais ocorrências de skarns mineralizados em Fe-Cu descobertas área de estudo, em trabalhos prévios dos orientadores desse projeto de dissertação, a partir de análises isotópicas de Re-Os em sulfetos, principalmente pirita (Py) e calcopirita (Ccp) das fases mineralizadas em Fe-Cu, como tentativa de se elucidar de modo mais realístico o modelo genético do tipo de mineralização estudada, no contexto temporal. Vale salientar que este trabalho se contextualiza no projeto ESTUDO GEOCRONOLÓGICO DE MINERALIZAÇÕES METASSOMÁTICAS NO DOMÍNIO CENTRAL DA PROVÍNCIA BORBOREMA (Edital MCT/CNPq N. 014/2008 – Universal, Proc. n°: 477.189/2008-3), coordenado pelo orientador deste trabalho.

AGRADECIMENTOS

Este é o espaço reservado para agradecer as pessoas que, direta ou indiretamente, contribuíram para a realização deste trabalho. Aos familiares e amigos (geólogos e não-geólogos), pelos artigos, teses, dissertações, cervejas, orações, ensaios, shows de hardcore, calabresa-com-fritas, partidas de pôquer e banhos de mar.

Em primeiro lugar, agradeço à minha amada família. Minha mãe Fátima, pelo carinho, incentivo e exemplos de vida e de luta, sem os quais eu com certeza não teria conseguido. Meus irmãos Thiago, Eloisa, Pedro e Júnior, por todos os “aperreios” e dores de cabeça, compensados com muito amor e companheirismo. Minha tia Socorro por todo apoio, dedicação, café da manhã, almoço e jantar. Minha amada avó, Maria das Dores, pelas conversas e sábios conselhos, invariavelmente oportunos. Minha tia Ana Cláudia e os primos José Luiz e Felipe.

A minha amiga, companheira e namorada, Alice, por todo amor, apoio, carinho, compreensão e, acima de tudo, paciência com o cara extremamente chato, grosso, sonâmbulo e irritante no qual me tornei durante a elaboração desse trabalho.

Aos meus orientadores João Adauto e Edilton Santos, pela amizade, sinceridade, confiança, dedicação, compreensão, apoio e pela presença em minha formação profissional e pessoal desde a época de graduação.

Aos professores César Veríssimo, Gorki Mariano e Hartmut Beurlen que gentil e pacientemente aceitaram participar desta banca.

Aos amigos Girlaine, Douglas, Alexandre e Jônatas pelo imenso auxílio em campo e em laboratório; Lucilene, Lucas e Gilzenia pelas revisões no texto; Alex Almeida, pelos mapas; Erik Cavalcanti, pelas aulas de Word e conversas científicas; Sônia Agostinho pela sala, pelo computador, pelas lupas, pelas conversas animadas e sorrisos francos; ao professor Maurício Rangel, por toda compreensão e injeção de ânimo nos últimos meses de curso.

A Natália, César, Cristiane, Elo, Gorki, Igor Bandim, Jadson, Janice, Natan, Rafael, Rosa Lima, Thaís Guimarães. André Oliveira, Ewerton Cunha, Gustavo de Lira, Hugo Eduardo, Paulo Neto, Mauro Mendonça e Sérgio Costa.

A Augusto Clemente, Evelina Sá, Marcos A. Carvalho, Ludmila Martins, Maria Lúcia, Raurium Bacalhau, Albert Mente e Robson Xavier, pelo prazeroso convívio nos últimos dois anos.

Por fim, e não menos importante, ao amigo de todas as horas, a força que, por conta da sua inestimável grandeza, não permite que eu a compreenda por completo. Uma mão desconhecida que me guia, dá força, ânimo e coragem pra seguir em frente.

Dedico este trabalho à minha família e meus amigos.

A todos que já se foram e aos que ainda estão por vir.

Em especial a Maria das Dores Ferreira e Zulmira Torres Ximenes (in memorian).

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO ... 24

1.1 OBJETIVOS GERAIS ... 24

1.2 OBJETIVOS ESPECíFICOS ... 24

1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO ... 24

2 ASPECTOS FISIOGRÁFICOS ... 25

2.1 MEIOS FÍSICO E BIÓTICO ... 25

3 ASPECTOS GEOLÓGICOS REGIONAIS – PROVÍNCIA BORBOREMA ... 27

3.1 SUBPROVÍNCIA (OU DOMÍNIO) DA ZONA TRANSVERSAL (DZT) ... 30

3.1.1 O Terreno Alto Moxotó (TAM) ... 30

4 ASPECTOS GEOLÓGICOS LOCAIS ... 34

4.1 ROCHAS DO EMBASAMENTO ... 34

4.2 ROCHAS METAMÁFICAS-ULTRAMÁFICAS ... 35

4.3 ROCHAS INTRUSIVAS TARDIAS ... 37

4.3.1 Rochas metacarbonáticas ... 37

4.3.2 Rochas graníticas-granodioríticas associadas ... 42

4.4 GRANITO BRASILIANO (SERRA VELHA) ... 43

5 PETROGRAFIA MICROSCÓPICA ... 44

5.1 ROCHAS METACARBONÁTICAS ... 44

5.2 ROCHAS METASSOMÁTICAS (SKARNS) ... 45

6 DADOS ISOTÓPICOS E LITOGEOQUÍMICOS ... 48

6.1 ROCHAS METACARBONÁTICAS ... 48

6.1.1 Dados Isotópicos de Sr, C e O ... 48

6.1.2 Dados litogeoquímicos ... 51

6.2 SKARNS ... 53

6.2.1 Dados litogeoquímicos ... 53

7 OCORRÊNCIAS DE Fe-Cu EM SKARNS ... 62

8 MATERIAIS E MÉTODOS ... 71

8.1 AMOSTRAGEM ... 71

8.1.1 Campo ... 71

8.2 ESTADO DA ARTE DO SISTEMA ISOTÓPICO Re-Os ... 74

8.2.1 Terminologia ... 76

8.2.2 Geoquímica do Sistema Re-Os ... 77

8.2.3 Avanços analíticos ... 78

8.3 SINOPSE DOS PRINCIPAIS ESTUDOS GEOCRONOLÓGICOS VIA MÉTODO Re-Os ... 80

8.3.1 Aplicação do método Re-Os no estudo de mineralizações sulfetadas ... 80

8.3.2 Aplicação do método Re-Os para estudos em mineralizações de Au ... 86

9 RESULTADOS E DISCUSSÃO ... 93

9.1 Valores limite para as idades No contexto da área de eSTUDO ... 94

9.2 TRATAMENTO DOS DADOS... 95

9.2.1 Método da Isócrona ... 95

9.2.2 Comparação com as curvas características do Manto e Condrito ... 99

9.2.3 Cálculo de idade em amostras individuais ... 101

9.3 CONSIDERAÇÕES SOBRE AS IDADES CALCULADAS ... 102

10 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ... 105

11 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 108

LISTA DE FIGURAS

Figura 1 – Localização geográfica da área estudada, incluindo as vias de acesso. O retângulo hachurado representa a área de estudo. ... 25 Figura 2 – Mapa da hidrografia do município de Itatuba (PB). As direções dos cursos d’água coincidem em grande parte com a estruturação (falhas e fraturas) da área. Fonte: Beltrão et al. (2005). ... 26 Figura 3 – Descrição inicial do arcabouço da Região de Dobramentos Nordeste, atual Província Borborema, segundo Brito Neves (1975). ... 27 Figura 4 – A Província Borborema segundo Neves et al. (2006). ... 28 Figura 5 – Reconstrução do Oeste-Gondwana, modificada de Santos et al. (2008). ... 28 Figura 6 – Compartimentação tectônica da Província Borborema. Modificado de Santos et al (2000). ... 29 Figura 7 – Mapa esquemático do Domínio da Zona Transversal, Província Borborema, modificado de Brito Neves et al. (2005) e Medeiros (2004). ... 30 Figura 8 – Esboço geológico geotectônico regional do Terreno Alto Moxotó, modificado de Brito Neves et al. (2001). ... 31 Figura 9 – Mapa geológico simplificado do Terreno Alto Moxotó, modificado de Santos et al. (2003), indicando a distribuição dos Complexos Sertânia e Floresta. ... 32 Figura 10 – Mapa geológico da região de Itatuba (PB), modificado de Santos et al. (2013a). ... 34 Figura 11 – Diagrama QAP de classificação modal (Streckeisen, 1976) para as rochas graníticas a granodioríticas da região de Fagundes-Itatuba, modificado de Carmona (2006). ... 43 Figura 12 – Valores de δ18_{O versus δ}13

C para os mármores de Itatuba. Notar que muitas amostras apresentam valores δ13_{C maiores que 4‰. Fonte: Carmona (2006). ... 49} Figura 13 – Diagrama δ18_{O vs. δ}13

