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RESUMO
A porção noroeste do Estado do Ceará compreende os Domínios Médio
Coreaú e Ceará Central, local deste estágio, da Província Borborema. A
disciplina Estágio de Campo 2 teve como sede a cidade de Taperuaba. Porém,
a área de trabalho abrangeu até a cidade de Aracatiaçú, localizado a noroeste
da sede. Foram divididas nove equipes para a realização do mapeamento
geológico na escala de semidetalhe – 1:25.000 – com o objetivo de avançar em
relação ao conhecimento geológico desta região.
A subárea I compreende rochas pertencentes tanto do Complexo Ceará
quanto do Complexo Tamboril Santa-Quitéria, ambos pertencentes ao Domínio
Ceará Central. No Complexo Ceará foram identificados os seguintes litotipos:
cianita-granada-biotita gnaisse, granada-biotita gnaisse, biotita gnaisse, cianita-
muscovita gnaisse, ocorrendo delgadas lentes de flogopita mármore, tremolita-
escapolita mármore e granada anfibolito, esses litotipos estão intercalados e
concordantes entre si.
Enquanto que no Complexo Tamboril Santa-Quitéria foram identificados
os seguintes litotipos: hornblenda-biotita gnaisse, granada-biotita-hornblenda
gnaisse, ocorrendo lentes de gnaisses calciossilicático. Esses litotipos estão
fortemente migmatizados. Ainda neste complexo, ocorrem
metamicrosienogranito com foliação incipiente.
As estruturas planares da subárea, em geral, apresentam direções NE-
SW com concentração da lineação de estiramento mineral a SE. Essas rochas
foram submetidas a elevada pressão e temperatura, chegando a fácies
anfibolito alto, assim indicado pela paragênese.
2
ABSTRACT
The northwestern portion of the Ceará State includes the Middle Coreau
and Central Ceará Domain, where this fieldwork was realized, in Borborema
Province. The fieldwork of the course Stage of Field Two was localized in
Taperuaba city. However, the area of the work also covered Aracatiaçu,
northwestern of the Taperuaba city. Nine Work teams were divided carry out
geological mapping in semi-detail scale - 1:25,000 – aiming at the advancement
of geological Knowledge of this region.
The rocks belonging to subarea I are included in the Ceará Complex and
the Tamboril Santa-Quitéria Complex both belonging to the Central Ceará
Domain. In Ceará Complex were identified the following lithotypes: Kyanite
garnet biotite gneiss, garnet biotite gneiss, biotite gneiss, Kyanite muscovite
quartizite, thin lenses of phlogopite marble, tremolit scapolite marble and
garnet , these rock types are interspersed and concordant with each other.
In the Tamboril Santa-Quitéria Complex the following rock types were
identified: hornblende biotite gneiss, garnet biotite hornblende gneiss, gneisses
containing calc-silicate lenses. These rock types are strongly migmatized in this
Complex, also occurs metasienogranite with incipient foliation.
The planar structures of the subarea generally presents the directions
NE-SW with concentration of the stretching mineral lineation in SE. These rocks
were submitted facies, as indicated by the paragenesis.
3
Sumário RESUMO ........................................................................................................................................ 1
1. INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 10
1.1- Apresentação ................................................................................................................... 10
1.2- Objetivo ............................................................................................................................ 10
1.3- Metodologia e Atividades do Trabalho ............................................................................ 11
1.4 – Localização e acesso da área de Estudo ......................................................................... 13
2. ASPECTOS FISIOGRÁFICOS ...................................................................................................... 15
2.1- Clima ................................................................................................................................ 15
2.2- Vegetação ........................................................................................................................ 15
2.3- Hidrografia ....................................................................................................................... 15
2.4- Geomorfologia ................................................................................................................. 16
3- ASPECTOS SOCIOECONÔMICOS DO DISTRITO DE TAPERUABA E ARACATIAÇU. .................... 17
4 – GEOLOGIA REGIONAL DA PROVÍNCIA BORBOREMA ............................................................. 18
4.1 Generalidades ................................................................................................................... 18
4.2 – Domínios Estruturais ...................................................................................................... 19
4.2.1 – Domínio Médio Coreaú - DMC ................................................................................ 20
4.2.2 – Domínio Ceará Central - DCC................................................................................... 20
4.2.3 – Domínio Rio Grande Do Norte - DRGN .................................................................... 21
4.2.4 – Zona Transversal - ZT ............................................................................................... 21
4.2.5 – Domínio Sul - DS ...................................................................................................... 22
5- CONTEXTO GEOLÓGICO-REGIONAL DA ÁREA DO PROJETO TAPERUABA ............................... 23
5.1- Litoestratigrafia ................................................................................................................ 23
5.1.1- Bloco Tróia–Pedra Branca (Arqueano) ...................................................................... 23
5.1.2- Complexo Ceará (Paleoproterozóico) ....................................................................... 23
5.1.3- Complexo Tamboril-Santa Quitéria (Neoproterozóico) ............................................ 24
5.1.4- Suíte Granítica Mucambo-Meruoca (Cambriano) ..................................................... 25
5.1.5- Granodiorito Anil ....................................................................................................... 25
5.1.6- Serra do Barriga ........................................................................................................ 26
5.1.7- Granito Pajé .............................................................................................................. 26
5.1.8 - Quaternário .............................................................................................................. 27
4
5.2- Magmatismo .................................................................................................................... 27
5.3- Metamorfismo ................................................................................................................. 30
5.4- Arcabouço Tectono-Estrutural do Domínio Ceará Central .............................................. 31
5.5- Evolução ........................................................................................................................... 33
6.1- Geomorfologia ................................................................................................................. 36
7- LITOESTRATIGRAFIA ................................................................................................................ 39
Unidade A (PPcc) ..................................................................................................................... 40
Biotita gnaisse ........................................................................................................... 41
Granada biotita gnaisse ........................................................................................... 43
Unidade B (PPci) ...................................................................................................................... 44
Cianita granada biotita gnaisse .............................................................................. 45
Cianita muscovita quartzito ..................................................................................... 47
Tremolita escapolita mármore ................................................................................ 50
Granada anfibolito .................................................................................................... 52
Gnaisses calciossilicaticos ...................................................................................... 54
Unidade C(NP(PP)ts) ................................................................................................................ 55
Hornblenda biotita gnaisse...................................................................................... 55
Granada biotita hornblenda gnaisse ...................................................................... 57
Gnaisses calciossilicáticos ...................................................................................... 60
Unidade D(NP) ......................................................................................................................... 62
Metasienogranito ...................................................................................................... 62
Rochas não mapeáveis ............................................................................................................ 65
Metadiabásio ............................................................................................................. 65
8- CORRELAÇÕES LITOESTRATIGRÁFICAS .................................................................................... 67
9- GEOLOGIA ESTRUTURAL ......................................................................................................... 68
9.1- Regimes dúcteis ............................................................................................................. 69
Foliações ............................................................................................................................ 69
Lineações ........................................................................................................................... 73
Dobras ................................................................................................................................ 77
9.2- Regimes rúpteis............................................................................................................. 79
Fraturas .............................................................................................................................. 79
Veios .................................................................................................................................... 81
9.3- Domínios estruturais ..................................................................................................... 82
5
Domínio I (D1) ..................................................................................................................... 83
Domínio II (D2) .................................................................................................................... 83
Discussões ........................................................................................................................... 86
9.4- Microestruturas ............................................................................................................... 87
10- MAGMATISMO ...................................................................................................................... 90
11- METAMORFISMO .................................................................................................................. 94
Discussões ........................................................................................................................ 98
12- EVOLUÇÃO .......................................................................................................................... 101
13- CONSIDERAÇÕES FINAIS...................................................................................................... 107
14- BIBLIOGRAFIA ...................................................................................................................... 109
15- ANEXOS
ANEXO I: MAPA GEOLOGICO
ANEXO II: MAPA DE AMOSTRAGEM
ANEXO III: MAPA ESTRUTURAL
ANEXO IV: FICHA PETROGRÁFICA
ANEXO V: TABELA DE AFLORAMENTOS
ANEXO VI: TABELA DE DADOS ESTRUTURAIS
6
LISTA DE FIGURAS
Figura 1- Imagem de localização do projeto Taperuba-Aracatiaçu, mostrando seus
acessos e principais rodovias, com destaque para subárea I. ......................................... 14
Figura 2- Divisão dos domínios da PB segundo BRITO NEVES et al. (2001) .
Modificado de SANTOS et al. (2004). ................................................................................... 19
Figura 3- Reconstrução do supercontinente paleoproterozóico "Atlantica", mostrando
os limites atuais da África e América do Sul. N= Domínio Tectônico Norte, Provncia
Borborema; A = cráton Amazônico; WA – cráton Oeste Africano; SL - cráton São Luis;
SF - crá cráton São Francisco; CK = cráton Congo/Kasai; e RP = cráton Rio de Plata.
Depósitos flúvio-deltáicos de 2.0 em preto. Fonte: FETTER et al. (2000) modificado de
ROGERS (1996). ...................................................................................................................... 34
Figura 4- Duas principais unidades pertencentes ao projeto Taperuaba- Aracatiaçu. Os
morros residuais representados por serras e serrotes e a superfície sertaneja. ........... 37
Figura 5- Duas unidades geomorfológicas da subárea I, destacando A- Serrote do
Escalvado e B- Superfície Sertaneja. .................................................................................... 38
Figura 6- Depósitos aluvionares ao longo do Rio Pajé, na porção nordeste da subárea
I. .................................................................................................................................................. 39
Figura 7- Relação de contato entre as rochas supracrustais. A- Quartzitos, B-
Paragnaisses, encontrados ao longo da drenagem na CE-253 no ponto (PTA-I-18). .. 40
Figura 8- A) Afloramento tipo lajedo, localizado na porção oeste da subárea I,
mostrando o bandamento gnaissico característico do litotipo e o veio de quartzo
discordante em relação à foliação. B) Detalhe da amostra do muscovita-biotita gnaisse
(PTA-I-01). ................................................................................................................................. 43
Figura 9- A) Afloramento de blocos do cianita-granada-biotita gnaisse, localizado na
porção oeste da subárea ao longo da CE-253. B) Amostra litotipo descrito (PTA-I-30).
C) Detalhe do cristal de cianita. ............................................................................................. 45
Figura 10- Fotomicrografias do cianita-granada-biotita-gnaisse A) aspecto geral da
lâmina com destaque para os cristais de cianita com baixa cor de interferência e a
propriedade isotrópica dos cristais granadas. B) aspecto da lâmina á luz natural. ...... 47
Figura 11- Afloramento corte de estrada demostrando o aspecto geral do cianita
muscovita quartzito ao longo da CE-253, localizado na porção oeste da subárea, no
ponto PTA-I-06. ......................................................................................................................... 47
Figura 12- A)Afloramento de blocos do flogopita mármore, localizado na parte oeste da
subárea. B) Amostra do litotipo, PTA-I-08. ........................................................................... 49
Figura 13- A) Fotomicrográfia do flogopita mármore (PTA-I-08). A) aspecto geral da
lâmina mostrando os contatos irregulares, por vezes suturados entre os cristais de
carbonato, destaque também para os cristais de flogopita e escapolita; B) cristais de
carbonatos for ortemente deformados; Fg-Flogopita, Scp- Escapolita. ......................... 50
Figura 14- A) Afloramento de blocos do Tremolita flogopita marmóre localizado na
porção central da subárea. B) Amostra do litotipo PTA-I-48. ............................................ 50
Figura 15- Fotomicrográfia do Tremolita-flogopita Mármore (PTA-48). A) aspecto geral
da lâmina mostrando a textura granoblástica. B) contatos irregulares entre os cristais
7
de carbonatos fortemente deformados, destaque para o cristal de escapolita; Spc-
Escapolita. ................................................................................................................................. 52
Figura 16- A) Afloramento do granada anfibolito, na porção centro leste da subárea,
estava associado aos biotitas gnaisses ocorrendo intercalado aos mesmos. B)
Amostra do granada anfibolito (PTA-I-55-B). ....................................................................... 53
Figura 17- Fotomicrográfia do granada anfibolito. A) textura nematoblástica formada
pelos cristais de hornblenda e diposídio. B)aspecto textural com nicóis cruzados. ...... 54
Figura 18- A)- Afloramento tipo lajedo do hornblenda biotita gnaisse, localizado na
porção nordeste da subárea (PTA-I-88). B) e C)- Detalhe do bandamento gnáissico. 56
Figura 19- Fotomicrográfia do hornblenda-biotita gnaisse (PTA-I-88). A) textura
granoblástica com leve bandamento evidenciado pelo cristais de biotita levemente
orientados; B) destaque para os cristais de biotita e Hornblenda a luz natural; Bt-
Biotita, Pgl- Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Anf- Anfibólio. ....................................................... 57
Figura 20- Fotomicrográfia do granada-biotita-hornblenda gnaisse. A) aspecto textural
da lâmina; B) a luz natural com detaque para os cristais de granada; Gnd- Granada.
(PTA-II-11-a) ............................................................................................................................. 60
Figura 21- A) Afloramento tipo lajedo das rochas claciossilicáticas, em geral essas
rochas eram encontradas como blocos. B)- Amostra do gnaisse calciossilicático,
observa-se alternância de bandas máficas e outras mais esverdeadas (PTA-I-83). .... 61
Figura 22- Fotomicrográfia do Gnaisse Calciossílicatico (PTA-I-83). A) textura
nematoblástica definida pelos cristais de Hornblenda e diopsídio; B) destaque para os
cristais de escapolita; Spc- Escapolita. ................................................................................. 62
Figura 23- A) Afloramento tipo lajedo do metamicrosienogranito localizado ao longo do
Rio pajé na porção oeste da subárea. B) Detalhe mostrando a composição
dominantemente composta por minerais felsicos e da foliação formada. C) Amostra do
litotipo (PTA-I-54). .................................................................................................................... 63
Figura 24- Fotomicrográfia do metasienogranito. A) textura Hipidiomórfica
característica formado pelos cristais de plagioclásio, quartzo; B) aspecto a luz natural
mostrando a composição predominantemente félsica desse litotipo; Plg- Plagioclásio,
Qtz- Quartzo, Mc- Muscovita. ................................................................................................. 65
Figura 25- Amostra do dique de metadiabásio que ocorre na porção sudeste da
subarea. ..................................................................................................................................... 65
Figura 26- Fotomicrográfia do metadiabásio (PTA-I-63).A) textura intergranular. B) a
luz natural com destaque para os cristais de minerais opacos em forma acicular . ...... 66
Figura 27- Depósitos coluvianares recentes. A) em superfície aplainada; B) ao longo
dos leitos de drenagem; C) ao longo do rio Pajé. ............................................................... 67
Figura 28- A) Foliação no Granada-Biotita Gnaisse do tipo espaçada composicional de
bandamento gnáissico (PTA-I-01) com atitude 46°/104° Az, mergulhando para o
quadrante SE; B) Foliação do tipo disjuntiva milonítica grossa (PTA-I-03). .................. 70
Figura 29- A) Diagrama de pólos da foliação do bandamento gnáissico do Complexo
Ceará, na porção oeste da subárea B) plano da foliação C) guirlanda gerada pelo
espalhamento dos pólos da foliação indicando possível dobra cilíndrica. ...................... 71
Figura 30- Modelo de Wise et al. (1984) relacionando a taxa de deformação das
rochas com as taxas de recuperação dos elementos. Em detalhe (retângulo vermelho),
o tipo de milonito descrito na subárea I. ............................................................................... 72
8
Figura 31- Foliação milonítica em Muscovita-biotita gnaisse milonitizado, destacando
a cinemática do feldspato amendoado com movimentação sinistral (PTA-I-03). .......... 72
Figura 32- Foliação do tipo S-C ocorrendo em Biotita-muscovita gnaisse, no Complexo
Ceará. (A) Vista geral do afloramento de ocorrência desse tipo de foliação (PTA-I-55),
(B) Imagem de detalhe do ponto de ocorrência das foliações S-C e (C) Desenho
esquemático exaltando as foliações S-C presente na subárea I. ................................... 73
Figura 33- Lineação de estiramento contidas nos gnaisses da subárea. A seta
vermelha indica a lineação que apresenta atitude de 28/105° (PTA-I-85). ..................... 75
Figura 34- -A) Diagrama de pólos de lineação exibindo uma concentração a SE, B)
Diagrama mostrando a relação foliação e lineação na porção oeste da subárea. O
valor do rake (α) medido entre o plano médio (vermelho) da foliação (35°/110°Az) e a
lineação (azul) foi de aproximadamente 88°. A seta indica a posição média da lineação
implicando em cavalgamento frontal (cisalhamento puro coaxial), com transporte de
ESE-WNW e (C) elipsóide representa esquematicamente a deformação, o
posicionamento dos eixos de estiramento (X) e encurtamento (Z) envolvidos no
processo de deformação dos gnaisses e quartzitos do Complexo Ceará. ..................... 75
Figura 35- A) Diagrama de pólos de lineação observados em gnaisses do Complexo
Tamboril-Santa Quitéria indicando, assim, concentração a NE, B) O valor do rake (α)
medido entre o plano médio (vermelho) da foliação (33°/88°Az) e a lineação (contorno
de pólos em azul) foi de aproximadamente 75°. A seta indica a posição média da
lineação implicando em cavalgamento frontal (cisalhamento puro coaxial), com
transporte de ENE-WSW. C) O elipsóide representa esquematicamente a deformação,
o posicionamento dos eixos de estiramento (X/δ3) e encurtamento (Z/δ1) envolvidos
no processo de deformação dos gnaisses. .......................................................................... 76
Figura 36- Bandas de cisalhamento com descontinuidade indicando movimento dextral
do corpo rochoso (PTA-I-88). ................................................................................................. 77
Figura 37- Diagrama utilizado para classificação do estilo de dobra da subárea por
meio de projeção estereográfica (modificado de Layshon & Lisle, 1996). ...................... 78
Figura 38- Ilustrações dos tipos de dobras ocorrentes na subárea I. (A) dobra
parasítica em “Z”, (B) dobra intrafoliais em bandamento gnáissico, no Complexo
Ceará, ......................................................................................................................................... 79
Figura 39- -(A) Mapa de fusão Geocover e DEM com a localização das subáreas I e
IV, (B) representação esquemática do encurvamento das camadas por ação da zona
de cisalhamento transcorrente sinistral e (C) Elipsóide de deformação. ........................ 79
Figura 40- Fraturas descritas na subárea I. A esquerda, fraturas entrecruzando-se e
originando pares cisalhante em Biotita gnaisse de direções em torno 215 Az e 290 Az.
A direita, no mesmo caso da imagem a esquerda, fraturas formandos pares cisalhante
e e apresentando direções variando de 310 Az e 265 Az. ................................................ 80
Figura 41- Rosacéas de família de fraturas. (A) rosácea indicando a direção
preferencial NW-SE das fraturas na porção oeste da subárea e; (B) rosácea indicando
a direção preferencial NEE-SWW das famílias de fraturas da porção leste. .................. 80
Figura 42- Veios localizados na subárea I. A) Veios de quartzos cortando
obandamento gnáissico (PTA-I-01). B) Veios de quartzo feldspáticos cortando
migmatitos (PTA-I-58) e C) veios de quartzo cortando migmatitos. ................................. 82
Figura 43- Mapa de domínios estruturais da subárea I. ............................................................. 85
9
Figura 44- Bloco diagrama para observação dos indicadores cinemáticos da subárea.
A direção NE-SW corresponde as foliações, no qual representa geometricamente o
plano XY do elipsóide de deformação e a direção SE representa a orientação do eixo
X do elipsóide de deformação, ou seja, o eixo de estiramento. Sendo assim, a direção
do transporte tectônico inferido a partir da orientação da lineação de estiramento foi,
aproximadamente, ESE-WNW, no qual a movimentação das massas se deu de ESE
para WNW. ................................................................................................................................ 87
Figura 45- A) Contato suturados entre cristais de carbonatos, cristais não chegaram ao
estágio de equilíbrio ; B) e C) Contatos retos e pontos tríplices, textura granoblástica
poligonal, cristais aproximaram-se de um equilíbrio termodinâmico; D) e E) Subgrãos
de quartzo, relacionados a recuperação da estrutura cristalina do mineral; F) Extinção
ondulante, resultado da deformação na rede cristalina do mineral. ................................. 89
Figura 46- A) e B) Grãos deformados de carbonatos e micas, microestruturas de
aspecto mais dúctil relacionados a deformação; C) e D) Estiramento e fraturamento de
cristais de anfibólio e biotita, microestruturas de caráter rúptil, formadas após a
formação do mineral. ............................................................................................................... 90
Figura 47- A) textura estromática observado no hornblenda-biotita gnaisse na porção
leste da subárea; B) textura nebulítica comum nos diatexitos na subárea I. ................ 96
Figura 48- Diagrama P-T mostrando o campo das várias fácies metamórficas. Fonte:
SPEAR (1993). ....................................................................................................................... 100
Figura 49- Representação esquemática em blocos diagrama da evolução para a subárea I. No
primeiro momento ocorre em margem continental passiva no inicio do processo de
compressão, sedimentos carbonáticos e siliciclásticos são depositados. No segundo momento
tem-se o .................................................................................................................................... 105
Figura 50- Imagem representando a fase colisional com desenvolvimento do arco magmático
de Santa Quitéria e a formação dos gnaisses ortoderivados do Complexo Tamboril-Santa
Quitéria; ocorre a intrusão pós-tectônica. Em destaque para os plutons graníticos sintectonicos
................................................................................................................................................... 106
10
1. INTRODUÇÃO
1.1- Apresentação
Este relatório apresenta os resultados obtidos no mapeamento geológico
realizado no Projeto Taperuaba-Aracatiaçu-CE/2011, vinculado a disciplina
Estágio de Campo II ofertada pela Faculdade de Geologia do Instituto de
Geociências da Universidade Federal do Pará, no primeiro semestre de 2011,
sob a coordenação geral do Prof. Dr. Francisco de Assis Matos de Abreu.
O texto apresenta e faz um apanhado sobre o conhecimento geológico
da Província Borborema (Almeida et. al. 1977) com ênfase no Domínio Ceará
Central (Brito Neves et. al. 2000), onde a área do Projeto Taperuaba-
Aracatiaçu-CE/2011 está inserida. As informações apresentadas nesse
relatório têm por base pesquisas bibliográficas que destacaram os aspectos
socioeconômicos, fisiográficos, geomorfológicos e o contexto geológico do
Domínio Ceará Central . O relatório apresenta essencialmente o resultado da
análise e interpretação dos padrões de drenagem e relevo referentes à subárea
I, a partir de dados obtidos por meio de fotografias aéreas com escala 1:25.000
e imagens de sensores remotos. Além dos dados de levantamento de campo,
destacando os diferentes litotipos, dados petrográficos, análise das feições
estruturais e discursões sobre condições de magmatismo e metamorfismo. A
interpretação de todos estes dados permite a interpretação de uma proposta de
evolução para a subárea I do Projeto Taperuaba-Aracatiaçu – 2011.
1.2- Objetivo
Este relatório tem como principal objetivo a elaboração de uma carta
geológica, na escala de 1:25.000, da área localizada nas folhas Taperuaba
(SB. 24-V-B-II) e Santa Quitéria (SB.24-V-B-I), Irauçuba (SA. 24-Y-D-V) e
Sobral (SA. 24-Y-D-IV), promovendo assim o treinamento de forma sistemática
o tem treinamento usando tecnicas de mapeamento e interpretações
geológicas com base em aspectos petrográficos, estruturais, litoestratigráficos
e geomorfológicos em terrenos de média a alta complexidade geológica,
11
reunindo, dessa forma, todos os conhecimentos adquiridos em várias
disciplinas ao longo do curso de geologia.
1.3- Metodologia e Atividades do Trabalho
O mapeamento geológico do Projeto Taperuaba-Aracatiaçu teve como
principais atividades e metodologias o levantamento bibliográfico dos trabalhos
publicados sobre a geologia da Província Borborema, trabalho de campo,
análises laboratoriais e aplicação em diagramas geoquímicos, de classificação
de rocha, estruturais e específicos, além da confecção de mapas de diferentes
temáticas.
No levantamento bibliográfico foram consultados diversos relatórios,
teses e artigos científicos que abordam a região a ser estudada. Outra
importante atividade envolveu pesquisas e apresentações de seminários
levantando temas como: litoestratigrafia, metamorfismo, magmatismo,
geocronologia, geologia econômica e geologia estrutural da Província
Borborema e bem como as propostas de evolução geológica para essa região.
Essas atividades resultaram a confecção de mapas e um relatório preliminar.
A área do projeto foi dividida em nove subáreas, no qual este relatório
corresponde à geologia da subárea I. Cada equipe produziu mapas de
drenagem, relevo, alinhamentos estruturais, logística e geológico. Os mapas
foram produzidos com base na análise e interpretação dos elementos
fisiográficos e fotolitológicos, a partir de fotografias aéreas monocromáticas em
escala de 1:25.000, com a utilização de estereoscópios (de bolso e de
espelhos). A fotoanálise e fotointerpretação seguiram a metodologia proposta
por Soares & Fiori (1976).
A disciplina tem como área alvo uma porção no noroeste do Estado do
Ceará, cabendo a equipe I o detalhamento em semi-detalhe (1:25000) da
subárea I com uma área com cerca de 99km2 enfatizando os aspectos
litológicos, estruturais, geocronológicos, potenciais metalogenéticos, aspectos
fisiográficos, geomorfológicos além da proposta evolutiva desta subárea.
12
A realização dos trabalhos de campo envolveram o manuseio de bússola
e GPS, localização e plotagem dos afloramentos no mapa base de trabalho e a
descrição dos litotipos encontrados na subárea. Ao final do trabalho de campo
foi elaborado um mapa geológico integrado, na escala 1:25.000, onde todas as
equipes do Projeto Santa Taperuaba-Aracatiaçu apresentaram os aspectos
geológicos da sua subárea, visando mostrar um panorama geológico da área
do estágio. O mapeamento foi realizado a partir de seções pré-estabelecidas,
onde as relações de campo foram importantes para sua construção. Em geral,
as seções cortavam transversamente as estruturas planares e as unidades
estabelecidas no mapa base.
Com o comprimento da fase de campo, teve inicio a elaboração de um
relatório contendo informações sobre as características gerais e específicas
dos litotipos presentes em cada unidade litoestratigráfica, o comportamento
estrutural e as condições de metamorfismo e magmatismo da subárea
estudada, tendo em anexo a lista dos afloramentos estudados, planilha de
atitudes das estruturas planares e lineares medidas, a compilação da
caderneta de campo.
Os estudos laboratoriais envolveram, fundamentalmente, a análise
petrográfica de doze lâminas delgadas selecionadas dos diferentes litotipos
presentes na área, baseando-se na descrição e classificação de rochas a partir
dos conceitos e princípios de YARDLEY (1995), YARDLEY (2004),
PASSCHIER & TROUW (1996), STRECKEISEN (1973), SPRY (1969) e
MACKENZIE et al. (1982). O estudo envolveu a caracterização das texturas e
microestruturas, o conteúdo mineralógico e as relações de equilíbrio entre as
fases minerais, no caso das rochas metamórficas. Enfoque particular foi dado à
definição dos protólitos e definição das condições e processos metamórficos e
magmáticos.
A etapa final de trabalhos consistiu no refinamento e tratamento dos
dados geológicos e estruturais presentes no mapa, elaboração de um mapa
geomorfológico e a realização de estudos laboratoriais, que resultaram na
confecção do presente relatório.
13
1.4 – Localização e acesso da área de Estudo
A área de estudo do Projeto Taperuaba localiza-se na Região Nordeste
do Brasil, noroeste do Estado do Ceará e distante 68 km de Sobral e 235 km
de Fortaleza, com sede no distrito de Taperuaba encontra-se nos domínios das
Folhas Taperuaba (SB.24-V-B-II) e Santa Quitéria (SB.24-V-B-I) Irauçuba (SA.
24-Y-D-V) e Sobral (SA. 24-Y-D-IV). A área geral do estágio foi dividida em
nove subáreas, sendo a subárea I compreendida em um quadrado com
dimensões de aproximadamente 100km², limitada pelas coordenadas
apresentadas, encontra-se nos domínios da Folha Sobral (SB.24-V-D-IV),
estando entre as coordenadas em UTM: Latitudes 9567114 – 9576114 e
longitudes 370383 – 381385.
O acesso ao distrito de Taperuaba (CE) pode ser feito por meio
rodoviário. Saindo de Belém capital do Estado do Pará, pela BR- 316, o trajeto
segue pela mesma rodovia passando pelas cidades de Santa Inês, Caxias no
estado do Maranhão e Teresina, capital do estado do Piauí. A partir desse
ponto, o trajeto segue pela rodovia BR-343 até cidade de Piripiri, no estado do
Piauí, segue-se pela BR-222 até o município de Sobral, no estado do Ceará, e
posteriormente até a cidade de Forquilha (Figura 1). Partindo deste ponto,
segue-se pela CE-362 até a cidade de Taperuaba, base do mapeamento. O
acesso dentro da área de trabalho é realizado principalmente pelas rodovias
CE-253 e estradas vicinais.
14
Figura 1- Imagem de localização do projeto Taperuba-Aracatiaçu, mostrando seus
acessos e principais rodovias, com destaque para subárea I.
15
2. ASPECTOS FISIOGRÁFICOS
2.1- Clima
O Ceará tem 93% de seu território encravado na região do semi-árido
nordestino, que o torna vulnerável a ocorrência de seca, um dos obstáculos
para o desenvolvimento regional dada a irregularidade e escassez de
precipitações pluviométricas, que oscilam entre 500 a 850 mm. O Clima
predominante no Estado é o tropical quente semi-árido, ocorrendo em uma
extensão de 101.001km², o que representa 67,87% da área do Estado, o que
engloba o território de 98 diferentes municípios. Ou seja, 53,26% dos
municípios cearense encontram-se sob a influência do clima acima citado.
(IPECE 2007).
2.2- Vegetação
A vegetação que predomina no Estado do Ceará é a Caatinga, típica do
semi-árido, existindo também outras como as Matas Úmidas, as Matas Secas,
a Mata Ciliar, a Vegetação de Tabuleiros e Complexo Vegetacional da zona
litorânea. O Ceará possui 5.000.000 ha de área de proteção ambiental,
administrada pelos governos federal, estadual e municipal, além de áreas
particulares. Nos locais mais áridos, são abundantes os faveleiros e, nas
margens dos rios, a associação é menos xerófita. Existem também outras
espécies de cobertura vegetal como as Matas Úmidas, as Matas Secas, a Mata
Ciliar, a Vegetação de Tabuleiros e Complexo Vegetacional da zona litorânea
(IPECE, 2007).
2.3- Hidrografia
O Estado é composto por 11 bacias hidrográficas, sendo estas formadas
pelos rios Acaraú, Banabuiú, Coreaú, Jaguaribe, Parnaíba, Salgado, Cocó e
Ceará.
O principal rio do Ceará é o Jaguaribe, cuja bacia drena todo o sul, o
centro e o leste do estado. O norte é banhado por pequenos rios
independentes, entre os quais o Coreaú, o Acaraú e o Aracatiaçu. Entre os
açudes construídos no estado, os maiores são os de Orós, no Jaguaribe, e de
16
Banabuiú, no rio do mesmo nome. A capacidade de armazenamento de água
atinge 7,8 bilhões de metros cúbicos, mas a utilização dos açudes na irrigação
ainda é reduzida. (IPECE 2007).
Segundo Lopes 1998, o Estado do Ceara esta dividido por elevações
que se constituem divisores de agua. Os cursos d’agua possuem caráter
tipicamente torrencial e temporário. Os níveis mais altos das aguas são
atingidos entre marco e maio, coincidindo com a época de maior pluviosidade.
2.4- Geomorfologia
As grandes unidades geomorfológicas da porção noroeste da Província
Borborema estão individualizadas nas formas de relevo e seu posicionamento
altimétrico relativo, bem como características da geologia, vegetação e dos
solos. Tendo por base esses critérios, a região foi dividida em quatro unidades:
Planície Litorânea, Superfície Sertaneja, Planalto de Ibiapaba e Planalto
Residual (MOREIRA & GATTO, 1981). Destas quatro unidades, apenas a
superfície sertaneja e o planalto residual ocorrem na área de estudo do Projeto
Taperuaba - Aracatiaçu.
A Planície Litorânea representa toda a parte litorânea do Ceará,
estendendo-se até aos litorais do Maranhão e do Piauí. É basicamente formada
por planícies flúvio-marinhas e dunas eólicas dispostas sobre uma faixa
praticamente continua de mais de 2 Km de largura.
A Superfície Sertaneja apresenta a maior unidade no que diz respeito a
extensão; sendo também a unidade mais baixa de relevo (cotas médias de
190m e máximas de 330m). Subdivide-se em duas sub-unidades : área
conservada dominantemente plana e área dissecada levemente dissecada e um
pouco mais elevada que a anterior.
O Planalto de Ibiapaba é representada pela borda leste da Bacia do
Parnaíba (Serra da Ibiapaba) com altitudes de 700m e formas arredondadas e
aplainadas, localmente angulosas e com vertentes retilíneas côncavo-convexas
e côncavas.
17
Os Planaltos Residuais São subdivididos em dois subdomínios: um com
altitudes superiores a 700m (Serra da Meruoca, Serra do Pajé e Serra da
Barriga); e um com altitudes menores que variam de 300m a 700m (Serra do
carnutim e Serra do Penanduba).
3- ASPECTOS SOCIOECONÔMICOS DO DISTRITO DE TAPERUABA E
ARACATIAÇU.
Taperuaba é um distrito do município de Sobral e possui cerca de
4º39’15” de latitude sul e 39º13’25” de longitude oeste, e esta localizado na
região centro-norte do estado e distante 68 Km de Sobral e 235 Km de
Fortaleza.
O distrito de Taperuaba limita-se ao norte com os municípios de
Massapê, Santana do Acaraú e Meruoca, ao sul com Santa Quitéria, Groaíras
e Cariré, a leste com Itapipoca, Irauçuba e Canindé, e a oeste com os
municípios de Coreaú, Mucambo e Alcântara.
Taperuaba possui infra-estrutura de energia elétrica urbana e rural,
serviço de abastecimento de água e esgotamento sanitário, coleta diária de
lixo, sistema telefônico DDD, postos de gasolina, hospital com equipe médica
permanente, vários sítios arqueológicos com pinturas rupestres, além da oferta
de Ecoturismo e esportes radicais, destacando-se o Olho D’água do Pagé,
Pedra das Andorinhas, Bico do Papagaio, Pedra do Sino, entre outros.
O distrito de Aracatiaçu faz parte do município de Sobral, situado na
região noroeste do estado do Ceará, a 65km a leste de Sobral e 230 km
de Fortaleza. O distrito almeja emancipação, unindo-se ao distrito de Patos e
de Caracará, para formar o município de Aracatiaçu. As principais atrações
turísticas são Açude Santo Antônio, Santuário Nossa Senhora de Fátima, Igreja
matriz, Olho D'Água do Pajé entre outras.