C mostrando os valores isotópicos obtidos para as lentes de rochas metacarbonáticas da região de Fagundes-Itatuba, modificado de Carmona, 2006). São apresentados os campos composicionais para carbonatos de origem marinha e sedimentar (1 e 2) segundo dados apresentado por Bowman (1998) e ígnea (3) segundo Taylor et al. (1967). ... 50 Figura 14 – Diagrama com valores de δ13C versus 87Sr/86Sr sugerindo a mistura de dois ou mais componentes: um radiogênico com baixo δ13_{C e outro menos radiogênico com alto δ}13

C, interpretados como próximo ao carbonato primário. Fonte: Santos et al. (2013b). ... 50

Figura 15 – Diagrama de distribuição de ETR normalizados para condrito (Boynton, 1984) das rochas metacarbonáticas da região de Itatuba. (B) Spidergramas para os elementos incompatíveis normalizados para condrito (Thompson, 1982) das rochas metacarbonáticas da região de Itatuba. Em ambos estão projetados: em vermelho (1) a média dos carbonatitos (Nelson et al. 1988); em azul (2) a média dos valores de Folhelhos Pós-Arqueanos da Austrália (PAAS; Taylor & McLennan, 1985) e em verde (3) a média dos valores da Composição Norte Americana de Folhelhos (NASC, Gromet et al. 1984). Fonte: Modificado de Santos et al (2013b). ... 51 Figura 16 – (A) Diagrama com dados de ETR dos skarns de Itatuba normalizados para o condrito de Boynton (1984). (B) Spidergrama com dados de elementos incompatíveis dos skarns de Itatuba, normalizados para o condrito de Thompson (1982). Em ambos os diagramas, as curvas (1), (2) e (3) correspondem, respectivamente, aos valores máximos, médios e mínimos dos dados de ETR e elementos incompatíveis que constam nos principais estudos relacionados à litogeoquímica de skarns ao redor do mundo (Whitney & Olmsted, 1998; Baker & Hellingwerf, 1988; Giuliani et al. 1987; Zhao & Jiang, 2007; Franchini et al. 2000; Newberry, 1998; Gemmell et al. 1992; Xiaoyong et al. 2007). Os valores mínimos, não representados no diagrama, de K e Ti são, respectivamente 2,50 x 10-5 e 1,61 x 10-6 ppm... 55

Figura 17 – (A) Diagrama com dados de ETR dos skarns de Itatuba normalizados para o condrito de Boynton (1984). (B) Spidergrama com dados de elementos incompatíveis dos skarns de Itatuba, normalizados para o condrito de Thompson (1982). Em ambos os diagramas, as curvas (1), (2) e (3) correspondem, respectivamente, aos valores máximos, médios e mínimos dos dados de ETR e elementos incompatíveis das rochas metamáficas da área de estudo. ... 56 Figura 18 – (A) Diagrama com dados de ETR dos skarns de Itatuba normalizados para o condrito de Boynton (1984). (B) Spidergrama com dados de elementos incompatíveis dos skarns de Itatuba, normalizados para o condrito de Thompson (1982). Em ambos os diagramas, as curvas (1), (2) e (3) correspondem, respectivamente, aos valores máximos, médios e mínimos dos dados de ETR e elementos incompatíveis das rochas metanortositoides da área de estudo. ... 57 Figura 19 – (A) Diagrama com dados de ETR dos skarns de Itatuba normalizados para os valores dos Sedimentos Australianos Pós-Arqueanos (PAAS) (Taylor & McLennan, 1985). (B) Spidergrama com dados de elementos incompatíveis dos skarns de Itatuba, normalizados para os valores dos Sedimentos Australianos Pós-Arqueanos (PAAS) (Taylor & McLennan, 1985). As curvas (1), (2) e (3) correspondem, respectivamente, aos valores máximos, médios e mínimos dos dados de ETR e elementos incompatíveis das rochas metacarbonáticas da área de estudo. ... 58 Figura 20 – (A) Diagrama com dados de ETR dos skarns de Itatuba normalizados para o condrito de Boynton (1984). (B) Spidergrama com dados de elementos incompatíveis dos skarns de Itatuba, normalizados para o condrito de Thompson (1982). Em ambos os diagramas, as curvas (1), (2) e (3)

correspondem, respectivamente, aos valores máximos, médios e mínimos dos dados de ETR e elementos incompatíveis das rochas metasienograníticas e metagranodioríticas da área de estudo. 61 Figura 21 (esquerda) – Estágios evolutivos de depósitos de skarn com plutons associados (modificado de Meinert, 1983). Figura 22 (direita) – Tipos de formação de skarns, modificado de Meinert (1983), onde: 1 = Arenito; 2 = Basalto; 3 = Calcário; 4 = Calcário síltico; 5 = Folhelho; 6 = Folhelho calcário; 7 = Greenstone; 8 = Hornfels; 9 = Hornfels cálcio-silicático; 10 = Mármore; 11 = Mármore cálcico; 12 = Quartzito; 13 = Wo-mármore. ... 63 Figura 23 – Croqui esquemático do afloramento CC-11, com indicação dos locais de coleta de amostras de calcopirita, onde é evidente a atuação de um evento hidrotermal tardio afetando os diversos litotipos da região. (A) Detalhe da região do afloramento onde foram coletadas amostras para datação, mostrando uma brecha hidrotermal fragmentando hornblenda-gabros (B) e englobando fragmentos das mesmas. (C) Rocha metafélsica apresentando fraturas preenchidas por material hidrotermal ou proveniente da fusão das metamáficas-ultramáficas, no qual estão inclusos fragmentos menores da rocha félsica. Croqui digitalizado a partir dos desenhos originais de J. A. Souza Neto. .. 65 Figura 24 – Modelo esquemático dos estágios (de 1 a 5) de evolução para os skarns de Fagundes-Itatuba, indicando os respectivos intervalos de temperatura indicados por Carmona (2006). ... 70 Figura 25 – (A) Processo de preparação de amostras e (B) Etapas principais do processo de análises para determinação geocronológica, modificados de Carneiro et al. (2005). ... 73 Figura 26 – Desintegração beta, que consiste na emissão, pelo núcleo, de um elétron de alta velocidade, um de seus nêutrons se transforma em um próton e o número atômico aumenta de um. (Modificado de Eicher & McAlester (1980). ... 74 Figura 27 – Percentagens isotópicas de Rênio (azul) e Ósmio (verde). As percentagens isotópicas para o Os são variáveis como massas 186 e 187, por decaimento radioativo do (*) 190Pt (λ = 1,54 x 10 -12

y-1) e (**) 187Re (λ = 1,666 x 10-11 y-1), respectivamente. Fonte: Shirey e Walker (1998). ... 74 Figura 28 – Diagrama esquemático da evolução dos componentes da crosta e do manto para um evento de fusão no tempo T, modificado de Shirey e Walker (1998). A razão 187Os/188Os = 0,1296 (Meisel et al. 2001) é a composição isotópica, nos dias de hoje, da convecção de um manto superior fértil. Em (1), a baixa razão Re/Os retarda a produção de 187Os, ao passo que em (2) a alta razão Re/Os aumenta a produção de 187Os. ... 75

Figura 29 – Comparação entre as precisões analíticas usando RIMS e N-TIMS. Fonte: Völkening et al. (1991). ... 79 Figura 30 – Isócrona 187

Re-187Os baseada em sete anáilises de molibdenitas de depósitos de W(Mo) hospedados em veios de quartzo na região de Okiep, oeste de Namaqualand, África do Sul. As

análises representam cinco amostras de quatro depósitos de W(Mo) diferentes, que estão geograficamente separados por mais de 15 km. A idade modelo de 1019 ± 6 Ma, com isócrona Re-Os (0,55%, 2σ), calculada pelo isoplot/Ex versão 2.00 (Ludwig, 1999), representa o momento da mineralização em W(Mo). O intercepto 187Os, como esperado para molibdenitas, é essencialmente zero (-0,8 ± 0,9). Fonte: Raith & Stein (2000). ... 80 Figura 31 – Isócrona Re-Os de piritas do depósito de Bayan Obo, África. Todas as incertezas estão no nível 2σ. ... 81 Figura 32 – Mapa geológico da Província Mineral de Carajás nordeste. Fonte: Marschik et al. (2005). ... 82 Figura 33 – Diagramas isotópicos de correlação pai-filho para as amostras de sulfetos do depósito de Kipushi: (a) dados de Rb-Sr de quatro resíduos de esfalerita (pontos pretos), um de resíduos de bornita (quadrado preto), e lixiviados (círculos abertos e quadrado aberto); (b) dados Re-Os de duas amostras de bornita e duas de renierita. Ajuste da isócrona foi calculado usando o Isoplot 3 de Ludwig (2003), λ87