18
4 – GEOLOGIA REGIONAL DA PROVÍNCIA BORBOREMA
4.1 Generalidades
O conceito de Província Borborema foi introduzido por ALMEIDA et al
(1977),para a porção nordeste da Plataforma Sul – Americana, representando
uma área onde foi efetiva a atuação de fenômenos termais, tectônicos,
magmáticos no Neoproterozóico.
De acordo com BRITO NEVES& VAN SCHMUS (2001), esta província
cobre uma área de mais de 450.000km² que se encontra na região nordeste do
território brasileiro, abrangendo os estados do Maranhão, Piauí, Ceará,
Alagoas, Sergipe, Paraíba, Pernambuco e Norte da Bahia. É em sua maior
parte formada por um embasamento cristalino, apresentando, contudo,
importantes sequências sedimentares de cobertura. De seus limites geológicos,
o único relativamente bem definido, isso inclui geologia e geofísica, é o limite
sudeste, com a Província São Francisco. O limite sudoeste com o Cráton do
São Francisco, ainda puramente conjectural, e demanda ainda de um
expressivo contingente de dados geológicos e geofísicos para uma delimitação
mais segura. A bacia do Parnaíba, a oeste, e a Província Costeira encobrem
claramente extensões dessa entidade, haja vista que elas recobrem muitas
vezes diagonalmente a projeção de suas linhas estruturais. E assim sendo, a
extensão atribuída a província é de caráter mais geográfico que geológico.
Segundo MABESSONE (2002), a província Borborema começou a se
forma a partir da junção de diversos terrenos que se originaram talvez já no
Arqueano, mas com certeza durante o Paleoproterozóico, é um retalho de
terrenos de diferentes litotipos, separados por falhas e lineamentos
importantes. Constitui a parte mais ocidental, em território brasileiro, de uma
unidade geotectônica bem maior que compreende os crátons Oeste-Africano,
Amazônico e São Francisco - Congo, sendo representado na África pelas
províncias Oeste-Nigeriana, Leste- Nigeriano, Camarões e possivelmente
Touareg.
19
4.2 – Domínios Estruturais
A Província Borborema foi dividida em cinco domínios geotectônicos:
Domínio Médio Coreaú, Ceará Central, Rio Grande do Norte, Zona de Domínio
Transversal e o Domínio Sul (Figura 2), essa divisão foi baseada em uma
ampla revisão de artigos anteriores acrescido de novos dados sobre aspectos
geológicos, a disposição dos extensos lineamentos transcorrentes e
informações geocronológicas segundo BRITO NEVES et al. (2000).
Figura 2- Divisão dos domínios da PB segundo BRITO NEVES et al. (2001) . Modificado
de SANTOS et al. (2004).
20
4.2.1 – Domínio Médio Coreaú - DMC
Este domínio está inserido na porção noroeste do estado do Ceará e
nordeste do estado do Piauí. O DMC é delimitado a noroeste pela borda
retrabalhada do Cráton São Luís e a sudeste pelo Lineamento Transbrasiliano.
Este domínio apresenta o embasamento gnáissico-migmatítico do Complexo
Granja, rochas supracrustais dos grupos Martinópole e São Joaquim,
seqüências metassedimentares dos grupos Ubajara e Jaibaras, o Batólito
Santa Quitéria, as Suítes Parapuí e Mucambo – Meruoca e a Formação
Aprazível.
4.2.2 – Domínio Ceará Central - DCC
Limita-se a norte pela Província Costeira e pela zona de cisalhamento
Sobral-Pedro II, que o separa do DMC. A oeste limita-se pela Província
Sedimentar do Parnaíba e ao sul pelo lineamento Senador Pompeu. (BIZZI et
al. 2003)
As principais unidades estratigráficas que o compõem são o Bloco Tróia-
Pedra Branca, que constitui gnaisses paleoproterozóicos com núcleos
arqueanos (Maciço Tróia-Tauá). Este bloco é constituído por três unidades
litoestratigráficas componentes do Complexo Cruzeta (BRITO NEVES et al.,
2000).
O embasamento do Domínio Ceará Central consiste de gnaisses
ortoderivados de rochas graníticas-granodioríticas, paragnaisses e migmatitos
do Complexo Ceará com idades pelo método U-Pb de aproximadamente 2,1
Ga (FETTER, 1999).
Na maior parte da área do DCC temos sequências de rochas
metassedimentares proterozóicas que compreendem o Complexo Ceará,
Unidade Acopiara, Grupo Novo Oriente e Unidade Choró (BIZZI et al., 2003). O
Complexo Ceará é formado por paragnaisses, ortognaisses e xistos, mostrando
por vezes variáveis graus de migmatização, oriundos da colagem
Transamazônica (FETTER et al., 2000).
21
O DCC apresenta em sua cobertura uma sequência de supracrustais
neoproterozóicas (quartzitos, pelitos, unidades carbonáticas menores),
remanescentes de cinturões de dobramentos. Este conjunto apresenta-se
cortado por plútons alcalinos e cálcio-alcalinos, gerados durante o evento
Brasiliano, formando complexos graníticos-migmatíticos. O mais expressivo
destes é o Maciço de Santa Quitéria (BRITO NEVES, 2000), recentemente
interpretado como um grande arco magmático continental de idade
neoproterozóica (FETTER, 1999, FETTER et al., 2003). Outros importantes
registros de granitoides neoproterozóicos a cambrianos que também merecem
ser destacados são o batólito Quixadá e Quixeramobim e diversos stocks pos-
orogënicos como os da Serra do Barriga e Serra do Pajé.
4.2.3 – Domínio Rio Grande Do Norte - DRGN
Este domínio compõe-se das faixas Orós- Jaguaribe e Seridó, e dos
Terrenos Rio Piranhas, São José do Campestre e Granjeiro. Está localizado
entre os lineamentos Senador Pompeu e Patos.
O embasamento é formado por um arcabouço litotectônico
transamazônico, que inclui alguns núcleos arqueanos. Dentre esses núcleos
destaca-se o Maciço São José do Campestre, que constitui o mais antigo
fragmento de crosta continental reconhecido na América do Sul (3,4 a 3,5 Ga;
DANTAS et al., 2004)
A unidade mais antiga corresponde a este último e é composta por
ortognaisses TTG e migmatitos de idade arqueana (3,25 e 3,08 Ga; U-Pb em
zircão), com núcleos de metatonalito Bom Jesus de 3,41 Ga e dados isotópicos
de Sm-Nd indicando fonte com mais de 3,5 Ga, sugerindo uma derivação
crustal (DANTAS, 1997).
4.2.4 – Zona Transversal - ZT
A Zona Transversal compreende um segmento crustal de direção E-W,
limitado a norte e a oeste pelo Lineamento Patos e a sul pelo Lineamento
Pernambuco. É composta, de NW a SE, pela Faixa Cachoeirinha e pelos
terrenos Alto Pajeú, Alto Moxotó e Rio Capibaribe. A ZT configura-se,
22
estruturalmente, como um sistema anastomosado de zonas de cisalhamneto
transcorrentes dextrais de direção E-W e preferencialmente sinistrais de
direção NE-SW. (BIZZI et al., 2003). Este domínio constitui área-tipo para a
caracterização da orogenia Cariris Velhos (0,95 a 1,0 Ga; BRITO NEVES et al.
1995, VAN SCHMUSet al. 1995, KOZUCHet al. 1997).
O Terreno Alto Pajeú, é limitado pela Zona de cisalhamento Serra do
Caboclo, a noroeste, e a sudeste pela nappe Serra de Jebitacá. É constituído
de ortognáisses e rochas supracrustais diversas, o Terreno Alto Moxotó, é
predominantemente formado por exposições de embasamento
paleoproterozóico e plútons brasilianos, e o Terreno Rio Capiberibe é
representado diferentes sequências de rochas supracrustais neoproterozóicas
e grandes plútons brasilianos (BRITO NEVES et al., 2001).
A faixa Piancó Alto Brígida é também chamada de Cinturão de
Dobramento Piancó Alto Brígida, que corresponde a um cinturão
neoproterozóico tardio, constituindo-se de ritmitos, psamitos e pelitos,
intercalados com rochas vulcânicas máficas e félsicas. Observa-se
metamorfismo de baixo grau e também um abundante plutonismo na forma de
stocks e plútons, podendo-se haver uma continuidade nas sequências
neoproterozóicas (Rio Preto, Sergipana) para o domínio sul (BRITO NEVES et
al., 2000).
4.2.5 – Domínio Sul - DS
Situado entre o Lineamento Pernambuco e a porção norte do cráton São
Francisco- Congo, o DS é formado os terrenos mesoproterozóicos
Pernambuco–Alagoas, Paulistana–Monte Orebe e Canindé–Marancó, e as
faixas neoproterozóicas Riacho do Pontal e Sergipana (BIZZI et al., 2003).
Estendendo-se para a África na direção leste, com o Cinturão África Central-
Oubanguides, ao norte do Cráton do Congo. (BRITO NEVESet al., 2000).
É formado por rochas metamórficas de alto grau no embasamento
cratônico e por rochas supracrustais do Supergrupo São Francisco-Banbuí,
localizados ao Sul dos cinturões Sergipano e Rio Preto. Possui ainda
sequências distais vulcano-sedimentares, plutônicas e sequências de mar
23
profundo, além de possível associação com rochas de arco magmático
neoproterozóico (BRITO NEVES et al., 2000).
O DS inclui partes marginais cratônicas e partes internas desses
cinturões, consistindo de rochas metamórficas de alto grau retrabalhadas e
definidas como a extensão do embasamento cratônico.
5- CONTEXTO GEOLÓGICO-REGIONAL DA ÁREA DO PROJETO
TAPERUABA
5.1- Litoestratigrafia
A litoestratigrafia da Província Borborema, de modo geral, está
compartimentada nos domínios estruturais. Entretanto nesse trabalho serão
abordados apenas as unidades pertencentes ao Domínio Ceará Central.
5.1.1- Bloco Tróia–Pedra Branca (Arqueano)
Foi denominado inicialmente por BRITO NEVES (1975) de Bloco Tróia-
Tauá, porém também é denominado Bloco Tróia- Pedra Branca. O Bloco Tróia
– Pedra Branca representa terrenos arqueanos , granito-greenstones e granito-
gnássico, envolvidos na colagem orogênica paleoproterozóica( BIZZI et al.
2003). Esse bloco é constituído por três unidades litoestratigráficas
componentes do Complexo Cruzeta, definido por OLIVEIRA& CAVALACANTE
(1993): Unidade Tróia, Unidade Pedra Branca e Unidade Mombaça.
5.1.2- Complexo Ceará (Paleoproterozóico)
Segundo BIZZI et al. (2003), o Complexo Ceará pode ser dividido em
quatro unidades: Canindé, Independência, Quixeramobim e Arneiroz.
A unidade Canindé apresenta variação composicional de gnaisses,
algumas vezes esses gnaisses apresentam-se milonitizados, com deferentes
graus distintos de metamorfismo e migmatização, essa unidade pode
apresentar também rochas metabásicas, metaultramáficas, metacalcários,
quartzitos, calcissilicáticas, anfibolitos e formações ferríferas ferro-
24
manganesíferas). (FETTER 1999) obteve, através de dados geocronológicos
U-Pb em zircão, idade de 2,14 a 2,10 Ga.
A Unidade Independência de acordo com BIZZI et al. (2003), a unidade
independência é constituída por paragnaisses e micaxistos aluminosos (em
parte migmatíticos), metacalcários, rochas calcissilicáticas e, em menor
quantidade por anfibolitos. A Unidade Quixeramobim,Segundo (FETTER,
1999) datações radiométricas pelo método U-Pb em zircão indicam uma idade
de 1,8 Ga. Esta unidade é constituída principalmente por paragnaisses e
micaxistos aluminosos, calcissilicáticas e quartzitos. A Unidade Ameiroz
apresenta paragnaisses diversos, em parte migmatizados e micaxistos.
5.1.3- Complexo Tamboril-Santa Quitéria (Neoproterozóico)
O Complexo Tamboril Santa-Quitéria foi alvo de datações por FETTER
et. al (1999, 2003) onde obteve a idade mais velha U-Pb em zircão das rochas
vulcânicas que flanqueiam o batólito é 665 Ma. O Complexo Santa Quitéria é
constituído por rochas plutônicas de composição tonalítica a granítica,
normalmente gnaissificadas e/ou migmatizadas. Raros plutons graníticos foram
preservados da deformação-metamorfismo, como é o caso da suíte granítica
de Uruburetama. Bordejando o complexo, principalmente em sua margem
leste, ocorrem diversas unidades de rochas paraderivadas, representadas por
biotita gnaisses, quartzitos, xistos, rochas calciossilicáticas, mármores e
migmatitos.
Segundo ZINCONE et al. (2009) este complexo descreve uma
sequência de rochas metassedimentares de alta pressão constituída por
sillimanita mais ou menos cianita-granada gnaisses com lentes de quartzitos,
rochas calcissilicáticas e mármores, na porção noroeste do arco magmático de
Santa Quitéria. Ocorrem paragêneses reliquiares de metamorfismo em fácies
eclogito e raros piroxenitos.
Através do método U-Pb em zircão de rochas vulcânicas que flanqueiam
o batólito obteve-se a idade mais antiga do Complexo Tamboril-Santa Quitéria
(665 Ma). Porém, datações em plútons mais deformados deram idades de 637
25
Ma a 614 Ma, com possível continuação do magmatismo até 591 Ma. Idades
de Sm-Nd estão entre 0,8 a 0,9 Ga, com assinaturas isotópicas de Nd que
indicam uma mistura entre magmas juvenis neoproterozóicos e gnaisses
circunvizinhos paleoproterozóicos (FETTER et al., 2003).
5.1.4- Suíte Granítica Mucambo-Meruoca (Cambriano)
Esta suíte é constituida por granitóides apresenta-se situada entre os
dominios tanto no DMC como no DCC. Abrange os corpos graníticos, a
exemplo do granito do Anil, e Serra do Barriga e o granito do Pajé no DCC, e
os situados no DMC, que dão nome à suíte. Os granitos do Mucambo e
Meruoca estão localizados dentro do grábenJaibaras, nas imediações do
lineamento Transbrasiliano, e cortam as sequências metassedimentares dos
grupos Ubajara e Jaibaras, além de rochas do embasamento. Em relação aos
estudos geocronologicos o Granito Meruoca apresenta idades de Rb-Sr de 520
± 6 Ma (SIAL, 1989), e o Granito Mucambo tem idades de U-Pb de 532 ± 6 Ma
e Ar-Ar de 527 ± 3 Ma (FETTER, 1999).
5.1.5- Granodiorito Anil
De acordo com GORAYEB et al. (1994), este extenso corpo aflora à 40
Km SSW de Sobral, nos municípios de Varjota, Reriutaba, Delmiro Gouveia,
Amanaiara, Cariré e Macaraú, na forma de um batólito de forma elíptica
alongado na direção NNE – SSW, largura máxima de 11 Km e com 35 Km de
comprimento. Este plúton apresenta composição granodiorítica com variações
para monzogranitos. Está encaixado numa seqüência de alto grau
metamórfico, compreendendo paragnaisses aluminosos com silimanita, rochas
cálcisilicáticas, granulitos e granitóides além de milonitos. O contato com os
gnaisses é brusco, com presença de enclaves máficos nas bordas da intrusão
e localmente há veios graníticos e diques a partir do seu flanco leste Datações
pelo método Rb-Sr revelaram idade de 587 ± 19 M.a, (GORAYEB & LAFON,
1995), pertencendo assim á Suíte Meruoca conforme proposto pelos autores.
26
5.1.6- Serra do Barriga
O stock granítico Serra do Barriga, responsável pela serra homônima,
está localizado no município de Sobral, porção NNW do Estado do Ceará. Com
área de 30 km²,apresenta forma arredondada, estruturação anelar, contendo
na porção central dois picos justapostos que se destacam na topografia,
respectivamente com cotas de 662 m e 730 m, controlados por dois sistemas
principais de fraturas N30W/90 e N70E/80.
O corpo granítico Serra do Barriga é de caráter polintrusivo, do tipo
circunscrito, com discretas estruturas de fluxo magmático e xenolíticas
praticamente restritas às bordas do maciço. Seu arcabouço litológico está
representado um sienogranitoinequigranular a megaporfirítico de granulação
média a grossa e de coloração predominantemente rosada, contendo
internamente corpos semi-anelares, mais ou menos contínuos, de biotita
monzogranitoporfirítico róseo acinzentado e de duas variedades de
sienogranitos inequigranulares de granulações média a grossa de coloração
branca a branco acinzentada, bem como de raros veios aplíticos e
pegmatóides próximos dos contatos coma as rochas encaixantes. (MATOS et
al.2007).
5.1.7- Granito Pajé
O granito de Pajé abrange uma área de aproximadamente 25 km de
comprimento por cerca de 7,6 km de largura, trata-se de uma área de
dimensões batólicas, perfazendo uma área de 190 km²,, situado a
aproximadamente 18 km ao norte da cidade de Santa Quitéria, na região
noroeste do Ceará. Possui formato de “8”, sendo esta resultante de
deslocamentos sinistrais associados á Zona de cisalhamento do Rio Groaíras
que o divide quase ao meio. Mostra-se intrusivo na sequência de gnaisses e
migmatitos do Complexo Tamboril- Santa Quitéria, apresentando contatos
irregulares. Nesse corpo são observados enclaves microgranulares, enclaves
de rochas calcissilicáticas, diques sinplutônicos de composição diorítica, diques
de albita granito e de subvulcânicas de composição tonalítica. O granito Pajé
possui isócronas de 537±21 Ma, correlacionando-se assim temporal,
27
petrografica e estruturalmente com, por exemplo, os granitos Meruoca,
Mucambo e Serra do Barriga.(ABREU et al. 1991).