Rb = 1,42x10-11 anos-1 e λ187Re = 1,666x10-11 anos-1. Fonte: Schneider et al. (2007). ... 83 Figura 34 – Diagrama Pb-Pb mostrando todos os sulfetos analisados para Rb-Sr e Re-Os (círculos cheios) por Schneider et al. (2007) e dados da literatura para a galena de Kipushi (círculos abertos). Curva de crescimento S & K mostrado representa a trajetória da evolução crustal média (Stacey & Kramers, 1975). Fonte: Schneider et al. (2007). ... 84 Figura 35 – Traço da isócrona Re-Os para amostras de molibdenita do depósito de Mo-pórfiro de Aolunhua, segmento sul das montanhas Da Hinggan, China. A incerteza na idade modelo inclui a incerteza (1,02%) da constante de decaimento (λ) e do nível de confiança (95%). A incerteza do conteúdo de Re e Os inclui erros na pesagem da amostra e diluente, erro na calibração de diluente, erro de fracionamento e correção de medida de massa do espectro e erro de medição da razão isotópica da amostra (espera do teste). Fonte: Qingdong et al (2010). ... 85 Figura 36 – Isócrona Re-Os do veio de quartzo depósito de Mo-pórfiro de Yangchang, segmento sul das montanhas Da Hinggan. Fonte: Qingdong et al (2010) ... 85 Figura 37 – Geologia simplificada da Península de Baie Verte (Newfoundland, escala 1:1.000.000, after Wardle, 2005) e áreas adjacentes, mostrando a localização dos depósitos de ouro incluindo produtores atuais e antigos e prospecções menores. Fonte: Kerr & Selby (2012). ... 87 Figura 38 – Idades Modelo Re-Os, mostrando incertezas 2σ e soluções. (a) Depósito de Stog’er Tight. (b) Depóstio de Pine Cove. Note que há uma diferença significativa na escala vertical entre a e b. Fonte: Kerr & Selby (2012). ... 88

Figura 39 – Isócrona das idades 187

Re-187Os (pai e filho), mostrando incertezas 2σ e soluções para (a) Depósito Stog'er Tight e (b) Depósito Pine Cove. Fonte: Kerr & Selby (2012). ... 89 Figura 40 – Gráfico de correlação espaço-tempo no contexto de determinações idade U-Pb a partir de unidades locais na Península de Baie Verte e as idades obtidas por vários métodos para depósitos de ouro em Newfoundland e Nova Scotia. Referências para as fontes de dados: (1) Cawood & Dunning (1993), (2) Skulski et al. (2009, 2010), (3) Chandler et al. (1987), (4) Ritcey et al. (1995), (5) Sangster et al. (2008), (6) Kerr & van Breemen (2007), (7) Ramezani et al. (2002), (8) Morelli et al. (2005), (9) McNicoll et al. 2006 e (10) Kerr & Selby (2012). Fonte: Kerr & Selby (2012). ... 90 Figura 41 – Isócrona Re-Os para amostras do WSG. Em todas as isócronas, os erros são representados por cruzes ou são menores do que os símbolos utilizados. Os erros foram determinados usando o maior de cada erro de contagem de 2σ (2SD√n) ou variando o espaço em branco entre os valores medidos de 1-2 pg. Todas as isócronas foram calculadas utilizando o Isoplot (Ludwig, 1999). Fonte: Kirk et al. (2002). ... 91 Figura 42 – Concentrações de Re versus Os em ouro (Au) e pirita (Py) de Kirk et al. (2002) e Kirk et al. (2001). Fonte: Kirk et al. (2002), onde VR = Vaal Reef; SR = Steyn Reef; VCR = Ventersdorp Contact Reef e WA = Western Areas Gold Plant. ... 92 Figura 43 – Diagrama 187Re-187Os, calculado pelo isoplot/Ex v. 2.00 (Ludwig, 1999), baseado em quatro análises de calcopiritas da fase sulfetada tardia em skarns desenvolvidos sobre protólito metamáfico-ultramáfico (Afloramento CC-11) em Itatuba – PB, onde não foi observado uma tendência linear. ... 96 Figura 44 – Diagrama 187

Re-187Os calculado pelo isoplot/Ex v. 2.00 (Ludwig, 1999), baseado em três análises (YK-566-1, YK-566-3 e YK-566-4) de calcopiritas da fase sulfetada tardia em skarns desenvolvidos sobre protólito metamáfico-ultramáfico (Afloramento CC-11) em Itatuba – PB, onde não foi observado uma tendência linear. ... 97 Figura 45 – Diagrama 187

Re-187Os calculado pelo isoplot/Ex v. 2.00 (Ludwig, 1999), baseado em duas análises (YK-566-1 e YK-566-4) de calcopiritas da fase sulfetada tardia em skarns desenvolvidos sobre protólito metamáfico-ultramáfico (Afloramento CC-11) em Itatuba - PB. É observada uma tendência linear, porém negativa. ... 98 Figura 46 – Diagrama 187

Re-187Os calculado pelo isoplot/Ex v. 2.00 (Ludwig, 1999), baseado em duas análises (YK-566-3 e YK-566-4) de calcopiritas da fase sulfetada tardia em skarns desenvolvidos sobre protólito metamáfico-ultramáfico (Afloramento CC-11) em Itatuba - PB. É observado trend linear, positivo, com razão 187Os/188Os inicial de -0,1 ± 1,0. Entretanto, os valores de idade estejam fora da realidade geocronológica para materiais terrestres. ... 99

Figura 47 – Razões 187Os/188Os iniciais das dezesseis amostras analisadas por Puls (2003), em comparação com razões 187Os/188Os de Walker et al. (2002). A linha sólida preta representa a projeção do Manto Superior Primitivo (MSP), que prevê um valor 187Os/188Os atual de 0,1296 ± 0,0008 (Meisel et al. 2001). A linha rósea indica a projeção para o condrito. Amostras com dados questionáveis não são mostradas no diagrama. Fonte: Modificado de Puls (2003). ... 100 Figura 48 – Valores de Re e Os (ppb) das calcopiritas analisadas em Itatuba – PB. Fonte: adaptado de Kirk et al. (2002). Ver Figura 42. ... 101 Figura 49 – Diagramas U-Pb SHRIMP em zircão do ortognaisse sienogranítico hospedeiro (Tipo Salvador), mostrando as idades dos núcleos e bordas do zircão. Fonte: Santos et al. (2013a). ... 103 Figura 50 – Diagramas U–Pb SHRIMP em zircão do ortognaisse sienogranítico hospedeiro (Tipo Salvador), mostrando as idades das bordas do zircão. Fonte: Santos et al. (2013a). ... 104 Figura 51 – Evolução do Nd no ortognaisse Salvador (CC-297), nos ortognaisses leucotonalíticos (CC-13) e nos granitos relacionados à transcorrência (CC-282), modificado de Santos et al. (2013a). ... 104

LISTA DE FOTOGRAFIAS

Fotografia 1 – (A) Detalhe da sequência de ortognaisses bandados de composição tonalítica-diorítica de rochas metaplutônicas da unidade equivalente do Complexo Floresta (Afloramento CC-202). (B) Sequência de supracrustais (biotita granada gnaisses com mobilizados leucocráticos incipientes) da unidade equivalente do Complexo Sertânia (Afloramento CC-28). Fonte: Carmona (2006). ... 35 Fotografia 2 – (A) Feições de campo do Afloramento CC-21, onde ocorre o Ortognaisse Salvador (biotita-augen gnaisse porfirítico foliado, com granulação média a grossa, composição granítica-granodiorítica, coloração cinzenta a rósea) cortado por diques graníticos finos tardios. (B) Ortognaisse Salvador exibindo feições de interdigitação (commingling) de fácies mais máficas e mais félsicas (Afloramento CC-21; Carmona (2006). ... 35 Fotografia 3 – (A) Intrusão de hornblenda gabro maciço (Afloramento CC-53). (B) Amostra de mão (Afloramento C-53). (C) Aspecto geral do Piroxênio Gabro. (D) Detalhe de rocha de afinidade anortosítica (hornblenda-anortosito) da Unidade III, com foliação tênue, exibindo faixas escuras incipientes de horblenda (Afloramento CC-13). Este afloramento ocorre na zona norte da área, próximo à Fazenda Paulino (área com ocorrência de mineralizações de Fe-Ti), onde está associado a uma série de pequenos corpos máficos intrusivos no embasamento. Fonte: Carmona (2006). ... 36 Fotografia 4 – (A) Rocha metacarbonática da sub-unidade de granulação fina, com textura gnaissóide ou bandada, em ortognaisse regional encaixante. (Afloramento CC-11). (B) Rocha metacarbonática de textura maciça da sub-unidade de granulação fina, exibindo a foliação Sn (Afloramento CC-308). Fonte: Carmona (2006). ... 38 Fotografia 5 – (A) Fragmentos de rocha metagranítica distribuídos dentro do fácies granular da suíte metacarbonática. (B) Detalhe do Afloramento CC-298, onde um bloco de brecha metacarbonática engloba fragmentos de uma banda de rocha metamáfica (anfibolítica) dobrada, seccionada, fragmentada e rotacionada. Fonte: Carmona (2006). ... 38 Fotografia 6 – (A) Rocha metacarbonática (CC-293) de granulação fina com aparência de processos de fluxo magmático (textura assemelhando-se a afanítica ou pseudosubvulcânica de Heinrich, 1966), mostrando uma superfície S dobrada por uma fase tectônica subsequente. (B) Metacarbonatito fino com intercalação de rocha metaígnea félsica (Afloramento CC-303) Fonte: Carmona (2006). ... 39 Fotografia 7 – (A) Dobras recumbentes em pacote alternado de rochas metacarbonáticas (Afloramento CC-293), semelhante à textura tectonizada de Heinrich (1966). (B) Rocha metacarbonática apresentando níveis silicosos dobrados (Afloramento CC298). Fonte: Carmona (2006). ... 39 Fotografia 8 – (A) Detalhe dos contatos irregulares e caráter penetrativo das rochas metacarbonáticas (RMC) ao longo de fraturas nas rochas metasienograníticas (RMF) e metagabróicas (RMM)

(Afloramento LU-61). Fonte: Souza Neto et al. (2011). (B) Detalhe de hornfels no Afloramento CC-298 (Foto de L. C. M. Carmona). ... 39 Fotografia 9 – (A) Afloramento CC-11, no qual ocorre brecha hidrotermal (skarn) contendo fragmentos de rocha com actinolita, epidoto e quartzo em contato com porção maciça de rocha metamáfica e apresentando intensa silificação tardia. (B) Detalhe da brecha hidrotermal (skarn) com calcita hidrotermal (estrutura fluidal) invadindo intensamente a rocha metamáfica metassomatizada. Observam-se fragmentos angulosos de actinolita, epidoto e quartzo. Fonte: Carmona (2006). ... 41 Fotografia 10 – Bloco de rocha metacarbonática da sub-unidade de granulação média a grossa, exibindo textura brechosa em contato com skarn (textura de substituição) composto por diopsídio, hornblenda, calcita e epidoto, de tonalidade verde a cinza claro, à esquerda da fotografia. Afloramento CC-269. Fonte: Mendes (2009). ... 41 Fotografia 11 – (A) Afloramento LU- 31, no qual se observa um bloco de skarn parcialmente alterado, que não permite a identificação do protólito. (B) Níveis de quartzo enfumaçado e hialino com cristais bem formados de granada recristalizada. (Afloramento LU-89). Fonte: Mendes (2009). ... 42 Fotografia 12 – (A) Detalhe do afloramento da Serra Velha, mostrando a textura média a grossa, com minerais como anfibólio, biotita e quartzo, além de cristais de feldspato alcalino com granulometria maior que a matriz (Afloramento MA-91). (B) Seção delgada mostrando os fenocristais de ortoclásio (Or), além de quartzo (Qz), biotita (Bt) e hornblenda (Hbl), como a assembléia mineral principal (Lâmina MA-91A). Nicóis cruzados. Fonte: Anastácio (2011). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 44 Fotografia 13 – Material utilizado para a preparação de amostras em laboratório: (A) mortar de ágata, (B) jogo de peneiras e (C) Lupa Binocular modelo Leica EZ4D. ... 72

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS

Fotomicrografia 1 – (A) Cr-espinélio (Hercinita; Hc) e olivina (Ol) na matriz calcítica das rochas metacarbonáticas. Nicóis cruzados. (B) Cancrinita (Ccn) na matriz calcítica das rochas metacarbonáticas. Nicóis cruzados (Amostra LU-52). Fonte: Mendes (2009). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 45 Fotomicrografia 2 – (A) Escapolita (Scp), titanita (Ttn) e plagioclásio (Pl) na matriz calcítica das rochas metacarbonáticas. Nicóis cruzados (Amostra CC-11). Fonte: Carmona (2006). (B) Ti-Clinohumita (Chu) na matriz calcítica das rochas metacarbonáticas. Nicóis cruzados (Amostra LU-52). Fonte: Mendes (2009). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 45 Fotomicrografia 3 – (A) Minerais opacos (Opq) como inclusões ou associados a plagioclásio (Pl) neoformado, englobando cristais de clinopiroxênio (Cpx) em uma amostra de skarn inserida em rochas metacarbonáticas, com alto teor de sulfetos (pirita e pirrotita) Amostra CC-293IB, objetiva 2,5X. (B) Cristais de granada (Grt) associados a minerais opacos (Opq; sulfetos) em uma matriz de anfibólio, epidoto, diopsídio e plagioclásio. Amostra CC-276B com objetiva de 2,5X. Fonte: Carmona (2006). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 46 Fotomicrografia 4 – Cristais de especularita (Spec) alongados, aciculares, associados com cristais subarredondados de granada (Grt) formando a matriz com cristais xenoblásticos e alongados de quartzo (Qz). Amostra CC-277. Fonte: Carmona (2006). Abreviações dos nomes de minerais, exceto para a especularita, segundo Whitney & Evans (2010). ... 47 Fotomicrografia 5 – (A) Cristais de magnetita (Mag) intensamente martitizadas, exibindo bordas de hematita (Hem) supérgena. As magnetitas com bordas de hematita (Hem) ocupam espaços intergranulares da rocha hospedeira (Sk). Amostra CC-75B, microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. (B) Resíduos de magnetita (Mag) resultantes da alteração à hematita (Hem) supérgena (martitização intensa). A magnetita, hematita e a melnicovita (Mpy) preenchem espaços intergranulares na rocha hospedeira (Sk). Também ocorrem microveios de hematita que cortam parte da rocha hospedeira (zona superior direita da fotomicrografia). Amostra CC-58, microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. Fonte: Carmona (2006). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 66 Fotomicrografia 6 – (A) Película de melnicovita (Mpy) colomórfica e porosa ocupando espaços intergranulares do skarn. Amostra CC-58, microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. (B) Magnetita (Mag), hematita (Hem) e melnicovita (Mpy) constituindo microveios e disseminações em porções do skarn (Sk). Ocorre uma película de melnicovita (Mpy) colomórfica e porosa ocupando espaços intergranulares do skarn (Sk) na porção direita da fotomicrografia. Amostra CC-58, microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. Fonte: Carmona (2006). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 67

Fotomicrografia 7 – (A) Grãos xenomórficos de calcopirita (Ccp) que exibem débil alteração intempérica. Dentro do skarn (sk) a calcopirita é encontrada em contato e substituindo parcialmente à pirita (py) hipógena. Há pequenos cristais de melnicovita (Mpy) junto à pirita e cristais de calcopirita disseminados no skarn. Amostra CC-293IA. Microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. (B) Grãos anédricos de pirita (py) e calcopirita (Ccp) substituídos parcialmente pela melnicovita (Mpy), esta exibe texturas colomórfica, porosa e “olho de pássaro”. Os três sulfetos juntos ocupam espaços intergranulares do skarn (sk) e substituíram parte desta rocha. Amostra CC-293IA. Microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. Fonte: Carmona (2006). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 67 Fotomicrografia 8 – (A) Cristais e agregados de pirita (Py) hipógena, de formas xenomórficas, em contacto com a melnicovita (Mpy), encontram-se disseminados irregularmente no skarn (Sk). Observamos também calcopirita (Ccp) como inclusões anédricas na pirita e disseminações isoladas de calcopirita no skarn. Amostra CC-293IA, microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. (B) Disseminação da calcopirita (Ccp) relativamente grossa no quartzo (Qz) hidrotermal que invadiu e substituiu parte do skarn (epidoto, actinolita e outros). O skarn não ocorre na fotomicrografia. Amostra CC-11Q5/5, microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. Fonte: Carmona (2006). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 68 Fotomicrografia 9 – Disseminação da calcopirita (Ccp) grossa em alguns setores do skarn (Sk). Amostra CC-11Q5/5, microscopia de luz refletida, nicóis paralelos. Fonte: Carmona (2006). Abreviações dos nomes de minerais segundo Whitney & Evans (2010). ... 69