5.1.8 - Quaternário
As coberturas cenozoicas presentes na região noroeste do Ceará são
caracterizadas por aluviões, coluvios e dunas, que são formados a partir de
material detrítico de várias litologias, apresentando-se inconsolidados. Os
aluviões são representados em geral por areia fina a grossa, variando até
tonalidades escuras, podendo ocorrer localmente cascalhos grosseiros e
argilas com matéria orgânica em decomposição (NASCIMENTO et al., 1981).
5.2- Magmatismo
O magmatismo da Província Borborema é caracterizado principalmente
pelo desenvolvimento de um plutonismo granítico desencadeado no final do
Ciclo Brasiliano, que gerou grande quantidade de complexos batólíticos e
intrusões menores; no início do Paleozoico, no fechamento do ciclo,
desenvolveram-se intrusões de pequena profundidade e corpos filonianos,
além de um vulcanismo presente nas sequencias de coberturas. Na Província
Borborema registra-se eventos magmáticos antigos relacionados à fusão
parcial de material máfico-ultramáfico de origem mantélica. Os plútons
relacionados a essa fusão parcial foram posteriormente retrabalhados pelo
evento Transamazônico (2,2 a 1,9 Ga), dando origem a ortognaisses e
migmatitos dos embasamentos dos diversos terrenos da Província Borborema
(BRITO NEVES et al., 2000).
Estudos recentes tem posto em evidencia em um magmatismo de
natureza máfico-ultramáfica, provavelmente tão importante para os primeiros
estágios da evolução crustal da província, quanto o plutonismo granítico para o
Ciclo Brasiliano.
A individualização de amplos maciços migmatíticos com herança máfica
e ultramáfica e a presença de fragmentos xenolíticos até em grande escala, em
toda a extensão da província comprovam a ampla distribuição desse
magmatismo em épocas pré-brasilianas.
28
O magmatismo máfico-ultrmáfico comprova o caráter policíclico desse
magmatismo, Como na região de Tauá (CE), onde ocorre um maciço diorítico
de grandes dimensões, com diferenciados gabróides locais e migmatitos, as
representantes supracrustais são derrames, sills e intrusões de formas e
dimensões variadas.
A composição cálcio-alcalina das áreas arqueanas podem representar
testemunhos do processo de formação da crosta siálica mais antiga, a qual
teria evoluído através de eventos sucessivos de acreção vertical de materiais.
(ABREU, 1990).
A suíte Parapuí compreende um conjunto complexo de rochas
vulcânicas, em que se encontram derrames, rochas piroclásticas e sub-
vulcânicas, essas ultimas representadas por sills e diques, é uma manifestação
magmática que acontece após os processos de deformação de caráter
regional para a área. (GORAYEB, 1988 in ABREU, 1990).
No Domínio Ceará Central a ocorrência do Batólito Santa Quitéria
fundamenta o desenvolvimento de um grande arco magmático continental, com
as sequências back e fore arco representadas pelos grupos Indepêndencia e
Martinópole, a partir de dados litológicos e geocronológicos de acordo com
FETTER et al.(2003).
Observações realizadas no Batólito Santa Quitéria distinguiram quatro
tipos granitóides principais no desenvolvimento de um arco magmático. O
primeiro é dito Pré-colisional, constituído por rochas dioríticas a granodioríticas
(alto teor de Mg, Ca e baixo K) representam a fase mais primitiva do arco
magmático continental, as litologias constituintes foram fortemente deformadas,
metamorfizadas para o fácies anfibolito parcialmente fundidos durantes
estágios mais tardios de desenvolvimento, estão agora representados por
xistos, gnaisses e variedade de migmatitos. O segundo tipo granitóide consiste
de migmatitos róseos a cinzas com estruturas “nebulíticas” e “homofânicas”.
Representam o mais alto grau de fusão de Suíte diorítica a granodioríticapré-
colisional e contem largos enclaves de gnaisse diorítico e anfibolítico, estas
rochas são ricas em quartzo e de composição granodiorítica a granítica, em
29
afloramentos são caracterizados por manchas difusas cinzas ou avermelhadas,
grãos de tamanhos variados e contendo quartzo, apesar de tudo fases
leucocráticas são predominantes. Estas duas litologias são características de
arcos magmáticos precoces em termo de composição, estrutura e evolução.
O terceiro grupo é composto de granitóides pouco deformados, de
composição granodiorítica a monzograníticas, megaporfiríticos e cinzas,
localmente essas rochas contem variáveis porcentagens de quartzo e enclaves
dioríticos, sem maiores sinais de interação magmática, representando ruptura
por diques sinplutônicos. Esta seção é interpretada como um granito
posicionado numa fase em conexão com um regime tensional durante o
desenvolvimento de arco, este grupo é menos abundante que outras
associações ígneas neste complexo. O quarto grupo representa o final do
desenvolvimento do arco é formado por granitoides megaporfiríticos e
subordinadamente equigranular (alto K e baixo Ca), dominantemente
monzogranítico a álcali feldspato granítico. Mineralogicamente este grupo
compreende plútons de biotita-hornblenda, cálcico-alcalino e álcali-cálcico.
Assim sendo este grupo representa a participação gradual de material
crustal, principalmente através da fusão dos dois primeiros grupos. As
variações mineralógicas, texturais e estruturais de corpo para corpo nestas
quatro suítes sugerem a existência de vários pulsos magmáticos em estágios
tardios de desenvolvimento de arco magmático.
Na Unidade Canindé, distingue-se uma massa de gabro, leuco-gabro e
troctolito encaixadas em anfibolitos, gnaisses, quartzitos, mármores, cálcio-
silicáticas e ultramáficas.
No Sistema Seridó, encontra-se pequenos corpos ultramáficos, alguns
de caráter intrusivo outros de natureza tabular.
O Maciço Rio Piranhas possui plútons granodioríticos alongados de
proveniência máfica, transformados por anatexia em granitos equigranulares.
Os terrenos inter-maciços são caracterizados por pequenos plútons
homogêneos e de estruturação vertical. Na região de Seridó além dos batólitos
30
associados a exposições do embasamento, predominam leucogranitos grossos
ou porfiríticos e granodioritos-monzogranitos com enclaves dioríticos e
gabróicos, além de hololeucogranitos e granitos pegmatóides.
5.3- Metamorfismo
Segundo GORAYEB et al. (1988), as rochas da região noroeste do
Ceará sofreram metamorfismo de caráter regional sob gradientes variados de
temperatura e pressão, resultando em condições de baixo a alto grau
metamórfico.
O Domínio Ceara Central possui um embasamento, policíclico, com
idades variando entre o Arqueano e o Paleoproterozóico, é constituído
predominantemente por ortognaissesmetamorfisados em condições de fácies
anfibolito alto com frequente migmatização, com supracrustais diversas
subordinadas, além de núcleos localizados de terrenos greenstone-gnáissicos,
classificados em grande parte como suítes TTG (CABY& ARTHAUD, 1986).
Sobre parte do embasamento ocorrem seqüênciassupracrustais monocíclicas,
de idade provável meso ou neoproterozóica (ARTHAUD et al., 2004;
SANTOSet al., 2004).
No Domínio Ceará Central, onde foram descritas unidades litológicas de
idade variando entre o Arqueano e o Neoproterozóico, destaca-se conjunto de
rochas granítico-gnáissico-migmatíticas, denominado Complexo Santa Quitéria.
O complexo é considerado por vários autores como produto de metamorfismo
sincolisional de arco magmático continental edificado na margem ativa de
oceano pretérito, cujo fechamento ocorreu durante o Ciclo Brasiliano, há ca.
600 M.
O Complexo Santa Quitéria é constituído por rochas plutônicas de
composição tonalítica a granítica, normalmente gnaissificadas e/ou
migmatizadas. Raros plutons graníticos foram preservados da deformação-
metamorfismo, como é o caso da suíte granítica de Uruburetama. Bordejando o
complexo, principalmente em sua margem leste, ocorrem diversas unidades de
rochas paraderivadas, representadas por biotita gnaisses, quartzitos, xistos,
rochas calciossilicáticas, mármores e migmatitos.
31
O Complexo Ceará é composto por rochas paraderivadas
metamorfisadas em alto grau e comumente migmatisadas (ARTHAUD et al.,
1998) e por ortognaisses metamorfisados em condições de fácies anfibolito,
comumente migmatisados, e rochas supracrustais diversas, cujo metamorfismo
ocorreu durante os eventos Transamazônico e Brasiliano (FETTER et al.,
2000). Segundo GARCIA & ARTHAUD (2004), os plútons alcalinos e cálcio-
alcalinos, gerados durante o Brasiliano, que cortam o Complexo Ceará estão
comumente deformados e metamorfisados.
5.4- Arcabouço Tectono-Estrutural do Domínio Ceará Central
A Província Borborema começou a se formar a partir da junção de
diversos terrenos, Crátons São Luís – Oeste Africano e São Francisco –
Congo, que se originaram talvez já no Arqueano provavelmente durante o
Paleoproterozóico, segundo MABESSONE (2002). Segundo ARTHAUD et al.,
2004, a Província adquiriu sua fisionomia atual de mosaico de domínios
justapostos ao longo de mega zonas de cisalhamento, em uma amalgamação
de escala continental. Esta Província apresenta falhamentos principais como,
Lineamento Patos (E-W) no qual correspondendo a uma falha direcional com
rejeito a direita; Lineamento de Tauá (N-NW) com rejeito direcional à esquerda
e o Lineamento Senador Pompeu (NE) apresentando rejeito direcional à direita.
Sendo assim, estas direções de falhamento seriam a resultante do esforço
principal de direção NE-SW, que varia a medida que se aproxima do
Lineamento de Patos (MELO et al,1978).
Toda a história tectono-estrutural desta província poderia ser explicada
através de um stress principal com orientação NE-SW, por meio do qual,
através deste, resultaria em mais três componentes. Essas três componentes
mencionadas seriam representadas pelas seguintes direções de falhamentos
principais: Lineamento de Patos (E-W) correspondendo a uma falha direcional
com rejeito a direita; Lineamento de Tauá (N-NW) com rejeito direcional à
esquerda e o Lineamento Senador Pompeu (NE) com rejeito direcional à
direita. Estas direções de falhamentos seriam a resultante do esforço principal
de direção NE-SW, que varia a medida que se aproxima do Lineamento de
Patos (MELO et al,1978).
32
A região noroeste da província é influenciada principalmente por uma
tectônica transcorrente dextral generalizada de direção NE, de natureza dúctil e
de movimento de massa de NE para SW, e esse movimento teria ocorrido em
dois momentos distintos. O primeiro momento em condições de regime
compressivo gerando cavalgamento e colocando rochas de idades diferentes e
graus metamórficos distintos lado a lado. O outro momento é relacionado a
movimentos dextrais oriundos de esforços transtensivos, que representam os
últimos estágios da colisão de continentes no Brasiliano. (Abreu
&Gorayeb1992).
A Zona de Falhamentos Sobral-Pedro II possui um trend NE – SW que
delimita em dois domínios a unidade tectônica chamada por ABREUet al.
(1988) de Cinturão de Cisalhamento Noroeste do Ceará: os domínios Ceará
Central à sudeste e do Médio Coreaú, à noroeste. Esses domínios são
marcados por características estruturais bem distintas: o bloco Médio Coreaú é
formado por blocos elevados e abaixados (horsts e grabens) datados do
Paleoproterozóico enquanto que o domínio à sudeste é uma região bem menos
estruturada. O Domínio Ceará Central, localizado na parte setentrional da
Província Borborema e situado entre a Zona de Cisalhamento Senador –
Pompeu e o Lineamento Transbrasiliano, é caracterizado por intensa tectônica
tangencial de idade Neoproterozóica (ARTHAUD et al., 2004).
O arranjo estrutural do Arco Magmático Continental de Santa Quitéria,
localizado á sudeste do Lineamento Transbrasiliano dentro do Domínio Ceará
Central é caracterizado por foliação de baixo ângulo com caimento para leste
ou oeste nas bordas e distribuição mais aleatória no centro do corpo. Por outro
lado, a lineação de estiramento mineral exibe trend E - W e indicadores
cinemáticos indicam vergência para leste na borda leste e uma vergência oeste
para a borda oeste. Nesta borda, a compressão para oeste é seguida de uma
fase extensional para leste em condições mais rasas (SANTOS et al., 2004).
Na parte norte do Complexo Santa Quitéria, entre os municípios de
Santa Quitéria, Varjota e Forquilha, há um sistema de nappes com transporte
tectônico para NW. Nesta área destacam-se duas zonas transcorrentes
33
sinistrais, representada pela Zona de Cisalhamento Varjota, de direção N – S
em regime dúctil e pela Falha do Rio Groaíras, com direção NW – Se em
regime rúptil (TEIXEIRA & DANTAS, 2006).
5.5- Evolução
O conceito de Província Borborema foi introduzido em 1977, por
ALMEIDA et al., para a porção leste da região nordeste da Plataforma Sul –
americana, representando uma área onde foi efetiva a atuação de fenômenos
termais, tectônicos, magmáticos no Neoproterozóico. A província Borborema
começou a se forma a partir da junção de diversos terrenos que se originaram
talvez já no Arqueano, mas com certeza durante o Paleoproterozóico. É um
retalho de terrenos de diferentes litotipos, separados por falhas e lineamentos
importantes. Constitui a parte mais ocidental, em território brasileiro, de uma
unidade geotectônica bem maior que compreende os crátons Oeste-Africano,
Amazônico e São Francisco - Congo, sendo representada na África pelas
províncias Oeste-Nigeriana, Leste- Nigeriana, Camarões e possivelmente
Touareg. (ALMEIDA et al, 1977).
A Província Borborema se formou a partir da amalgamação de terrenos
originados no Arqueano e Paleoproterozóico, entre 2,3 e 1,9 Ga,
aproximadamente (MABESSONE, 2002). Estes terrenos juntaram-se entre
aproximadamente 2,38 e 1,98 Ga, durante o Sideriano, Riaciano e Orosiriano
Inferior do Paleoproterozóico, e foram amalgamados aos crátons Oeste
Africano, Amazônico e São Francisco-Congo, para formar o supercontinente
Atlântica (ROGERS, 1996; FETTER et al., 2000; NEVES, 2001 in
MABESSONE, 2002) (Figura 3).
34
Figura 3- Reconstrução do supercontinente paleoproterozóico "Atlantica", mostrando os
limites atuais da África e América do Sul. N= Domínio Tectônico Norte, Provncia
Borborema; A = cráton Amazônico; WA – cráton Oeste Africano; SL - cráton São Luis; SF
- crá cráton São Francisco; CK = cráton Congo/Kasai; e RP = cráton Rio de Plata.
Depósitos flúvio-deltáicos de 2.0 em preto. Fonte: FETTER et al. (2000) modificado de
ROGERS (1996).
No Paleoproterozóico, o embasamento da província foi formado,
iniciando-se no Sideriano, com a ocorrência de um evento acrescionário
(Complexo Granja) com idade U-Pb de 2.35 Ga (SANTOS, 1999 in BIZZI et al.,
2003).
A fase pós-amalgamação da Província Borborema ocorreu no fim do
Paleoproterozóico, no Orosiriano Superior, e a maior parte do
Mesoproterozóico parece ter sido épocas de eventos intraplacas (BRITO
NEVES, 2001). Nas margens ativas desenvolveram-se bacias sedimentares,
consolidadas após o processo de amalgamação.
O evento Transamazônico segundo BRITO NEVES et al. (2001), pode
ser dividido em duas fases: uma mais velha de gênese crustal (2,2 a 2,1 G.a) e
uma fase posterior de deformação e metamorfismo ( entre 2,1 a 2,0 G.a)
As bacias sedimentares das margens ativas formadas na colagem da
Província Borborema com os crátons citados são representados pelas faixas
35
móveis do Médio Coreaú, Araguaia, Riacho do Pontal e Sergipe
(MABESSONE, 2002).
O final do Mesoproterozóico até o início do Neoproterozóico foi marcado
pela provável desagregação do supercontinente Atlântica e posterior formação
de outro supercontinente denominadoRodínia (HOFFMAN, 1991 in
MABESSONE, 2002). A orogenia envolvida na evolução dessas massas
continentais é chamada Grenville. Na Província Borborema esta orogenia é
chamada de ciclo Cariris-Velhos.
O Cariris-Velhos é um importante evento acrescionário e colisional na
parte central da Província Borborema, iniciado no Mesoproterozóico Superior
(1,1 G.a – período Esteniano), até o início do Neoproterozóico (950 M.a –
período Toniano) com a subducção e desenvolvimento de arcos magmáticos,
seguidos de processo colisional amplo de caráter regional. Este evento
orogenético é considerado de menor expressão territorial se comparado aos
eventos Paleoproterozóico e Neoproterozóico.
De acordo com BRITO NEVES (2001), o Neoproterozóico é uma época
de grande atividade tectônica na Província Borborema, com uma suposta
desarticulação do supercontinente Atlântica e posterior formação de outro
supercontinente (HOFFMAN 1991 apud MABESSONE 2002). Durante o
Neoproterozóico os dois ciclos orogenéticos reconhecidos, Cariris Velhos e
Brasiliano, afetaram profundamente a Província Borborema, tanto nas bacias
marginais, como nas intracratônicas ou intracontinentais. Entre os ciclos o
Brasiliano é o mais forte e com maiores repercussões. No período Toniano,
entre 0,98 e 0,88 G.a, formou-se o riftintracontinental Seridó. O período
seguinte (Criogeniano Inferior, entre 0,88 a 0,78 G.a) foi marcado por glaciação
(MABESSONE, 2002).
Durante o Criogeniano Superior e Vendiano (0,78 a 0,57 G.a) o Ciclo
Brasiliano afetou quase a totalidade da província, em um processo de
intensificação de eventos tectônicos na Província Borborema, retrabalhando a
maior parte das litologias. No Domínio Médio Coreaú originou-se uma bacia de
margem passiva correspondente à Faixa Martinópole-Ubajara, e no Domínio
Ceará Central originou-se uma sinéclise que abrigou o Grupo Independência
(MABESSONE, 2002).
36
Com a atenuação do tectonismo Brasiliano, a Província Borborema
passou por uma fase de transição, com condições pós-orogenéticas, que
resultou na formação dos riftes molássicos o Gráben Jaibaras foi formado no
final do Neoproterozóico. Com a atuação dos processos de subsidência,
depositaram-se a Formação Massapê, seguida da Formação Pacujá, e quase
contemporânea a esta ocorreram as manifestações magmáticas vulcânicas da
Suíte Parapuí. A formação deste gráben resultou em estiramento e
adelgaçamento da crosta, favorecendo a colocação de plútons intrusivos como
o Meruoca. As últimas movimentações ao longo das principais zonas de
fraqueza favoreceram a deposição dos sedimentos da Formação Aprazível
(ABREUet al, 1993).
O fim do Neoproterozóico é marcado por uma glaciação que se
manifesta através do Grupo Serra Grande, neste momento da história tectônica
a Província Borborema está inserida no supercontinente Gondwana.
(QUADROS & ABREU, 2005).
A conhecida reativação wealdeniana esta relacionada com a orogênese
Alpina, que terminou na desagregação do continente Gondwana,
individualizando assim a Província tectônica Borborema dentro do território
brasileiro.
6- GEOLOGIA DA SUBAREA I
6.1- Geomorfologia
As grandes unidades geomorfológicas da porção noroeste da Província
Borborema estão individualizadas nas formas de relevo, posicionamento
altimétrico relativo, bem como características da geologia, vegetação e dos
solos. Neste contexto, tendo por base esses critérios, segundo MOREIRA &
GATTO (1981), a geomorfologia da subárea I está em inserida em duas
grandes unidades: Superfície Sertaneja e Planalto Residual. A figura 4 mostra
as principais unidades geomorfológicas presentes no projeto Taperuaba-
Aracatiaçu.
37
Figura 4- Duas principais unidades pertencentes ao projeto Taperuaba- Aracatiaçu. Os
morros residuais representados por serras e serrotes e a superfície sertaneja.
A Superfície Sertaneja apresenta a maior unidade no que diz respeito à
extensão; sendo também a unidade mais baixa de relevo (cotas médias de
190m e máximas de 330m), na subárea I ocupa cerca de 90% da área
apresentando topografia plana e levemente ondulada na porção leste, e outras
vezes fortemente ondulada na porção oeste, devido a sua forte estruturação.
Os Planaltos Residuais localizam-se principalmente na porção oeste da
subárea representando cerca de 10% da área total. Os serrotes do Escalvado,
Comprido, Juá, Cachoeira e Lambedor dos Corneiros são os que definem essa
unidade, sendo o serrote do Escalvado o de maior destaque com cota máxima
de aproximadamente 300 metros. São caracterizados por apresentarem em sua
base intercalações de quartzitos e gnaisses. Essa unidade assume um padrão
de orientação na direção NNE-SSW seguindo o principal trend regional. A
figura 5 mostra as principais unidades da subárea I, destacando o serrote do
Escalvado.
38
Figura 5- Duas unidades geomorfológicas da subárea I, destacando A- Serrote do
Escalvado e B- Superfície Sertaneja.
A rede de drenagem da subárea I reflete o padrão estrutural regional com
direção preferencial NNW-SSE e secundariamente NE-SW, considerando as
informações de campo e da análise de fotos e imagens de diferentes sensores.
Pode-se dizer que se trata de uma área fortemente estruturada devido os
alinhamentos e as formas anômalas. Apresenta densidade média a alta,
angularidade média, refletindo baixa permeabilidade típica de rochas cristalinas
(SOARES & FIORI, 1976). Sendo formada pelo rio Pajé e pelos riachos do
Escalvado e do Logradouro, ainda contendo açudes de médio a grande porte,
tendo como exemplo o açude Logradouro, localizado na porção leste da
subárea. O rio Pajé apresenta-se de 1ª ordem, enquanto que os riachos
apresentam-se de 2ª ordem. Depósitos aluvionares são encontrados em rios e
riachos (figura 3), geralmente compostos por areia e cascalhos.
39
Figura 6- Depósitos aluvionares ao longo do Rio Pajé, na porção nordeste da subárea I.
7- LITOESTRATIGRAFIA
Na subárea I foram definidas quatrounidades litoestratigráficas, descritas
a seguir de acordo com a ordem estratigráfica seguindo da mais antiga pra a
mais nova. Foram descritas rochas metamórficas e ígneas. Dentre as rochas
metamórficas foram encontrados uma sequencia de rochas supracrustais
formados por quartzitos, mármores e gnaisses, migmatizados e por vezes
milonitizados. Ocorriam, também, rochas calssilicáticas, anfibolitos e
ortognaisses associados. As rochas ígneas são representadas por corpos
graníticos, de composição sienogranitica e apresentando uma foliação
incipiente. Foi registrado também a ocorrência de um dique de composição
máfica.
Os conjuntos de rochas, acima citados, apresentavam-se cobertos por
material sedimentar equivalente à unidade E, as rochas enquadradas dentro do
grupo de rochas metamórficas são apresentadas nas unidades A, B e C
respectivamente. A ocorrência granítica exposta na subárea I é representada
pela unidade D. Sendo assim a proposta de empilhamento estratigráfico das
unidades é mostrada na tabela 1.
40
A relação de contato entre as rochas da subárea seguiam um mesmo
padrão. Estes contatos ocorriam na maioria das vezes concordantes, devido as
diferentes rochas apresentarem o plano de foliação paralelo ao mesmo (figura
7). Entretanto o contato entre as unidades B e C é observado uma mudança no
sentido das foliações definindo um novo trend estrutural.
Figura 7- Relação de contato entre as rochas supracrustais. A- Quartzitos, B-
Paragnaisses, encontrados ao longo da drenagem na CE-253 no ponto (PTA-I-18).
Unidade A (PPcc)
Esta unidade ocupa em torno de 30% da área mapeada da subárea,
sendo representada por uma faixa de rochas ortoderivadas. Seus principais
afloramentos ocorriam na forma de lajedos, muito embora apresenta poucos
afloramentos do tipo corte de estrada e blocos rolados. Constitui-se de um
conjunto de litotipos de rochas ortoderivadas associadas com corpos
anfibolíticos e esta localizada na porção central da subárea I formando uma
grande faixa na parte central do mapa.
Os principais litotipos que qualificam esta unidade foram classificados de
acordo com a composição mineralógica e estruturas de campo. Esses litotipos
são formados por uma sequência de rochas ortoderivadas bastante
41
estruturadas, com bandamento composicional típico em bandas félsicas e
máficas. Toda a unidade encontra-se migmatizada, sendo em alguns pontos
esse fator mais evidente, texturas migmatiticas como schlieren e estromáticas
foram observadas em campo.
Observou-se nas rochas dessa unidade uma forte estruturação,
evidenciada pelo bandamento composicional e pela foliação, com trend
principal NE-SW, com ângulo de mergulho entre 20° a 35° para SE.
Observa-se também, grande quantidade de veios pegmatóides
compostos basicamente por feldspato potássico, quartzo, granada e que se
mostram ora concordantes, ora discordantes à foliação. Nesta unidade ainda
que localmente, feições de milonitização também são encontradas. Os
principais litotipos que compõem essa unidade são biotita gnaisse e granada
biotita gnaisse.
Biotita gnaisse
Este litotipo ocorre na porção oeste da subárea I, são afloramentos do
tipo lajedos estão localizados ao longo da CE-253 nos pontos e seus
afloramentos mais representativos estão localizados PTA-I-18 e PTA-I-24.
Apresentam granulação média a grossa e coloração cinza clara (figura).
São compostas mineralogicamente por quartzo, plagioclásio, muscovita, álcali
feldspato e biotita. Observa-se um bandamento composicional típico,
evidenciado pela alternância de bandas félsicas e máficas (figura 8)
Rocha de coloração constituído por plagioclásio(40%), k-feldspato
(20%), quartzo (30%), biotita (10%). A rocha encontra-se bastante
intemperizada.
Rocha de granulação grossa, mostrando bandamento gnáissico,
evidenciado por bandas félsicas (quartzo e feldspatos) e máficas (lamelas de
biotita). As lamelas de biotita encontram-se orientadas, caracterizando textura
lepidoblástica nas bandas máficas, perfazendo uma foliação. Em relação às
bandas félsicas estas demonstram textura granoblástica. Estruturalmente
apresenta bandas de foliação milonítica, caracterizadas por intenso
42
quebramento/recristalização dos cristais de quartzo, plagioclásio e biotita. A
rocha é composta por quartzo, plagioclásio, álcali-feldspato e biotita como
minerais principais, e apatita, zircão e titanita como minerais acessórios.
O quartzo possui teor modal de aproximadamente 20% e aparece como
cristais anédricos, mostrando contatos irregulares, com tamanhos que variam
de submilimétrico a 5,0 mm. Mostra extinção ondulante moderada e ocorre
preferencialmente como sub-grãos recristalizados, com contatos irregulares
(denteados), por vezes orientados concordantemente com a foliação.
O plagioclásio é do tipo Andesina (An=35), ocupando proporção modal
de aproximadamente 35%. Ocorre sob a forma de cristais prismáticos,
subédricos a anédricos, mostrando maclamentos albita e albita-periclina,
ambos deformados (interrompidos e encurvados), com tamanhos que variam
entre 3,0 mm e 1,2 cm. Os contatos com os demais minerais são geralmente
irregulares, ocorrendo também contatos retos com as lamelas de biotita.
Encontra-se levemente alterado para sericita. Alguns cristais mostram feições
de recristalização e antipertita em forma de retalho.
O álcali-feldspato é do tipo microclina e ocorre como cristais subédricos,
com maclamento xadrez-difuso, com teor modal menor que 1%. Seus contatos
são do tipo irregular, ocorrendo alojado nos interstícios dos demais grãos.
Mostra tamanho médio de 0,3 mm.
As lamelas de biotita são subédricas, com terminações serrilhadas e
contatos paralelos com os demais minerais, ocupando proporção modal
aproximada de 40 a 45%, ocorrendo na forma de finos agregados. Apresenta
pleocroísmo forte que varia de marrom-alaranjado nos eixos Z e Y e creme-
pálido no eixo X. Estas lamelas encontram-se deformadas, mostrando feições
como seguimentação, “kink bands” e também extinção ondulante, o que indica
cristalização sob a atuação de esforços tectônicos. Nas bordas de alguns
cristais ocorre transformação da biotita marrom para uma biotita de cor verde.
Os minerais acessórios são representados por apatita, zircão e titanita. A
apatita é a mais abundante e ocorre como cristais prismáticos, alongados,
subédricos a euédricos. O zircão é incolor, prismático, subédrico a euédrico,
com terminações bipiramidais. A titanita é anédrica e de cor marrom. Estes
minerais ocupam proporção modal não maior que 2% e ocorrem
43
preferencialmente em associação com as bandas máficas de biotita. A
associação em campo e descrição de laminas permitiu concluir que trata-se de
um protólito ígneo de composição tonalítica.
Figura 8- A) Afloramento tipo lajedo, localizado na porção oeste da subárea I, mostrando
o bandamento gnaissico característico do litotipo e o veio de quartzo discordante em
relação à foliação. B) Detalhe da amostra do muscovita-biotita gnaisse (PTA-I-01).
Granada biotita gnaisse
Este litotipo ocorre na porção centro leste da subárea I, são
afloramentos do tipo lajedos estão localizados ao longo da CE-253 nos pontos
PTA-I-32, PTA-I-37, PTA-I-44 e PTA-I-51
Apresentam granulação média a grossa e coloração cinza clara (figura).
São compostas mineralogicamente por quartzo, plagioclásio, granada, álcali
feldspato e biotita. Observa-se um bandamento composicional típico,
evidenciado pela alternância de bandas félsicas e máficas. Encontram-se
muitas das vezes migmatizados, apresentando texturas migmatíticas
estromáticas e schlieren.
Rocha de coloração constituído por plagioclásio(40%), k-feldspato
(20%), quartzo (25%), biotita (10%) e granada (5%).
44
Unidade B (PPci)
Esta unidade ocupa aproximadamente metade da área mapeada,
representando cerca de 45% da subárea, tal unidade é constituida por ampla
faixa de diferentes litotipos associados. Seus principais afloramentos ocorriam
na forma de lajedos, muito embora apresenta poucos afloramentos do tipo
corte de estrada e blocos rolados. Constitui-se de um conjunto de litotipos de
rochas paraderivadas, diretamente associadas. No mapa essa unidade
apresenta-se em longas faixas de paragnaisses intercalados com quartzitos
esta localizada na porção oeste da subárea I estendendo-se até a porção
central
Os principais litotipos que qualificam esta unidade foram classificados de
acordo com a composição mineralógica e estruturas de campo. Esses litotipos
são formados por uma sequência de rochas supracrustais, onde se enquadram
paragnaisses bastante estruturados, com bandamento composicional típico em
bandas félsicas e máficas, além de quartzitos impuros, mármores impuros e
anfibolitos. As relações de contato entre tais litotipos definem um contexto
geológico para esta unidade, esse contexto, pode ser observado nas
intercalações dos paragnaisses com quartzitos onde as foliações apresentam-
se de concordantes formando no mapa feições alongados com direção N/S,
isso acorre devido a forte estruturação imposta à unidade, no qual, defini um
conjunto de cristas marcante na subárea. Toda a unidade encontra-se
migmatizada, sendo em alguns pontos esse fator mais evidente, feições
migmatiticas como schlieren foram observadas em campo.
Observou-se nas rochas dessa unidade uma forte estruturação,
evidenciada pelo bandamento composicional e pela foliação, com trend
principal NE-SW, com ângulo de mergulho entre 20° a 35° para SE.
Observa-se também, grande quantidade de veios pegmatóides
compostos basicamente por feldspato potássico, quartzo, granada e que se
mostram ora concordantes, ora discordantes à foliação. Nesta unidade ainda
que localmente, feições de milonitização também são encontradas no limite
oeste da subárea. Os principais litotipos são descritos a seguir:
45
Cianita granada biotita gnaisse
Este litotipo ocorre em grande expressão na subárea I, associado aos
quartzitos, seus principais afloramentos ocorrem na parte oeste da subárea nos
pontos PTA-I-02, PTA-I-30 e PTA-I-35. A rocha apresenta granulação grossa,
coloração cinza escuro, sua composição mineralógica é representada
predominantemente por quartzo, plagioclásio, biotita, granada, cianita e como
minerias acessórios apresenta apatita.
Estruturalmente a rocha apresenta bandamento gnáissico com bandas
milimétricas de cor cinza escura composta por minerais máficos e as bandas
claras de minerais félsicos (figura 9).
Figura 9- A) Afloramento de blocos do cianita-granada-biotita gnaisse, localizado na
porção oeste da subárea ao longo da CE-253. B) Amostra litotipo descrito (PTA-I-30). C)
Detalhe do cristal de cianita.
46
Rocha metamórfica de granulação média, apresentando textura principal
granoblástica, localmente ocorre textura porfiroblástica e poiquiloblástica.
Mineralógicamente a rocha é composta essencialmete por quartzo,
plagioclásio, granada, cianita, biotita e como minerias acessórios apresenta
apatita (figura 10).
O quartzo ocupa uma proporção de aproximandamente 30% da rocha.
Apresenta-se anédrico com extinção ondulante, com dimensão entre 0.3cm e
0.6cm apresenta sinais de recristalização, divididos em subgrãos (recovery),
observa-se também que os contatos são suturados e os cristais apresentam
zoneamento.
O plagioclásio é subédrico, com dimensões entre 0.4cm e 0.8cm,
apresenta maclamento plossintético e ocupa uma proporção em torno de 40%.
Observa-se intercrescimento pertítico e seus cristais apresentam-se
transformando para argilo minerais e sericita, observa-se microfraturas
preenchidas por muscovita e carbonato.
A biotita é subédrica fortemente pleocróica, onde Z=Y= creme
amarelado e X=marrom escuro. Apresenta-se na forma de finas palhetas bem
desenvolvidas, com orientação preferencial. Seus contatos laterais são retos.,
porém muitas vezes apresentam-se serrilhados.
A granada apresenta-se incolor, relevo alto e seus cristais possuem
dimensões em torno de 0.8 cm, podendo alcançar até 1.0 cm. Observam-se
cristais de biotita, quartzo e plagioclásio inclusos, caracterizando uma textura
poiquilitica.
A cianita é incolor, subédrica com dimensões entre 0.4 e 0.9cm,
apresenta extinção inclinada,seus cristais possuem dimensões entre 0.5 e 0.8
cm. Nota-se que os cristais de cianita apresenta contatos irregulares com os
cristais de biotitas e plagioclásio.
Em relação aos minerais acessórios nota-se a presença de titanita com
relevo alto e cor marrom e apatita incolor subédrica inclusas em cristais de
biotita.
47
Figura 10- Fotomicrografias do cianita-granada-biotita-gnaisse A) aspecto geral da
lâmina com destaque para os cristais de cianita com baixa cor de interferência e a
propriedade isotrópica dos cristais granadas. B) aspecto da lâmina á luz natural.