LISTA DE TABELAS

Tabela 1 – Síntese das principais características dos complexos/suítes do Terreno Alto Moxotó. ... 32 Tabela 2 – Composição mineralógica vs estágios de formação dos skarns. (Souza Neto et al. 2007). ... 48 Tabela 3 – Dados de elementos maiores e traços (incluindo ETR) dos skarns da região de Itatuba. Fonte: Carmona (2006). ... 53 Tabela 4 – Estabelecimento da possível evolução para os skarns da região de Fagundes-Itatuba, modificado de Carmona (2006). ... 69 Tabela 5 – Conteúdo de Re em molibdenitas de alguns depósitos de Mo-pórfiro, Modificado de Qingdong et al. (2010). ... 86 Tabela 6 – Dados obtidos das amostras de calcopirita datadas pelo método Re-Os. ... 94 Tabela 7 – Resumo dos dados geocronológicos da área de Itatuba. Fonte: Santos et al. (2013a). .... 95 Tabela 8 – Valores médios de 187Os/188Os inicial para o Manto Superior Primitivo e para condrito, entre 500 e 550 Ma. As idades foram calculadas considerando os valores de 187Os/188Os inicial de 0,12243 (*) e 0,12491 (**). ... 101 Tabela 9 – Tabela com as idades calculadas individualmente para as amostras YK-566-1, YK-566-2, YK-566-3 e YK-566-4. Foi utilizado O valor de λ = 1.666 x 10-11 anos -1 (Smoliar et al. 1996; Ludwig, 2003). ... 102

RESUMO

A área investigada situa-se entre Fagundes e Itatuba (PB), geologicamente inserida no Terreno Alto Moxotó (TAM), Subprovíncia Transversal (DZT), Província Borborema, Nordeste do Brasil. Localmente ocorre um conjunto de corpos tabulares, lenticulares e sub-elípticos, de uma suíte de rochas graníticas e metamáfico-ultramáficas com lentes de rochas metacarbonáticas associadas, além de skarns, encaixados em um embasamento gnáissico-migmatítico (Complexo Floresta). Lentes de rochas metamáficas-ultramáficas, pertencentes a uma série basalto-toleiítica com afinidades de MORB, hospedam importantes ocorrências de Fe-Ti. Os skarns abrigam uma associação de quartzo-epidoto-sulfetos (Fe-Cu), disposta em estruturas do tipo brechada e stockwork, formadas por hidrotermalismo tardio que pode ter gerado mineralizações com potencial interessante, (e.g. Fe, Cu, Au), como já constatado em outros skarns da Província Borborema. Visando elucidar de modo mais realístico o modelo genético da mineralização estudada, no contexto temporal do hidrotermalismo, foi realizado o estudo geocronológico da principal ocorrência de skarns mineralizados em Fe-Cu, utilizando-se o par isotópico Re-Os em calcopirita (sulfeto dominante na paragênese do minério estudado). Embora o erro nas análises das razões isotópicas entre Re e Os ter sido aceitável (< 1 %), as amostras de calcopirita analisadas registraram concentrações extremamente baixas de Re (7 a 20 ppb) e Os (6 a 98 ppb), que ocasionaram uma tendência não-linear no diagrama concórdia, não permitindo um cálculo preciso da idade. Assim, após várias tentativas de geração de idades interpretáveis diante do contexto geológico local, este cálculo foi feito individualmente para as quatro frações analisadas, sendo que as que forneceram dados plausíveis no contexto geológico da área retornaram idades entre 0,52 Ga (amostra YK-566-1) e 2,05 Ga (YK-566-4). Enquanto a idade obtida pela amostra YK-566-1 pode representar o momento da precipitação dos sulfetos na área, associado ao hidrotermalismo tardio, durante o Estágio 3 Cambriano (~520 Ma), a amostra YK-566-4 (2,05 Ga) provavelmente possui informações isotópicas herdadas do episódio juvenil mais antigo relatado até o momento (2308 ± 22,5 Ma) ou de seu metamorfismo posterior em 2,012 Ga. Embora os métodos utilizados não tenham permitido considerações e conclusões mais consistentes, face ao contexto geológico da área estudada como conhecido até o momento, os dados de Carmona (2006) combinados com os de Santos et al. (2013a), bem como os gerados neste trabalho, permitem, de fato, traçar uma evolução aceitável, onde a granitogênese neoproterozoica provavelmente seria a responsável pelo hidrotermalismo da área (~547 Ma), embora a mineralização primária de Fe-Cu provavelmente seja orosiniana (2,050-1,800 Ga).

Palavras-chave

ABSTRACT

The study area is located between Fagundes and Itatuba (PB), geologically inserted in Alto Moxotó Terrain(TAM), Transversal Subprovince (DZT), Borborema Province, northeastern Brazil. Locally there is a set of tabular, sub-elliptical and lenticular bodies, a of granitic and metamafic-ultramafic rocks suite, with metacarbonate lenses attached, also skarns, embedded in a migmatitic-gneissic basement (Floresta Complex). Metamafic-ultramafic rocks lenses, belonging to a basalt-toleiitic series with MORB affinity, host important occurrences of Fe-Ti. The skarns contains an association of quartz-epidote-sulfides (Fe-Cu), arranged in breccia and stockwork structures, formed by later hydrothermal mineralization that may have generated potentially interesting (e.g. Fe, Cu, Au), as found in other skarns Borborema Province. In order to elucidate, more realistically, the genetic model of studied mineralization, in the context of the hydrothermal time, was conducted the geochronological study of main occurrence of Fe-Cu mineralized skarns, using the Re-Os isotopic system in chalcopyrite (dominant sulfide in paragenesis of studied ore). Although the error in the analysis of isotope ratios between Re and Os was acceptable (<1%), analyzed chalcopyrite amostras reported extremely low concentrations of Re (7 to 20 ppb) and Os (6-98 ppb), which caused a non-linear trend in the concord diagram, not allowing a precise calculation of age. Thus, after several attempts to generate interpretable ages before the local geological context, this calculation was done separately for the four fractions analyzed, and the data they provided plausible geological context of the area gave ages between 0.52 Ga (sample YK-566-1) and 2.05 Ga (sample YK-566-4). While age obtained by amostra YK-566-1 may represent the time of precipitation of sulfides in the area associated with the late hydrothermal event during Precambrian stage 3 (520 Ma), the amostra YK-566-4 (2.5 Ga) probably have preserved isotopic information of oldest juvenile episode (2308 ± 22.5 Ma) reported until now, or yours subsequent metamorphism in 2.012 Ga. Although the methods used have not allowed more consistent considerations and conclusions, in relation to the geological context of the study area, so far as known, Carmona (2006) data combined with Santos et al. (2013th) data, as well as those generated in this work, allow, in fact, draw an acceptable evolution, where Neoproterozoic granite genesis would probably be responsible for the hydrothermalism of the area (~ 547 Ma), although the primary Cu-Fe mineralization have a probably orosinian age (2.050 to 1.800 Ga).

Keywords

1 INTRODUÇÃO

1.1 OBJETIVOS GERAIS

Dentro do contexto do ESTUDO GEOCRONOLÓGICO DE MINERALIZAÇÕES METASSOMÁTICAS NO DOMÍNIO CENTRAL DA PROVÍNCIA BORBOREMA, projeto principal da equipe de pesquisa da qual participa o mestrando, o subprojeto que norteou a elaboração desta dissertação tem como objetivo elucidar, de modo mais realístico, o modelo genético do tipo de mineralização estudada, no contexto temporal, através da interpretação de diagramas geocronológicos para tratamento dos dados método Re-Os.

1.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS

O objetivo específico se resume em realizar o estudo geocronológico, por meio de análises Re-Os em sulfetos das fases mineralizadas em Fe-Cu (tardias nos skarns), da principal ocorrência de skarns mineralizados em Fe-Cu, descoberta na região de Itatuba (PB) em trabalhos prévios dos orientadores.

Cristais de pirita e a calcopirita da fase sulfetada tardia, coletadas no afloramento CC-11 (Carmona, 2006) foram testadas, devido ao contexto local, para análises de datação através do método Re-Os por diluição isotópica convencional e análises por espectrometria de massa de fonte sólida. Este método indica perspectivas de bons resultados, considerando a boa qualidade dos dados de estudos recentes utilizando sulfetos (Stein et al. 1998a, b; Stein et al. 2000; Morelli et al. 2005; Schneider et al. 2007) e ouro (Kirk et al. 2002).

1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO

A área estudada localiza-se na porção sudeste do Estado da Paraíba, NE do Brasil, englobando parte do município de Itatuba (Figura 1). Saindo de Recife (PE), o acesso à área pesquisada é realizado pela BR-101 até o município de Goiana (PE), a partir do qual o trajeto se dá pela PE-075, até chegar ao Município de Juripiranga. A partir deste município a via pela qual se segue é a BR-408 (sentido oeste) passando pelos municípios de Itabaiana e Ingá até atingir a BR-230.