Cianita muscovita quartzito
Os quartizitos ocorrem com grande expressão na subárea I, estão
sempre associados aos paragnaisses, seus principais aforamentos estão
localizados na parte oeste da subárea nos pontos PTA-I-06, PTA-I-95. Trata-se
uma rocha de cor cinza clara e granulação grossa, sendo composta
mineralogicamente por quartzo e muscovita (figura 11).
Figura 11- Afloramento corte de estrada demostrando o aspecto geral do cianita
muscovita quartzito ao longo da CE-253, localizado na porção oeste da subárea, no
ponto PTA-I-06.
48
Microscopicamente trata-se de uma rocha de granulação média a grosa,
apresentando textura principal granoblástica, e localmente lepidoblástica. Sua
composição é essencialmente composta por quartzo, muscovita, plagioclásio e
feldspato alcalino. As principais fases varietais identificadas foram muscovita e
biotita. A fase acessória é representada pelos cristais de zircão.
Secundariamente a rocha é contituída por sericita e argilo mineral.
O quartzo é a fase dominante (aproximadamente 80%) de forma
anédrica, com extinção ondulante, apresentando dimensão variando entre 5mm
e 20 mm, alguns cristais apresentam contato suturado e poligonais.
Os cristais de Muscovita são subédricos orientados com tamanho
variando entre 4mm e 15mm (aproximadamente 5%), apresenta extinção reta-
picotada, alguns cristais de cianita estão incluso na muscovita.
A biotita apresenta extinção reta-picotada; apresentando porção modal
de aproximadamente 3%; com pleocroísmo forte, de coloração, no eixo de
maior absorção, marrom escuro e, no eixo de menor absorção, amarelo pálido.
O Plagioclásio apresenta cristais subédricos, com tamanho variando
entre 6mm e 10mm, com proporção modal em torno de 3% e apresenta-se
transformando para sericita e argilo mineral.
A Cianita apresenta incolor é subédrica, com tamanho variando entre
5mm e 6mm, com proporção modal em torno de 3%, com pleocroísmo fraco e
extinção enclinada, pro vezes apresentando na borda de alteração composta
por muscovita.
Em relação aos minerais acessórios ocorrem cristais de zircão zonados
incluso na muscovita.
Flogopita mármore
Este litotipo apresenta-se de forma restrita, seu único afloramento é o
ponto (PTA-I-08) localizado na porção oeste da subárea I devido a sua pouca
expressão não é mapeável na escala de trabalho. Essa rocha apresenta uma
coloração branca e ocorre próximo ao Granadas-Biotitas Gnaisse (figura 12).
49
Figura 12- A)Afloramento de blocos do flogopita mármore, localizado na parte oeste da
subárea. B) Amostra do litotipo, PTA-I-08.
Trata-se de uma rocha de granulação média a grossa, variando de
dimensão e textura granoblástica. Sua mineralógia é essencialmente
constituída por carbonato. Os minerais acessórios são representados por
opaco e flogopita (figura 13).
O carbonato apresenta-se anédrico, com clivagem perfeita, seus cristais
variam de tamanho em torno de 1,0 a 15 mm apresentando contatos são
irregulares e suturados. Possui fortes sinais de deformação e
Os cristais de Flogopita são subédricos, com dimensões média de 1,5
mm, seus contatos laterais são retos e pontas serrilhadas. É incolor por vezes,
com leve pleocroísmo, apresenta birrefringência de 0,33 e sinal de elongação
positivo.
50
Figura 13- A) Fotomicrográfia do flogopita mármore (PTA-I-08). A) aspecto geral da
lâmina mostrando os contatos irregulares, por vezes suturados entre os cristais de
carbonato, destaque também para os cristais de flogopita e escapolita; B) cristais de
carbonatos for ortemente deformados; Fg-Flogopita, Scp- Escapolita.
Tremolita escapolita mármore
Localizado na porção centra da subárea I este litotipo ocorre em um
único afloramento e devido a sua pouca expressividade não é mapeável na
escala de trabalho adotada para o projeto. Esse afloramento é encontrado no
ponto (PTA-I-48) ao longo da CE-253 (figura 14), e ocorre próximo dos
Granadas-Biotitas Gnaisses e Quartzitos, essa rocha possui uma coloração
cinza claro, onde sua composição é predominantemente composta por
carbonato, flogopita e anfibólio.
Figura 14- A) Afloramento de blocos do Tremolita flogopita marmóre localizado na
porção central da subárea. B) Amostra do litotipo PTA-I-48.
Microscopicamente trata-se de uma rocha de granulação variando de
média a grossa, apresentando uma textura granoblástica característica. É
composta essencialmente por carbonato, quartzo, plagioclásio, ortoclásio,
51
tremolita, flogopita e escapolita. Os minerais acessórios identificados foram
titanita opaco e que ocorrem dispersos na rocha (figura 15).
O carbonato apresenta-se subédrico a anédrico, variando de 1,0 a
15mm. Seus contatos são retos, irregulares apresentando contatos poligonais
tríplices quando estão em contato com outros cristais de carbonato.
O quartzo é anédrico, a maioria dos cristais exibem o processo de
recristalização, aparecimento de subgrãos e apresenta predominantemente
contatos irregulares, por vezes suturados.
O plagioclásio é anédrico com dimensões variando de 1 a 4mm,
apresenta cristais com maclamento polissintético. Seus contatos com critais de
carbonato são suturados. O Ortoclásio é anédrico com dimensões variando de
1 a 6 mm. Exibe intercrescimento pertitico apresentando contatos suturados.
O anfibólio é do tipo tremolita, seus cristais são subédricos, com
dimensões variando de 3 a 5mm. Apresenta-se incolor, e possui um relevo
moderado.
Os cristais de Flogopita são subédricos, com fraco pleocroismo e com
dimensões média de 1 mm, seus contatos laterais são retos e pontas
serrilhadas.
A escapolita apresenta-se incolor, com boa clivagem e contatos
irregulares. Nota-se ainda inclusões de plagioclásio, que são resíduos da
reação para formação de escapolita.
52
Com relação aos minerais acessórios esta rocha possui titanita que
apresentam-se de cor neutra a luz natural, relevo alto, subédrico e com bordas
retas.
Figura 15- Fotomicrográfia do Tremolita-flogopita Mármore (PTA-48). A) aspecto geral da
lâmina mostrando a textura granoblástica. B) contatos irregulares entre os cristais de
carbonatos fortemente deformados, destaque para o cristal de escapolita; Spc-
Escapolita.
Granada anfibolito
Este litotipo ocorre de forma restrita na subárea, seu principal
afloramento esta localizado na porção leste, no ponto PTA-I-55-B, ocorre
associado aos granada biotita gnaisse. A rocha apresenta uma cor cinza
escuro, granulação média. Sua composição mineralógica é predominantemente
composta por plagioclásio, anfibólio e biotita. Estruturalmente a rocha
apresenta alternância de banda milimétricas claras e escuras ( figura 16).
53
Figura 16- A) Afloramento do granada anfibolito, na porção centro leste da subárea,
estava associado aos biotitas gnaisses ocorrendo intercalado aos mesmos. B) Amostra
do granada anfibolito (PTA-I-55-B).
Rocha metamórfica de granulação média com textura dominantemente
nematoblastica (figura 17B), e localmente granoblastica, formada pela
alternância de bandas félsicas e máficas. As bandas félsicas são formadas por
plagioclásio e quartzo; as bandas máficas são formadas por minerais
ferromagnesianos (hornblenda e diopsídio). Esta rocha é composta
essencialmente por hornblenda, plagioclásio, quartzo e diopsídio. Os minerais
acessórios são compostos por zircão, titanita e opacos.
A Hornblenda é o mineral dominante na lamina, ocupa 50% da rocha. Os
cristais são primáticos, subédricos a anédricos, com tamanho variando de 0,2 a
6mm. Apresenta pleocroísmo de verde claro a amarelo pálido. Os contatos
intercristalinos ora são suturados, ora são retilíneos.
O plagioclásio é um dos minerais dominante na lamina, apresenta uma
proporção modal de 30%, seus cristais são subédricos, com dimensões
variando entre 2 a 6 mm, encontram-se transformando para argilo minerais e
sericita. Apresenta contatos irregulares muitas vezes suturados e serrilhados.
São comuns inclusões de quartzo.
54
O quartzo possui uma proporção modal de 10%, apresenta extinção
ondulante, seus cristais são subedricos a anédricos e possuem feições de
recristalização, apresentam-se levemente orientados e apresentando contatos
do tipo côncavo-convexo entre eles e suturados.
O diopsidio apresenta-se em menor proporção na lamina com proporção
modal de 10%, é incolor e seus cristais apresenta um relevo alto. É formado
por cristais anédricos a subédricos de hábito prismático, chegando a
apresentar tamanho de 2mm.
Em relação aos minerais acessórios a Titanita ocorre como principal
mineral acessório.
Figura 17- Fotomicrográfia do granada anfibolito. A) textura nematoblástica formada
pelos cristais de hornblenda e diposídio. B)aspecto textural com nicóis cruzados.
Gnaisses calcissilicaticos
As rochas calcissilicáticas encontradas nessa unidade estão localizadas
na porção noroeste, ocorre como grandes lentes concordantes com a foliação e
são caracterizadas por granulação variando de média á grossa, apresentando
uma coloração cinza esverdeada e bandas de composição quartzo-felspaticas
de coloração mais clara. Essas rochas são encontradas associadas nessa
unidade aos gnaisses paraderivados e quartzito. Seus principais afloramentos
são como blocos rolados e estão dispostos nos pontos PTA-I-36.
55
Unidade C(NP(PP)ts)
Esta unidade ocupa cerca de 25% da subárea e esta localizado na
porção leste. É representada por diferentes litotipos associados e constitui-se
de um conjunto de rochas ortoderivadas, representados pelos anfibólio-biotitas
gnaisses, por rochas paraderivadas, como os granadas-biotitas ganisses e a
ocorrência de rochas calcissilicaticas . Seus principais afloramentos são do tipo
lajedos (figura 18 A) localizados a margem da CE-253 e nas porções nordeste
e sudeste da subárea. Esta unidade apresenta-se fortemente migmatizada,
ondes as porções anatéticas são bem mais perceptíveis. Estruturas como
schliere pode ser encontrada em seus afloramentos.
As rochas de composição máficas ocorrem como lentes nessa unidade.
A presença de veios pegmatoides, por vezes concordantes outras vezes
discordantes e diques de composição máfica também caracterizam esta grande
unidade. A natureza do contato com o a unidade A, foi inferida em meios aos
dados de campo coletados, onde se observa uma discordância em relação às
foliações, nesta unidade as foliações seguem um trend principal para NW/SE
com mergulho entre 20-35º para NE. Essa unidade agrupa um conjunto de
rochas, representadas pelo ortoderivadas representada pelo litotipo hornblenda
biotita ganisse granada biotita horblenda gnaisses, e ainda presença de veios
pegmatoides com composição predominantemente composta por quartzo e
feldspato.
Hornblenda biotita gnaisse
Este litotipo é bastante representativo na subárea, seus principais
afloramentos são do tipo lajedo e estão localizados na porção e sudeste e
noroeste da subárea, nos pontos PTA-I-88, PTA-I-76 e PTA-I-82. A rocha
apresenta uma estrutura bandada e feições de migamtização. Sua composição
é essencialmente composta por Plagiocásio, K-feldspato, Quartzo e minerais
máficos (Biotita e Hornblenda). Esse litotipo encontra-se fortemente
estruturadas, essas rochas apresentam-se foliadas (figura 18 B e C). Ocorrem
ainda, com freqüência, mobilizados de composição hololeucocrática definida
56
por feldspatos, quartzo e granada, evidenciando provavelmente registros de
migmatização.
Trata-se de uma rocha metamórfica de composição granítica de
granulação grossa, leucocratica e holocristalina composta essencialmente por
plagioclásio, quartzo, ortoclásio, biotita e hornblenda. Os minerais acessórios
são compostos por apatita, zircão e minerais opacos.
Figura 18- A)- Afloramento tipo lajedo do hornblenda biotita gnaisse, localizado na
porção nordeste da subárea (PTA-I-88). B) e C)- Detalhe do bandamento gnáissico.
O plagioclásio apresenta uma proporção de 40%. É representado por
cristais anédricos a subédricos com hábito prismático, Altera para sericita e
argilominerais (Figura 19 A).
O quartzo ocupa uma proporção de aproximandamente 35% da rocha.
Apresenta-se anédrico com extinção ondulante, uma estrutura em recovery
apresentando sinais de recristalização, contatos suturados e zoneamento.
57
O ortoclásio ocorre com um a proporção modal em torno de 10%
encontra-se anédrico a subédrico com hábito prismático, com tamanho
variando de 0,2 a 1 cm. Apresenta intercrescimento gráfico e altera para
argilominerais.
A biotita ocorre com proporção de aproximadamente 5 % apresenta-se
na cor marron, com pleocroísmo marrom a creme pálido. Ocorre de forma
lamelar, seus cristais são subedricos, com dimensões de 0.1cm a 0.4cm.
A hornblenda ocorre em proporções menores em torno de 5% apresenta
cor verde clara. Os cristais são primáticos, subédricos a anédricos, com
tamanho variando de 0,2 a 0.5cm. Apresenta pleocroísmo de verde claro a
amarelo pálido (figura 19 B).
Zircão e minerais opacos ocorrem como minerais acessórios ocorrem
em uma proporção em torno de 5%.
Figura 19- Fotomicrográfia do hornblenda-biotita gnaisse (PTA-I-88). A) textura
granoblástica com leve bandamento evidenciado pelo cristais de biotita levemente
orientados; B) destaque para os cristais de biotita e Hornblenda a luz natural; Bt-Biotita,
Pgl- Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Anf- Anfibólio.
Granada biotita hornblenda gnaisse
Este conjunto litológico está concentrado exclusivamente na porção
extremo leste da subárea em afloramentos de blocos rolados e lajedos. As
melhores exposições situam-se ao longo da estrada estadual CE-253 na região
58
de limite com a subárea II. Os pontos mais representativos são PTA-I-94 e
PTA-I-95.
Esses gnaisses apresentam granulação média, coloração cinza escuro
com variações de tonalidades mais claras e mais escuras. Sua composição
mineralógica é dada por plagioclásio, quartzo, anfibólio, biotita e granada.
Caracterizam-se por um bandamento composicional marcante, com alternância
de bandas félsicas (quartzo e feldspato) e bandas máficas (anfibólio, biotita e
granada). Nesse conjunto litológico é marcante a ocorrência de porfiroblastos
centimétricos de granada.
Fortemente estruturadas, essas rochas apresentam-se foliadas e com
lineações de estiramento mineral presentes nos planos da foliação. Ocorrem
ainda, com freqüência, mobilizados de composição hololeucocrática definida
por feldspatos, quartzo e granada, evidenciando provavelmente registros de
migmatização
Microscopicamente observa-se predominantemente textura
granoblástica com contatos bem definidos, não obstante apresenta também
texturas nematoblástica e lepidoblástica definidas, respectivamente, pela
orientação dos cristais de anfibólio e das lamelas de biotita (figura 20 A).
A rocha é constituída essencialmente por quartzo, plagioclásio,
hornblenda, biotita e granada. As fases acessórias são representadas por
tremolita-actinolita, apatita e minerais opacos, enquanto que as fases
secundárias compreendem sericita, epidoto e biotita.
O plagioclásio do tipo Andesina (An45) tem proporção modal de 35% da
rocha, forma cristais subédricos a anédricos com tamanho variando de
submilimétricos a 2 mm. Apresentam maclamentos dos tipos albita, albita-
periclina e albita-carlsbad com indícios de deformação em algumas maclas. Em
casos específicos, são encontrados cristais com maclamento secundário
oblíquo ao primário, dando aspecto de maclamento xadrez. Seus contatos com
os demais cristais variam de suturados a irregulares e por vezes poligonais.
Alguns cristais exibem intenso fraturamento, possibilitando o preenchimento de
59
outras fases minerais nos interstícios, tais como epidoto e sericita. Altera
comumente para sericita e raramente para epidoto, seguindo a zona de
deformação evidenciada em lâmina, indicando processos tardios de
metamorfismo.
A hornblenda representa proporção modal de 30% da rocha, ocorre em
cristais prismáticos subédricos a euédricos com tamanho em torno de 1,2-1,6
mm, alguns deles com maclamento simples. Apresenta forte pleocroísmo,
variando de amarelo pálido a verde escuro e ângulo de extinção igual a 17°.
Alguns cristais exibem inclusões aleatórias de apatita e plagioclásio. Estão
dispostos seguindo orientação preferencial e associados às finas lamelas de
biotita com as quais mostra, normalmente, contatos retos. Pontualmente há
transformação desse mineral para um anfibólio formado em baixas
temperaturas, possivelmente pertencente à série tremolita-actinolita, que forma
um agregado de pequenos cristais prismáticos em contato irregular com a
biotita.
O quartzo representa proporção modal de 20% da rocha, ocorrendo sob
duas maneiras distintas. Qz1 apresenta-se de forma anédrica com tamanho em
torno de 0,4-1,2 mm. Geralmente é policristalino, onde seus contatos são
suturados, em geral irregulares. Qz2 está presente na forma de cristais
subédricos com contatos retos e suturados, forte extinção ondulante e estirado.
A biotita compreende cerca de 5% da rocha, forma cristais subédricos e
apresenta contatos laterais retos, terminações serrilhadas, e forte pleocroísmo,
variando de marrom avermelhado (Z=Y) a creme amarelado (X). Ocorre em
finas lamelas associadas aos níves ricos em hornblenda, acompanhando a
orientação preferencial destes.
Os cristais de granada ocorrem dispersos na rocha, perfazendo cerca de
5% da proporção modal da rocha. Apresentam-se bastante fraturados, com
coloração rosada e associados a cristais de hornblenda e com inclusões de
quartzo (figura 20 B).
60
Os minerais opacos são encontrados sob formas anédricas e
subédricas, comumente associados aos níveis de anfibólio e biotita, variando
em tamanho entre 0,7 mm e 1 mm. A apatita geralmente está sob a forma de
cristais subédricos e aciculares e ocorre normalmente como inclusões em
cristais de plagioclásio. Estes minerais acessórios ocupam cerca de 5% da
proporção modal deste litotipo.
Figura 20- Fotomicrográfia do granada-biotita-hornblenda gnaisse. A) aspecto textural da
lâmina; B) a luz natural com detaque para os cristais de granada; Gnd- Granada. (PTA-II-
11-a)
Gnaisses calciossilicáticos
As rochas calcissilicáticas encontradas na subárea I estão localizadas na
porção central, formando grandes enclaves concordantes com a foliação são
caracterizadas por granulação variando de média á grossa, apresentando uma
coloração cinza esverdeada e bandas de composição quartzo-felspaticas de
coloração mais clara (figura 21 B). Essas rochas são encontradas e estão
associadas ao metasienogranito e aos ortoganaisses, seus principais
afloramentos são como blocos rolados e poucos afloramentos em lajedos
foram observados (figura 21 A) e estão dispostos nos pontos PTA-I-77-b, PTA-
I-83.
61
Figura 21- A) Afloramento tipo lajedo das rochas claciossilicáticas, em geral essas
rochas eram encontradas como blocos. B)- Amostra do gnaisse calciossilicático,
observa-se alternância de bandas máficas e outras mais esverdeadas (PTA-I-83).
Microscopicamente a rocha apresenta textura nematoblástica,
poiquiloblástica e localmente granoblástica. (Figura 22 A), com
granulação média, sendo composta essencialmente por anfibólio
(hornblenda), piroxênio (diopsídio) e plagioclásio. Como minerais
secundários ocorrem carbonato e epidoto e como acessórios: titanita e
minerais opacos.
O plagioclásio (labradorita 37,5) é um dos minerais dominante na lamina,
apresenta uma proporção modal em torno de 35%, possui maclamento
polissintético e apresenta-se transformando para sericita e epidoto.
O diopsídio apresenta-se em menor proporção na lamina com proporção
modal de 30%, é verde claro e seus cristais apresenta um relevo alto. É
formado por cristais anédricos a subédricos de hábito prismático, chegando a
apresentar tamanho de 0.9cm.
A Hornblenda ocupa 20% da rocha. Os cristais são primáticos,
subédricos a anédricos, com tamanho variando de 0.2cm a 0.8cm. Apresenta
pleocroísmo de verde claro a amarelo pálido. Os contatos intercristalinos ora
são suturados, ora são retilíneos.
O quartzo possui uma proporção modal de 10%, apresenta extinção
ondulante, seus cristais são subedricos a anédricos e possuem feições de
recristalização, apresentam-se levemente orientados e apresentando contatos
do tipo côncavo-convexo entre eles.
62
Em relação aos minerais acessórios apresenta uma proporção modal em
torno de 2% e seus principais são titanita e opaco.
A escapolita apresenta-se em menor com proporção modal em torno de
3%. É incolor possui relevo alto, seus cristais são subédricos (figura 22 B). O
carbonato encontra-se entre os cristais maiores de hornblenda e plagioclásio,
aparecendo também como alteração deste último.
Figura 22- Fotomicrográfia do Gnaisse Calciossílicatico (PTA-I-83). A) textura
nematoblástica definida pelos cristais de Hornblenda e diopsídio; B) destaque para os
cristais de escapolita; Spc- Escapolita.
Unidade D(NP)
Esta unidade apresenta-se de forma restrita na subárea I, trata-se da
única ocorrência granítica na subárea. Este corpo granítico ocorre na porção
leste da subárea, seu único afloramento esta as margens do rio Pajé ao longo
da CE-253, no ponto PTA-I-54, sua dimensão esta em torno de 50 a 100
metros, ou seja, mapeável na escala de trabalho. Essa rocha assim coma as
demais rochas de composição graniticas ocorrem associado às rochas
calcissilicaticas.
Metasienogranito
O metamicrosienogranito ocorre na porção leste da subárea, seu único
afloramento esta as margens do rio Pajé ao longo da CE-253, no ponto PTA-I-
63
54, sua dimensão esta em torno de 50 a 100 metros, ou seja, mapeável na
escala de trabalho. Essa rocha assim coma as demais rochas de composição
graniticas ocorrem associado às rochas calcissilicaticas. Sua composição e
predominantemente composta por K-feldspato e quartzo, com pouca proporção
de minerais máficos, tratando-se de uma rocha de composição
predominantemente hololeucocrática, composta essencialmente por minerais
félsicos. Em relação aos aspectos estruturais em escala de afloramento o
metasienogranito apresenta uma forte foliação (figura 23 A) com sentido para
NE. Entretanto essa foliação não era tão evidente quando analisadas em
aspecto macroscópico (figura 23 B e C) e microscópico.
Figura 23- A) Afloramento tipo lajedo do metasienogranito localizado ao longo do Rio
pajé na porção oeste da subárea. B) Detalhe mostrando a composição dominantemente
composta por minerais felsicos e da foliação formada. C) Amostra do litotipo (PTA-I-54).
Microscopicamente trata-se de uma rocha faneritica, hololeucocrática,
inequigranular de granulação média a grossa, com textura granular
hipidiomórfica (figura 24 A). É constituída por microclina, quartzo, ortoclásio,
64
plagioclásio. A biotita , muscovita Titanita, zircão e minerais opacos ocorrem
como acessórios.
Os feldspatos potássicos (ortoclásio e microclina) perfazem
aproximadamente 60% da rocha.
O ortoclásio possui uma proporção modal em torno de 40%encontra-se
anédrico a subédrico com hábito prismático, com tamanho variando de 0,2 a
0.8 cm. Apresenta intercrescimento gráfico e a formação de uma textura
micropertitica e encontra-se alterando para argilominerais e sericita.
A microclína perfaz em torno de 20% da rocha, formado por cristais
anédricos a subédricos com hábito prismático. Seus cristais possuem
dimensões de aproximadamente entre 0.2 cm a 0.8 cm. Apresenta maclamento
xadrez e encontra-se alterando para argilominerais.
O quartzo ocupa uma proporção de aproximandamente 25% da
rocha.possui dimensões em torno de 0.3 mm. Apresenta-se anédrico com
extinção ondulante, apresentando sinais de recristalização e a formação se
subgrãos. Apesenta contatos suturados.
O plagioclásio apresenta uma proporção de em torno de 10%. É
representado por cristais anédricos a subédricos com hábito prismático e
apresentando maclamento polissitético. Altera para sericita e argilominerais.
A biotita ocorre em pequenas proporções em torno de 3% e apresenta
alteração para clorita. Ocorrem como acessórios em uma proporção de 2%
ainda minerais opacos, zircão, muscovita e titanita.
65
Figura 24- Fotomicrográfia do metasienogranito. A) textura Hipidiomórfica característica
formado pelos cristais de plagioclásio, quartzo; B) aspecto a luz natural mostrando a
composição predominantemente félsica desse litotipo; Plg- Plagioclásio, Qtz- Quartzo,
Mc- Muscovita.
Rochas não mapeáveis
Metadiabásio
Este litotipo ocorre de forma restrita na subárea, aflora na porção
sudeste da subárea, no ponto PTA-I-63. Trata-se de uma rocha de granulação
média com uma coloração escura com tonalidades esverdeada (figura 25) e
ocorre próximo aos ortognaisses.
Figura 25- Amostra do dique de metadiabásio que ocorre na porção sudeste da subarea.
Microscopicamente trata-se de uma rocha de granulação média, com
textura intergranular (figura 26 A), é composta essencialmente por plagioclásio,
66
diopsidio e em menor proporção quartzo. Em relação aos minerais acessórios
apresenta minerais opacos.
O plagioclásio e o mineral mais abundante nessa rocha, apresenta uma
proporção modal em torno de 60%. Apresenta alteração para argilo minerais,
sericita e epidoto.
O diopsidio é segundo mineral mais abundante na rocha. Possui uma
cor verde clara, relevo moderado, apresenta um pleocroísmo variando de verde
claro a um amarelo pálido. Sua proporção modal esta em torno de 35%.
Figura 26- Fotomicrográfia do metadiabásio (PTA-I-63).A) textura intergranular. B) a luz
natural com destaque para os cristais de minerais opacos em forma acicular .
Unidade E (Qc)
Esta unidade perfaz 5% da subárea, sendo composta por sedimentos
quaternários representados pelos depósitos coluvionares recentes, nas
porções oeste e centro oeste da subárea (figura 27 A, B, e C). É constituída de
cascalhos, seixos e blocos de fragmentos de rochas como quartzitos,
calcissilicáticas, gnaisses, e também fragmentos de veios pegmatóides. Essa
unidade é mais comumente encontrada ao longo das drenagens.
67
Figura 27- Depósitos coluvianares recentes. A) em superfície aplainada; B) ao longo dos
leitos de drenagem; C) ao longo do rio Pajé.
8- CORRELAÇÕES LITOESTRATIGRÁFICAS
As unidades litoestratigraficas nomeadas informalmente de A, B, C, D e E
mapeadas na subárea I, podem ser correlacionáveis ao Complexo Ceará,
Complexo Tamboril Santa Quitéria, Granitos diversos e depósitos quaternários,
respectivamente ( tabela 1).
68
Tabela 1- Coluna litoestratigráfica estabelecida para as unidades da subárea I
9- GEOLOGIA ESTRUTURAL
O arcabouço estrutural da subárea I apresenta feições tectônicas de
regimes dúcteis e rúpteis. Em regime dúctil são comumente observadas
foliações, de bandamento gnáissico, milonítica e do tipo S-C; lineação de
estiramento mineral; bandas de cisalhamento e dobras. E em regime rúptil as
estruturas observadas foram apenas fraturas e veios.
Apenas estruturas secundárias ocorrem nesta subárea, caracterizadas
por processos metamórficos. Enquanto que as estruturas primárias não
ocorrem, haja vista que essas estruturas são caracterizadas por acamamentos
69
com estratificações plano-paralela, cruzada tabular e acanalada, e marcas
onduladas.
9.1- REGIMES DÚCTEIS
Foliações
Foliação é um termo usado para descrever diferentes tipos de estruturas
planares penetrativas presentes nas rochas (PASSCHIER & TROUW, 1996).
Este autor define a foliação por variação espacial na granulometria dos
minerais constituintes da rocha, pela orientação preferencial de minerais
alongados, placosos ou agregados minerais, por descontinuidades planares
como microfraturas ou, ainda, pela combinação desses elementos. A foliação
pode ser classificada morfologicamente (tabela 2) de acordo com a
característica de seus domínios (espaçado ou contínuo), pelo modo como os
minerais planares se arranjam mutuamente e por sua composição (TWISS &
MOORES, 1992).
De acordo com Park (1989), foliação é uma série de novas superfícies
planares produzidas em uma rocha, como resultado da deformação.
Tabela 2- Classificação morfológica de foliações em rochas deformadas (modificada de Twiss e
Moores, 1992). Em destaque (retângulo vermelho) os tipos de foliações observadas na subárea I.
70
Na subárea a foliação ocorre em todos litotipos do Complexo Ceará,
localizado na porção oeste. Esta estrutura planar ocorre principalmente nos
gnaisses. As foliações foram classificadas de acordo com a classificação
morfológica de foliações de Twiss & Moores (1992). Sendo assim, as foliações
observadas foram do tipo espaçada composicional (bandamento gnáissico)
As foliações foram classificadas de acordo com a classificação
morfológica de foliações de Twiss & Moores (1992). Sendo assim, as foliações
observadas foram do tipo espaçada composicional (bandamento gnáissico)
(figura 28 A) e disjuntivas (foliação milonítica grossa) (figura 28 B).
Figura 28- A) Foliação no Granada-Biotita Gnaisse do tipo espaçada composicional de
bandamento gnáissico (PTA-I-01) com atitude 46°/104° Az, mergulhando para o
quadrante SE; B) Foliação do tipo disjuntiva milonítica grossa (PTA-I-03).
Na subárea a foliação ocorre em todos litotipos do Complexo Ceará,
localizado na porção oeste. Esta estrutura planar ocorre principalmente nos
gnaisses, ocorrendo, também em quartzitos. A foliação do tipo bandamento
gnáissico é dominante na porção centro-oeste da subárea I, esta ocorre
concordante com os quartzitos. Sendo caracterizadas pela alternância de
bandas milimétrica a centimétrica composicionais félsicas e máficas. A banda
félsica é composta, principalmente, por quartzo e feldspatos, enquanto que, a
banda máfica é composta, principalmente, por biotita e anfibólio. Formados por
segregação metamórfica. A foliação orienta-se preferencialmente na direção
NNE-SSW com valor de mergulho de aproximadamente 30° e sentido do
71
mergulho para o quadrante SE (figura 29), indicando um comportamento de um
“máximo” no quadrante NW. O diagrama de pólos indica uma possível dobra
cilíndrica, pois os pólos se distribuem formando arco, assim, formando
guirlanda com eixo de dobra de atitude em torno de 35°/110° Az.
Figura 29- A) Diagrama de pólos da foliação do bandamento gnáissico do Complexo
Ceará, na porção oeste da subárea B) plano da foliação C) guirlanda gerada pelo
espalhamento dos pólos da foliação indicando possível dobra cilíndrica.
Segundo Trouw et al. (2010), milonito é uma rocha de qualquer
composição, usualmente associado com zonas de cisalhamento, com uma
estrutura específica indicativa de deformação dúctil mais intensa do que as
rochas adjacentes. Essa estrutura pode ser mais especificada pela presença
de uma forte estrutura SL, a presença de uma relativa matriz com granulação
fina com porfiroclasto (ausente em ultramilonitos) e a frequente ocorrência,
especialmente em milonitos de baixo grau, de estruturas assimétricas como
bandas de cisalhamento S/C ou C’, mineral fish, foliação oblíqua, etc. A rocha
milonítica com foliação do tipo disjuntiva milonítica grossa foi classificada de
acordo com o modelo de Wise et al (1984) (figura 30). Sendo assim, o
Muscovita biotita gnaisse milonitizado é classificado como protomilonito. De
acordo com Wise et al. (1984), o protomilonito é caracterizado por apresentar
foliação incipiente e megacristais que compreendem mais de 50% da rocha. A
indicação do movimento rotacional do mineral amendoado do feldspato foi
baseada na observação down the view, no qual utiliza como referência o
movimento do eixo de rotação, sendo assim, indicando um movimento
cinemático sinistral (figura 31).
72
Figura 30- Modelo de Wise et al. (1984) relacionando a taxa de deformação das rochas
com as taxas de recuperação dos elementos. Em detalhe (retângulo vermelho), o tipo de
milonito descrito na subárea I.
Figura 31- Foliação milonítica em Muscovita-biotita gnaisse milonitizado, destacando a
cinemática do feldspato amendoado com movimentação sinistral (PTA-I-03).
Segundo Allmendinger (1999), foliações S-C correspondem a
duas estruturas planares conjugadas, formadas quase sempre
simultaneamente, que ocorre no interior de zonas de cisalhamento dúcteis. A
foliação S pode ser preexistente (p. ex., uma xistosidade ou gnaissosidade) ou
formada no estagio ainterior no processo de deformação, enquanto que, a
73
foliação C é do tipo milonítico e corresponde a um plano de movimentação ou
de cisalhamento (HASUI & COSTA, 1991).
Na subárea, a foliação do tipo S-C ocorre nos gnaisses localizados na
porção centro-oeste, no Complexo Ceará. Ocorre o truncamento da foliação
preexistente (foliação S) por outra foliação secundária (foliação C) (figura 32),
possivelmente gerada por fluxo plástico oriundo do cisalhamento não-coaxial.
Figura 32- Foliação do tipo S-C ocorrendo em Biotita-muscovita gnaisse, no Complexo
Ceará. (A) Vista geral do afloramento de ocorrência desse tipo de foliação (PTA-I-55), (B)
Imagem de detalhe do ponto de ocorrência das foliações S-C e (C) Desenho esquemático
exaltando as foliações S-C presente na subárea I.
Lineações
Lineações correspondem a estruturas lineares que ocorrem
penetrativamente nas rochas, sob escala mesoscópica. Hasui & Costa (1991)
definiram as lineações em dois tipos: a de estiramento mineral e a mineral. A
lineação de estiramento é caracterizada pela elongação de minerais e
agregados minerais em virtude da deformação cisalhante, sendo representada
por grãos de quartzo, feldspato e boudins. A lineação mineral pode ser
caracterizada pela elongação de minerais formados por recristalização
metamórfica. Sendo assim, a estrutura encontrada na subárea é do tipo
lineação de estiramento.
A classificação das estruturas lineares presente na subárea também foi
definida de acordo com o modelo de classificação morfológico sugerida por
Twiss & Moores (1992) (tabela 3).
74
Tabela 3- Tabela de classificação morfológica para as lineações (modificado de Twiss e
Moores, 1992). Destaque para indicação (retângulo vermelho) do tipo de foliação
ocorrente na subárea.
A lineação de estiramento mineral foi observada, em escala
mesoscópica, em gnaisses do Complexo Ceará, na porção centro-oeste e, na
porção leste, no Complexo Tamboril-Santa Quitéria. Estas estruturas estão
contidas nos planos de foliação do tipo bandamento gnáissico (figura 33).
Ambos os litotipos apresentam grãos de quartzo e feldspatos alongados e
orientados. As lineações de estiramento mineral em gnaisses do Complexo
Ceará concentram-se preferencialmente SE, com mergulho em torno de
30°(figura 34 A).