É possível chegar à área pesquisada continuando pela via asfaltada PB-090 do Município de Ingá até o município de Itatuba. Do município de Ingá, também se pode ir ao município de Campina Grande (PB) através da BR-230. Outra forma de chegar até o Municipio de Itatuba é pela BR-101 de Recife até João Pessoa e seguir pela BR-230 até o Município de Ingá e, a partir daí, continuar pela PB-090 até o Município de Itatuba. A BR- 230, ao longo da área estudada, é cortada por várias estradas, poucas delas asfaltadas, que permitem o acesso às diversas localidades da região (Figura 1).

Figura 1 – Localização geográfica da área estudada, incluindo as vias de acesso. O retângulo hachurado representa a área de estudo.

2 ASPECTOS FISIOGRÁFICOS

2.1 MEIOS FÍSICO E BIÓTICO

O município de Itatuba encontra-se inserido nos domínios da bacia hidrográfica do Rio Paraíba, região do Médio Paraíba (Rodrigues e Silva et al. 2000), tendo como principais tributários os rios Surrão (NE-SW e NW-SE), Paraíba (NE-SW) e Paraibinha (NE-SW), além do riacho Quati (NW-SE), que bordeja a zona urbana do município. Todos os cursos d’água (Figura 2) ao longo do município têm regime de escoamento intermitente, distribuindo-se segundo um padrão de drenagem do tipo dendrítico (Beltrão et al. 2005), controlado pelas principais estruturas instaladas nos litotipos mais antigos.

O clima é Tropical Semi-árido com chuvas de verão (período chuvoso se inicia normalmente em novembro e termina entre abril e junho), conferindo uma precipitação pluviométrica bastante irregular, cuja média anual e mensal giram em torno de 431,8 mm e 60 mm, respectivamente. Essas características, em conjunto com a ação do intemperismo físico, conferem à área de estudo um relevo predominantemente suave-ondulado, cortado por vales estreitos e vertentes dissecadas, contextualizados em uma superfície de pediplanização (Depressão Sertaneja) bastante monótona (Beltrão et al. 2005).

Figura 2 – Mapa da hidrografia do município de Itatuba (PB). As direções dos cursos d’água coincidem em grande parte com a estruturação (falhas e fraturas) da área. Fonte: Beltrão et al. (2005).

Segundo Rodrigues e Silva et al. (2000), no que concerne ao ponto de vista pedológico, os principais tipos de solo da área são:

a) Planossolos (Patamares Compridos e Baixas Vertentes) mal drenados, de fertilidade natural média e problemas de sais. A formação destes solos provavelmente está associa às unidades litológicas mais antigas da região (gnaisses e migmatitos pré-cambrianos).

b) Solos Brunos não Cálcicos (Topos e Altas Vertentes solo típico do sertão nordestino) rasos com teor anômalo de P. Na região pode ser material alóctone oriundo das rochas metamáficas-ultramáficas (item 4.2).

c) Solos Podzólicos (Topos e Altas Vertentes do relevo ondulado) drenados e de fertilidade natural alta a média, ricos em ferro e de cor avermelhada podem estar associados aos litotipos máficos da região.

d) Solos Litólicos rasos (Elevações Residuais) pedregosos e de fertilidade natural média a baixa, que provavelmente representam o Horizonte C do perfil de solo.

A cobertura vegetal é bastante heterogênea, constituída basicamente por espécimes da Caatinga Hiperxerófila e trechos de Floresta Caducifólia (bromeliáceas e cactáceas como macambira, marmeleiro, umburana, catingueira, xique-xique, faxeiro, e jurema). Ocorrem ainda plantas de médio porte (umbuzeiro, juazeiro, aroeira, etc.) que se desenvolvem, principalmente, ao longo dos diversos cursos d’água.

3 ASPECTOS GEOLÓGICOS REGIONAIS – PROVÍNCIA BORBOREMA

Esta província é limitada a sul pelos crátons São Francisco e Congo-Kasai, ao passo que a noroeste os limites se dão pelos crátons de São Luís e Oeste da África (Brito Neves & Cordani, 1991; Jardim de Sá, 1994) e finalmente, a Borborema tem seu limite leste-nordeste definido bacias sedimentares costeiras. Foi pioneiramente descrita por Almeida et al. (1977) como uma região de dobramentos brasiliana (650 – 500 Ma). Brito Neves (1975) propôs uma divisão da Borborema em uma hierarquia tectônica constituída por maciços medianos, lineamentos e sistemas ou faixas de dobramento, estruturados (Figura 3) durante a Orogênese Brasiliana (640 – 542 Ma).

Santos (1996), por sua vez, propõe uma evolução tectônica da província baseada no conceito de colagem de terrenos, enfatizando as características distintas que as subprovíncias possuem entre si, bem como e os diferentes domínios inclusos nestas subprovíncias, muitos dos quais com características de terrenos tectonoestratigráficos. Outros trabalhos, como os de Neves et al. (2006) e Neves & Mariano (1999) propõem uma evolução da Província Borborema baseada na existência de um retrabalhamento neoproterozóico (Brasiliano) de um bloco paleoproterozóico (Transamazônico; 2,2 – 1,8 Ga) único, dado pelo fechamento de pequenas bacias (Figura 4).

Figura 3 – Descrição inicial do arcabouço da Região de Dobramentos Nordeste, atual Província Borborema, segundo Brito Neves (1975).

Figura 4 – A Província Borborema segundo Neves et al. (2006).

Para Santos (1995) a Borborema seria o resultado de um orógeno colisional desenvolvido a norte do Cráton São Francisco (CSF), a partir de uma complexa colagem tectônica associada aos eventos orogênicos Cariris Velhos (1,0 a 0,95 Ga) e Brasiliano/Pan-Africano. Esta hipótese é reforçada por Santos et al. (2008), os quais descrevem e comparam dados geológicos e geocronológicos da parte noroeste da Província Brasiliana da Borborema com seus congeneres do cinturão Dahomey Pan-Africano (Pharusiano) (Figura 5) que flanqueia a margem sudeste do Cráton do Oeste Pan-Africano, onde afloramentos são suficientemente contínuos para discernir a natureza da colisão durante a estruturação do Oeste Gondwana.

Figura 5 – Reconstrução do Oeste-Gondwana, modificada de Santos et al. (2008).

Neste caso, tanto o Domínio Médio Coreaú quanto o Domínio Ceará Central teriam sido afetados por dois pulsos de extensão intracratônica durante o Paleoproterozóico e, antes da colisão do Gondwana Ocidental, um arco continental (batólito de Santa Quitéria) teria se desenvolvido entre 665 Ma e 620 Ma, reforçando a hipótese de que a convergência entre a Província Borborema e o Cráton São Luís envolveu o fechamento de uma uma bacia oceânica. Uma história evolutiva de aglutinação diacrônica

de massas continentais e subsequente fragmentação, destacando a atuação da Orogenia Transamazônica (Paleoproterozóico), além da Orogenia Cariris Velhos (Mesoproterozóico superior) e a influência da Orogenia Brasiliana/Pan-Africana (final do Neoproterozóico), é proposta no trabalho de Brito Neves et al. (2000), no qual um modelo envolvendo ciclo orogenético completo com geração de rochas e metamorfismo mesoproterozóico (Cariris Velhos) se encaixa perfeitamente no história evolutiva da Borborema, proposta por Brito Neves et al. (2001). Em contrapartida, Neves (2003) classifica o “evento Cariris Velhos” apenas como gerador de um rift e magmatismo intracontinental, o que atribui uma idade brasiliana ao metamorfismo que teria afetado a Borborema em sua totalidade. Desta forma o Brasiliano teria sido responsável por intenso magmatismo granítico, desenvolvimento de zonas de cisalhamentos de escalas continentais e metamorfismo em condições de alta temperatura (700 - 750 °C) e baixa pressão (5 - 6 kbar) durante o Neoproterozóico.

A Província Borborema já se apresentava então como um bloco único durante o Transamazônico e eventos tectônicos de fechamento de pequenas bacias teriam ocorrido apenas durante o Neoproterozóico. Neste modelo a Borborema estaria dividida em setores norte, central e sul (Neves & Mariano, 1999), cujos limites seriam os lineamentos Patos (zonas de cisalhamento Patos e Campina Grande) e Pernambuco (zonas de cisalhamento Pernambuco Oeste e Pernambuco Leste). Tendo sido expostas, mesmo que de maneira sucinta, a maioria das hipóteses aceitas para a evolução tectônica da Borborema, adotar-se-á neste trabalho a compartimentação proposta por Brito Neves et al. (2005), a qual define cinco domínios tectônicos para a Província: (i) Domínio Médio Coreaú; (ii) Domínio Ceará Central; (iii) Domínio Rio Grande do Norte; (iv) Domínio da Zona Transversal (ou Central); e (v) Domínio Meridional (Santos et al (2000); Figura 6).

3.1 SUBPROVÍNCIA (OU DOMÍNIO) DA ZONA TRANSVERSAL (DZT)

Esta subprovíncia (DZT) é limitada a norte e oeste pelo Lineamento Patos, a sul pelo Lineamento Pernambuco e a leste pelas bacias sedimentares costeiras, apresentando um trend estrutural de direção ENE-WSW. Os vários compartimentos (blocos) paleoproterozóicos e neoproterozóicos (Santos, 1996) que compõem o DZT são considerados áreas tipo para definição da Orogênese Cariris Velhos (Brito Neves et al. 1995; Van Schmus et al. 1995).

Estruturalmente o DZT está organizado em dominó, com os terrenos tectono-estratigráficos (blocos) deslocando-se en échelon para leste (Jardim de Sá, 1994), controlados por transcorrências dextrais e sinistrais que retrabalham a foliação das rochas do embasamento, ao contrário do que acontece ao sul do Lineamento Pernambuco, onde prevalece a atuação de uma tectônica contracional na interface Cráton de São Francisco-Faixa Sergipana.

Estas estruturas limitam os terrenos tectono-estratigráficos do DZT (Piancó-Alto Brígida – TPB; Alto Pajeú – TAP; Alto Moxotó - TAM e Rio Capibaribe - TRC) que, de acordo com a teoria acrescionária (Santos, 1995; Santos, 1996; Santos & Medeiros, 1999), teriam sido amalgamados durante o Cariris Velhos (1,0 a 0,95 Ga) e Brasiliano (0,64 a 0,52 Ga), além do Complexo Riacho Gravatá (Toniano-Cariris Velhos), que separa o TPB e TAP (Medeiros, 2004) (Figura 7).

Figura 7 – Mapa esquemático do Domínio da Zona Transversal, Província Borborema, modificado de Brito Neves et al. (2005) e Medeiros (2004).

3.1.1 O Terreno Alto Moxotó (TAM)

A área de estudo se insere no contexto geológico do TAM, que foi alvo de diversos estudos e mapeamentos, dos quais nasceu a concepção do TAM como um compartimento tectônico diagonal

ao DZT, destacado da antiga Faixa Pajeú-Paraíba (Brito Neves, 1975), que se estende desde a região centro-sul de Pernambuco (imediações da cidade de Floresta) até a zona costeira da Paraíba (aproximadamente na latitude 7°00’S, após cruzar diagonalmente a Zona Transversal; Brito Neves et al. 2001; Figura 8).

O substrato deste terreno é composto por rochas Paleoproterozóicas de alto grau (localmente com indícios de protólitos isotópicos e litoestruturais arqueanos), balizadas por falhas importantes, que não foram afetadas pelos retrabalhamentos inferidos pela sobreposição dos ciclos Cariris Velhos e Brasiliano (Figura 9). A frequência de rochas arqueanas e paleoproterozóicas, bem como a raridade de rochas neoproterozóicas (inclusive granitos neoproterozóicos, que são abundantes em toda a Província Borborema) são características marcantes do TAM. Este fato revela a menor influência da deformação pelo cisalhamento transcorrente brasiliano, refletido nos padrões aeromagnéticos e gravimétricos do TAM em relação aos outros terrenos do DZT (Oliveira & Santos, 1993).

Figura 9 – Mapa geológico simplificado do Terreno Alto Moxotó, modificado de Santos et al. (2003), indicando a distribuição dos Complexos Sertânia e Floresta.

O limite entre TAM e TAP é caracterizado pela nappe Serra de Jabitacá (Santos, 1995), ao passo que com o TRC, a região limítrofe é caracterizada pela zona de cisalhamento transcorrente Congo-Cruzeiro do Nordeste. No limite norte, a nappe controla a colocação de uma vasta área de migmatitos e ortognaisses Mesoproterozóicos com protólitos Arqueanos/Paleoproterozóicos, bem como relictos supracrustais, rochas máficas e ultramáficas de fácies granulito e retroeclogitos (penetrados por imensos plútons graníticos neoproterozóicos; Santos et al. 2002).

Durante o Mesoproterozóico, foram implantadas sequencias metavulcanossedirnentares de arco vulcânico maduro (Complexo Lagoa das Contendas) e metassedimentares (Complexo Sertânia) possivelmente plataformais. Unidades mais antigas (Complexo Floresta, Suíte Malhada Vermelha, granitóides sin-colisionais tipos São Pedro, Riacho das Lajes, etc.) teriam sido soerguidas/posicionadas durante o Cariris Velhos (1,1 a 0,95 Ga). Já no Neoproterozóico, teriam sido depositados e/ou alçados metassedimentos plataformais (Complexo Caroalina) sobre litotipos meso- e paleoproterozóicos supracitados (Tabela 1).

Tabela 1 – Síntese das principais características dos complexos/suítes do Terreno Alto Moxotó.

Unidade Descrição Referências

Complexo Caroalina

Sequências metassedimentares (sillimanita-granada-biotita xistos e cianita-muscovita-biotita-granada xistos, com intercalações de mármores, quartzitos e raras lentes anfibolíticas) apresentando metamorfismo de pressões intermediárias e ausência de processos anatéticos.

Santos (1971); Santos (1977); Santos (1998)

Complexo Sertânia

Sequencia metassedimentar (sillimanita-granada-biotita gnaisses, rochas cálcio-silicáticas, raros quartzitos, mármores e anfibolitos) amplamente distribuída no TAM (Figura 9) onde o metamorfismo atingiu a fácies anfibolito alto, por muitas vezes chegando à migmatização, gerando biotita gnaisses aluminosos (fácies basal Serra do Sítio), com injeções frequentes de ortognaisses de composição tonalítica (sheets tonalíticos e trondhjemíticas da

Santos (1971); Veiga Jr. & Ferreira (1990); Wanderley (1990); Brito Neves et al. (1995); Santos (1995); Sales (1997)

Unidade Descrição Referências

Suíte Camalaú de Santos et al. 2002) ou granítica, além de raras intercalações de anfibolito, mármores e rochas cálcio-silicáticas. Este complexo seria uma sequência de rochas paleoproterozóicas (zircões zonados com valores de 207

Pb/206Pb ≈ 2,20 e 1,95 Ga; Santos et al. 2003) formadas em um período curto.

Complexo Lagoa das Contendas

Sequencia metavulcanossedimentar (gnaisses quartzo-feldspáticos, paragnaisses, xistos, quartzitos, rochas cálcio-silicáticas, metandesitos, metaquartzo-andesitos, metandesitos basálticos, metadacitos, metavulcano-clásticas, raros metabasaltos, BIFs e mármores) cuja componente

metavulcânica é constituída por termos predominantemente metaluminosos e cálcio-alcalinos de médio a alto Potássio, provavelmente tratando-se de um arco vulcânico maduro (Santos, 1995). Uma idade U-Pb apresentada por Santos et al. (1994), forneceu um intercepto superior de 1.012 ±12 Ma, levando aos referidos autores a correlacioná-la com a idade de um arco magmático Cariris Velhos.

Santos (1995); Santos (1998)

Suíte Malhada Vermelha

Sequencia gabro-anortosítica toleiítica (metagabros±granada, metadioritos, metadioritos, metagabronoritos, metamonzodioritos, metatonalitos e raros metanortositos) com mineralizações de Fe-Ti associadas., suposta unidade pós-Transamazônica e intrusiva no Complexo Floresta, correspondendo à Suíte Serrote das Pedras Pretas de Veronesse et al.(1985). Segundo Melo (1998), esta suíte seria um megaenclave em metagranitóides

Paleoproterozóicos (Complexo Floresta), que corresponderia a uma sequencia de margem continental/arco magmático, com idades modelos TDM entre 2,4 e 3,1 Ga nos termos máficos supracitados. Por outro lado, Santos (1995) propõe que a origem desta unidade estaria ligada, a um magmatismo orogênico precoce associado a episódio contracional importante, sugerindo que esses corpos tabulares, às vezes dobrados e cortando principalmente o Complexo Floresta e as supracrustais, teriam se colocado na crosta como intrusões intraplaca, como diques ou fatias tectônicas ligadas a eventos contracionais

Lima et al. (1985); Santos (1995); Melo (1998)

Complexo Floresta

Anfibólio±biotita-ortognaisses quartzo dioríticos, tonalíticos e

granodioríticos; granulitos e migmatitos, incluindo metagabros, metadioritos, magnetita-grünerita xistos, grafita xistos, raros biotita xistos, mármores e cálciosilicáticas.

Santos (1977); Lima et al. (1985); Santos (1995)

4 ASPECTOS GEOLÓGICOS LOCAIS

Os litotipos presentes na área de estudo apresentam-se, de modo geral, definindo uma estrutura aflorante subovalada e exibindo uma associação de rochas metamáfico-ultramáficas (mineralizações de Fe-Ti), mármores (metacarbonatos) e skarns, encaixados em gnaisses paleoproterozóicos de alto grau metamórfico (Carmona, 2006; Mendes, 2009; Souza Neto et al. 2011; Anastácio, 2011; Santos et al. 2013a; Santos et al. 2013b) (Figura 10)

Figura 10 – Mapa geológico da região de Itatuba (PB), modificado de Santos et al. (2013a).

4.1 ROCHAS DO EMBASAMENTO

Complexo migmatítico bandado, amplamente distribuído na região, relacionado ao Complexo Floresta (idades U-Pb em zircão entre 2,4 e 2,15 Ga), incluindo intercalações restritas de rochas supracrustais metapelíticas, supostamente Paleoproterozóicas equivalentes ao Complexo Sertânia e um Núcleo de hornblenda-biotita-augen gnaisse (Ortognaisse Salvador; idades U-Pb SHRIMP em zircão de 2,0 Ga e idade modelo (TDM Nd) de 2,285 Ga) apresentando caráter de granitos de arco magmático (Santos et al. 2008).

O Complexo Migmatítico é representado por ortognaisses granodioríticos a monzograniticos bandados (Fotografia 1A) com variados graus de migmatização (estruturas dos tipos estromática, schlieren e nebulítica), fácies tonalíticas de caráter local, além de inclusões frequentes de rochas metamáficas ricas em anfibólio. As intercalações subordinadas relacionadas ao Complexo Sertânia (Carmona, 2006) (Fotografia 1B) são compostas principalmente de granada-biotita-paragnaisses.

Fotografia 1 – (A) Detalhe da sequência de ortognaisses bandados de composição tonalítica-diorítica de rochas metaplutônicas da unidade equivalente do Complexo Floresta (Afloramento CC-202). (B) Sequência de supracrustais (biotita granada gnaisses com mobilizados leucocráticos incipientes) da unidade equivalente do Complexo Sertânia (Afloramento CC-28). Fonte: Carmona (2006).

O ortognaisse cálcio-alcalino Salvador (CC-21 e CC-297; Carmona, 2006) consiste de um hornblenda-biotita gnaisse com foliação pouco desenvolvida, de textura porfiroblástica (Fotografia 2A), dominada por porfiroclastos de feldspato alcalino (augens indicando cinemática sinistral), caracterizando localmente um estágio mais avançado da deformação transcorrente pré- a sin-brasiliana (Fotografia 2B), embora exibam feições ígneas originais ainda preservadas. Posicionado discordantemente da estruturação regional, este litotipo possivelmente é intrusivo nas outras unidades litológicas.

Fotografia 2 – (A) Feições de campo do Afloramento CC-21, onde ocorre o Ortognaisse Salvador (biotita-augen gnaisse porfirítico foliado, com granulação média a grossa, composição granítica-granodiorítica, coloração cinzenta a rósea) cortado por diques graníticos finos tardios. (B) Ortognaisse Salvador exibindo feições de interdigitação (commingling) de fácies mais máficas e mais félsicas (Afloramento CC-21; Carmona (2006).

4.2 ROCHAS METAMÁFICAS-ULTRAMÁFICAS

Os litotipos desta unidade foram estudadas pioneiramente por Beurlen et al. (1991, 1992); Almeida et al. (1995) e Alencar (1993) os quais classificaram-nas como piroxenitos e metagabros com granada (granulitos) e sem granada. Estas rochas, de caráter intrusivo, estariam relacionadas a diferentes

pulsos magmáticos que deram origem a rochas metagabro-dioríticas (retroeclogitos) e metathrondjemíticas (idade U-Pb SHRIMP em zircão de 2,086 Ga e 1,953 Ga; idade modelo de 1,999 Ga), além de uma sub-unidade gnáissica de afinidade anortosítica.

As principais fácies desta unidade estão relacionadas à variação da granulação, mineralogia predominante e pela presença ou não de bandamento (descrito por Santos et al. (2013a) como remanescente de um complexo colisional. Em linhas gerais, as rochas metamáficas-ultramáficas da região de Itatuba variam desde Hornblenda-gabro maciços (Fotografia 3A e Fotografia 3B) e bandados, Piroxênio (diopsídio-hedenbergita)-gabros (Fotografia 3C), Hornblenda-Piroxênio-gabros (rochas de transição retrometamórfica entre a fácies granulito e anfibolito), Hornblenda-gabro parcialmente alteradas para skarns (rochas de transição do fácies anfibolito ao fácies xisto-verde, passando a skarn) e Granada-piroxenitos.

A subunidade de rochas de afinidade anortosítica ocorre como camadas ou lentes, intercaladas com rochas gabróicas (metagabros e metagabronoritos), por vezes de forma rítmica milimétrica a centimétrica. São rochas leucocráticas com porções esverdeadas (metassomáticas), de granulação média (1 a 3 mm), maciças a fracamente foliadas, constituídas por aproximadamente 65 a 80% de plagioclásio (Fotografia 3D). Algumas apresentam uma foliação contendo níveis epidotizados, além de evidências de milonitização e catáclase.

Fotografia 3 – (A) Intrusão de hornblenda gabro maciço (Afloramento CC-53). (B) Amostra de mão (Afloramento C-53). (C) Aspecto geral do Piroxênio Gabro. (D) Detalhe de rocha de afinidade anortosítica (hornblenda-anortosito) da Unidade III, com foliação tênue, exibindo faixas escuras incipientes de horblenda (Afloramento CC-13). Este afloramento ocorre na zona norte da área, próximo à Fazenda Paulino (área com ocorrência de mineralizações de Fe-Ti), onde está associado a uma série de pequenos corpos máficos intrusivos no embasamento. Fonte: Carmona (2006).

4.3 ROCHAS INTRUSIVAS TARDIAS

Nesta unidade estão compreendidas variadas fácies de mármores (metacarbonatos) com skarns associados encaixados em gnaisses paleoproterozóicos de alto grau metamórfico, além de rochas de ocorrência relativamente menor que incluem álcali-granitos (Fe-hastingsita e biotita), meta-sienogranitos (inclusive com riebeckita-granada-muscovita; idade U-Pb SHRIMP e TIMS em zircão de 621 a 549 Ma), meta-granodioritos. Nesta unidade foi incluído um plúton granítico (Serra Velha) relacionado à granitogênese brasiliana (Ediacarano) de direção E-W que ocorre no setor norte da área embora, no contexto temporal, esta intrusão não esteja relacionada ao mesmo evento de colocação das rochas citadas inicialmente.

4.3.1 Rochas metacarbonáticas

As rochas metacarbonáticas formam corpos lenticulares e arredondados menores que 3 km2 (Carmona, 2006; Mendes, 2009; Souza Neto et al. 2011), em geral adjacentes a fraturas ou zonas de cisalhamento e associadas a rochas metamáficas-ultramáficas e skarns (metassomatitos portadores de sulfetos como pirita, calcopirita e pirrotita), provavelmente vinculadas à formação destes últimos. Este padrão tem uma continuidade para NE, conforme indicado por Anastácio (2011).

Estas rochas ocorrem variando do fácies maciço com granulometria variando desde sacaroidal (Fotografia 5A) a fina (Fotografia 4A e Fotografia 4B) ao fácies brechado, por vezes apresentando características semelhantes às de rochas piroclásticas, incluindo xenocristais (microclina, plagioclásio, augita-diopsídio e hornblenda) e xenólitos metagraníticos e metatonalíticos (Fotografia 5A) e metamáficos-ultramáficos (Fotografia 5B).

Fotografia 4 – (A) Rocha metacarbonática da sub-unidade de granulação fina, com textura gnaissóide ou bandada, em ortognaisse regional encaixante. (Afloramento CC-11). (B) Rocha metacarbonática de textura maciça da sub-unidade de granulação fina, exibindo a foliação Sn (Afloramento CC-308). Fonte: Carmona (2006).

Fotografia 5 – (A) Fragmentos de rocha metagranítica distribuídos dentro do fácies granular da suíte metacarbonática. (B) Detalhe do Afloramento CC-298, onde um bloco de brecha metacarbonática engloba fragmentos de uma banda de rocha metamáfica (anfibolítica) dobrada, seccionada, fragmentada e rotacionada. Fonte: Carmona (2006).

Texturalmente, as rochas desta unidade se assemelham a rochas ígneas, exibindo estruturas fluidais (Fotografia 6A e Fotografia 6B) e deformadas (Fotografia 7A e Fotografia 7B), o que leva a uma descrição expedita, em campo, como rochas de origem ígnea, relacionadas à fusão dos protólitos das lentes de metacarbonatos, resultando em magmas carbonáticos. Em adição, estruturas contracionais também podem ser observadas nas rochas metacarbonáticas, onde o traçado da lineação apresenta alto rake.