As lineações são importantes para caracterizar direções de fluxo ou de
movimentação no corpo rochoso na subárea, pois se desenvolvem nos planos
que limitam as massas rochosas em movimento, apresentando inclinações
variando de acordo com as atitudes das foliações desenvolvidas. A relação
lineação e foliação podem indicar movimentos frontais, obliquos e laterais,
conforme o ângulo formado entre a foliação e a lineação (rake). Nos gnaisses e
quartzitos do Complexo Ceará foi medido rake de alto valor, em torno de 88º
75
(figura 34 B), portanto, caracterizando movimentos frontais. Enquanto que os
gnaisses do Complexo Tamboril Santa-Quitéria apresentam rake altos de
aproximadamente 75° (figura 35 C), portanto, indicando um movimento frontal.
Figura 33- Lineação de estiramento contidas nos gnaisses da subárea. A seta vermelha
indica a lineação que apresenta atitude de 28/105° (PTA-I-85).
Figura 34- -A) Diagrama de pólos de lineação exibindo uma concentração a SE, B)
Diagrama mostrando a relação foliação e lineação na porção oeste da subárea. O valor
do rake (α) medido entre o plano médio (vermelho) da foliação (35°/110°Az) e a lineação
(azul) foi de aproximadamente 88°. A seta indica a posição média da lineação implicando
em cavalgamento frontal (cisalhamento puro coaxial), com transporte de ESE-WNW e (C)
elipsóide representa esquematicamente a deformação, o posicionamento dos eixos de
estiramento (X) e encurtamento (Z) envolvidos no processo de deformação dos gnaisses
e quartzitos do Complexo Ceará.
76
Figura 35- A) Diagrama de pólos de lineação observados em gnaisses do Complexo
Tamboril-Santa Quitéria indicando, assim, concentração a NE, B) O valor do rake (α)
medido entre o plano médio (vermelho) da foliação (33°/88°Az) e a lineação (contorno de
pólos em azul) foi de aproximadamente 75°. A seta indica a posição média da lineação
implicando em cavalgamento frontal (cisalhamento puro coaxial), com transporte de
ENE-WSW. C) O elipsóide representa esquematicamente a deformação, o
posicionamento dos eixos de estiramento (X/δ3) e encurtamento (Z/δ1) envolvidos no
processo de deformação dos gnaisses.
Bandas de Cisalhamento
Para Hasui & Costa (1991), o termo cisalhamento refere-se à tensão
(componente de cisalhamento), à deformação (cisalhamento coaxial e não-
coaxial) e ao deslocamento de blocos (cisalhamento). Em relação a bandas de
cisalhamento, o mesmo autor, as classifica de acordo com a escala. Pode ser
observada microscópicamente, em amostra de mão e pequenos afloramentos.
Provocam deslocamentos na estruturação das rochas e dão indicações da
movimentação na área. Este tipo de estrutura ocorre em Biotita gnaisse
migmatizado localizados na porção leste da subárea. De acordo com a
classificação das Zonas de Cisalhamento de Ramsay (1980), pode-se
classificar a bandas de cisalhamento ocorrentes na subárea de zonas de
cisalhamento rúptil-dúctil (figura 36). Pois as bandas apresentam deformações
dúcteis, porém, apresentam descontinuidades, com movimentação dextral do
corpo rochoso.
77
Figura 36- Bandas de cisalhamento com descontinuidade indicando movimento dextral
do corpo rochoso (PTA-I-88).
Dobras
Representam flexuras de qualquer elemento geológico planar ou tabular,
como por exemplo; acamamento, foliação, bandamento composicional ou
metamórfico, camada, dique etc. Geradas por cisalhamento puro, cisalhamento
simples ou ambas simultaneamente no caso de deformação
transpressiva/transtensiva. Segundo Fleuty (1964), as dobras podem ser
classificadas, de acordo com a abertura, em suave (gentle), abertas (open),
fechadas (close), apertadas (tight), isoclinais (isoclinal), e flabeliformes
(elásticas). A abertura da dobra pode ser classificada por meio da projeção
estereográfica, como foi proposto por Leyshon e Lisle (1996) (figura 37).
78
Figura 37- Diagrama utilizado para classificação do estilo de dobra da subárea por meio
de projeção estereográfica (modificado de Layshon & Lisle, 1996).
Na subárea foram identificadas dobras assimétricas cilíndricas,
parasíticas em “Z” (figura 38 A) e dobras intrafoliais (figura 38 B). No entanto,
as duas últimas foram classificadas por meio do espalhamento de pólos das
atitudes da foliação de bandamento gnáissico plotados no estereograma, como
discutido no tópico de foliações
Na escala de mapa é possível observar nas subáreas I e IV (figura 39 A)
uma dobra de arrasto resultando no encurvamento das camadas influenciado
por uma zona de cisalhamento transcorrente sinistral (figura 39 B).
79
Figura 38- Ilustrações dos tipos de dobras ocorrentes na subárea I. (A) dobra parasítica
em “Z”, (B) dobra intrafoliais em bandamento gnáissico, no Complexo Ceará,
Figura 39- -(A) Mapa de fusão Geocover e DEM com a localização das subáreas I e IV, (B)
representação esquemática do encurvamento das camadas por ação da zona de
cisalhamento transcorrente sinistral e (C) Elipsóide de deformação.
9.2- REGIMES RÚPTEIS
Fraturas
As fraturas podem ser classificadas como descontinuidades planares
originadas por deformação coaxial rúptil. Ocorrem por toda a subárea I
80
apresentando um padrão de espaçamento entre si. Muitas fraturas se
entrecruzam em um padrão de par cisalhante (figura 40). Na porção oeste da
subárea ocorre um intenso fraturamento na direção NW-SE (figura 40 A) e na
porção leste (figura 40 B), com direção de fraturamento NEE-SWW.
Figura 40- Fraturas descritas na subárea I. A esquerda, fraturas entrecruzando-se e
originando pares cisalhante em Biotita gnaisse de direções em torno 215 Az e 290 Az. A
direita, no mesmo caso da imagem a esquerda, fraturas formandos pares cisalhante e e
apresentando direções variando de 310 Az e 265 Az.
Figura 41- Rosacéas de família de fraturas. (A) rosácea indicando a direção preferencial
NW-SE das fraturas na porção oeste da subárea e; (B) rosácea indicando a direção
preferencial NEE-SWW das famílias de fraturas da porção leste.
81
Veios
Os veios são muito comuns dentro da subárea I, possuindo dimensões
variando de centimétricas a métricas, de composição, por vezes, quartzosa
e/ou quartzo feldspática (figura 42 A e B). Ocorre associados às
descontinuidades, tanto de forma concordante, como discordante a foliação, às
vezes entrecruzando-se, o que configura mais de uma geração para a gênese
dos mesmos. Os veios caracterizam um evento posterior a formação dos
corpos, pois corta as estruturas neles presentes. Apresentam direções
preferenciais NE-SW, NNE-SSW e NW-SE. Os veios concordantes podem ter
sido posicionados como mobilizados sin-deformação/metamorfismo. São
fusões parciais que se colocam nas posições trativas dos elipsóides, estando
ligados os eixos de maior estiramento (figura 42 C). Nesses casos em geral
tem foliação concordantes com as rochas onde estão encaixados.
A colocação destes veios em direções preferenciais pode facilitar o
fraturamento nas direções de descontinuidade litológica, devido estes
apresentarem diferentes características mecânicas em relação à rocha
encaixante.
82
Figura 42- Veios localizados na subárea I. A) Veios de quartzos cortando obandamento
gnáissico (PTA-I-01). B) Veios de quartzo feldspáticos cortando migmatitos (PTA-I-58) e
C) veios de quartzo cortando migmatitos.
9.3- DOMÍNIOS ESTRUTURAIS
Os Domínios Estruturais tem como objetivo analisar separadamente o
comportamento das estruturas e a natureza dos eventos deformacionais
atuantes nesta subárea. A partir de critérios litológicos e estruturais, como
foliações e lineações, a subárea foi dividida em três domínios litoestruturais.
Um mapa de domínios estruturais foi confeccionado para a subárea I a partir
dos dados coletados no campo (figura 43).
83
DOMÍNIO I (D1)
O D1 compreende cerca de 80% da subárea I, e é caracterizado por
estruturas planares e lineares encontradas em rochas metamórficas
paraderivadas do Complexo Ceará.
As foliações deste domínio estrutural são representadas por estruturas
de bandamentos gnáissicos, no qual o acamamento está paralelo a direção da
foliação. As direções preferenciais dessas foliações concentram-se em um
trend NE-SW, intensidade de mergulho entre 25° e 35° e com sentido de
mergulho (ou caimento) para o quadrante SE. Elementos texturais e estruturais
obtidos por meio da foto interpretação apresentam, também, um trend NE-SW
na porção oeste da subárea.
A partir das atitudes das feições planares retiradas no campo foram
plotadas em um estereograma com o objetivo de obter-se informações de
dobras e trend direcional. Com isso, este domínio estrutural apresenta um
trend NE-SW.
A lineação mineral está representada pela orientação mineralógica de
quartzo e feldspato. Os dados das atitudes de feições lineares foram projetados
em um estereograma, apresentando orientação preferencial NW-SE,
intensidade de mergulho 25° e 35° e com concentração SE. A relação entre
foliação e lineação, mostra uma tendência de alto valor em termos de rake, de
aproximadamente 88°.
DOMÍNIO II (D2)
O D2 compreende cerca de 20% da subárea I, e é caracterizado por
estruturas planares e lineares encontradas em rochas metamórficas
ortognaisses e paragnaisses associados às feições de migmatização.
As foliações deste domínio estrutural são representadas por estruturas
de bandamentos gnáissicos. As direções preferenciais dessas foliações
concentram-se em um trend NW-SE, as quais possuem intensidade de
mergulho entre 30 e 40° e com sentido de mergulho (ou caimento) para o
quadrante NE. A lineação mineral está representada pela orientação
84
mineralógica de quartzo e feldspato. Os dados das atitudes de feições lineares
foram projetados em um estereograma, apresentando orientação preferencial
WNW-ESE, por vezes W-E, intensidade de mergulho 25° e 35° e com
concentração ESE. A relação entre foliação e lineação, mostra uma tendência
de alto valor em termos de rake, de aproximadamente 75°. Elementos texturais
e estruturais obtidos por meio da foto interpretação apresentam um trend NW-
SE na porção leste da subárea.
85
Figura 43- Mapa de domínios estruturais da subárea I.
86
DISCUSSÕES
Um quadro tectono-estrutural da subárea I pode ser confeccionado por
meio da análise do comportamento das feições planares e lineares, assim,
relacionado com os indicadores cinemáticos em mesoescala. Indicando um
desenvolvimento, durante o regime deformacional, de estruturas dúcteis como
foliações (bandamento gnáissico e milonítica), lineação de estiramento mineral,
dobras e bandas de cisalhamentos. As estruturas rúpteis estão representadas
principalmente por fraturas e veios. Podendo, dentro de hipóteses, indicarem
dois eventos tectônicos de escala continental atuantes nesta subárea.
O primeiro evento de deformação foi responsável pela formação do
bandamento gnáissico, originado, possivelmente, por regime de cisalhamento
dúctil coaxial, tendo atuação do componente de cisalhamento puro. O
bandamento gnáissico foi formado em elevadas condições de pressão e
temperatura, apresentando feição planar dúctil indicando direção NE-SW, com
intensidade de mergulho em torno de 35°.
Possivelmente o cisalhamento puro foi responsável pela formação da
estrutura linear, no qual forma ângulo com o plano de foliação (rake) de
aproximadamente 88°, concluindo, assim, um transporte frontal dos corpos
rochosos nesta fase. A direção do transporte tectônico inferido a partir da
orientação da lineação de estiramento foi, aproximadamente, ESE-WNW, no
qual a movimentação das massas se deu de ESE para WNW. Sendo assim, a
direção NE-SW, que correspondem as foliações da subárea representa
geometricamente o plano XY do elipsóide de deformação e a direção SE
representa a orientação do eixo X do elipsóide de deformação, ou seja, o eixo
de estiramento (figura 44).
87
Figura 44- Bloco diagrama para observação dos indicadores cinemáticos da subárea. A
direção NE-SW corresponde as foliações, no qual representa geometricamente o plano
XY do elipsóide de deformação e a direção SE representa a orientação do eixo X do
elipsóide de deformação, ou seja, o eixo de estiramento. Sendo assim, a direção do
transporte tectônico inferido a partir da orientação da lineação de estiramento foi,
aproximadamente, ESE-WNW, no qual a movimentação das massas se deu de ESE para
WNW.
Caracterizando a segunda fase deformacional, tem-se a formação de
bandas de cisalhamento e foliações do tipo S-C com cinemática dextral e
dobras parasíticas em “Z”.
Os processos de migmatização das rochas pretéritas decorrentes na
subárea podem ser relacionados ao evento posterior.
Por fim, a formação de estruturas rúpteis, como fraturas e veios, marcam
a última fase deformacional decorrente na suabárea. Podendo correlacionar
essas estruturas (fraturas e veios) de caráter ruptil de nível crustal raso,
podendo, ainda, representar reativação de estruturas pré-existentes.
9.4- MICROESTRUTURAS
Aspectos deformacionais são perceptíveis também em escala
microscópica. Deste modo a análise de microestruturas constitui importante
informação para o entendimento da evolução crustal da subárea.
88
As principais microestruturas observadas nas rochas da subárea I foram:
contatos irregulares (interlobados e suturados), pontos tríplice, grãos
deformados, extinção ondulante, formação de subgrãos, estiramento mineral e
microfraturamento.(figura 45 e 46).
A recristalização é um dos principais mecanismos atuantes durante a
deformação para a formação de microestruturas.
Com relação à geometria dos cristais, notaram-se contatos fortemente
irregulares (interlobados e serrilhados) entre os cristais de carbonato e quartzo,
além de contatos retos e pontos tríplices que se encontram em ângulos de
aproximadamente 120º, entre cristais de quartzo, anfibólios e outros minerais
caracterizando o arranjo poligonal, esse arranjo reflete um estado de equilíbrio
termodinâmico que o agregado alcançou.
Durante o processo de migração de discordâncias formam-se
sucessivas gerações de microestruturas como extinção ondulante e a formação
de subgrãos, identificadas sob luz polarizada. Estes fenômenos estão
relacionados à recuperação do retículo cristalino permitindo a continuação da
deformação do cristal.
Microestuturas pré-tectonicas, formadas após a formação do mineral e
durante deformação, foram também observadas; grãos deformados e
estiramento mineral denotam transformações de cartácter mais dúctil, estas
feições foram comumente observados em cristais de micas, carbonatos e
anfibólios. As transformações em caráter rúptil são expostas na forma de grãos
fraturados, que podem ser desenvolvidos ao longo de planos de fraqueza,
como as clivagens.
89
Figura 45- A) Contato suturados entre cristais de carbonatos, cristais não chegaram ao estágio de equilíbrio ; B) e C) Contatos retos e pontos
tríplices, textura granoblástica poligonal, cristais aproximaram-se de um equilíbrio termodinâmico; D) e E) Subgrãos de quartzo, relacionados a
recuperação da estrutura cristalina do mineral; F) Extinção ondulante, resultado da deformação na rede cristalina do mineral.
90
Figura 46- A) e B) Grãos deformados de carbonatos e micas, microestruturas de aspecto mais
dúctil relacionados a deformação; C) e D) Estiramento e fraturamento de cristais de anfibólio e
biotita, microestruturas de caráter rúptil, formadas após a formação do mineral.
10- MAGMATISMO
Os eventos magmáticos que afetaram a Província Borborema datam do
final do Arqueano até o início do Fanerozóico. O fim do Arqueano e início do
Proterozóico são caracterizados pela formação de suítes TTG por processos
de subducção e fusão crustal, com a acresção de vários arcos de ilhas e
protocontinentes. No Mesoproterozóico e Neoproterozóico, com os eventos
orogenéticos Cariris Velhos e Brasiliano, o magmatismo é predominantemente
granítico(BRITO NEVES et al., 2000).
Todo o Domínio Ceará Central encontra-se intensamente afetado pelo
evento tectono-termal neoproterozóico conhecido como orogênese Brasiliana,
que integrou o sistema de orógenos formadores da Província Borborema
(CAMPOS NETO et al. 2004). Dessa forma a partir dos estudos realizados,
91
podem-se identificar na subárea diferentes eventos magmáticos relacionados a
momentos distintos da evolução geológica do Domínio Ceará Central. Na
subárea I pode-se identificar diferentes pulsos magmáticos representados
pelos magmatismo magnesiano, magmatismo cálcio-alcalino, e magmatismo
basáltico toleítico continental.
As ocorrências magmáticas existentes na subárea I são, de modo geral,
atribuídas a diferentes momentos na evolução geológica do Domínio Ceará
Central da Província Borborema. Nesse contexto regional, o magmatismo está
relacionado principalmente a processos tectono-termais, provavelmente
decorrentes do evento de subducção que provocou o surgimento do arco
magmático, representado pelo Complexo Tamboril-Santa Quitéria, segundo
Fetter et al. (2003). Porém anterior a esse grande evento magmático é
observado na subárea I um magmatismo relacionado aos protolitos dos
gnaisses ortoderivados do Complexo Ceará caracterizando ocorrência de um
magmatismo granítico durante o Paleoproterozóico, ligado ao evento
Transamazônico, gerando magmas de composição cálcio-alcalina.
Durante o paleoproteorozóico ocorre um intenso magmatismo
relacionado à orogênese riaciana (evento Transamazônico), esse grande
evento de caráter regional corresponde à origem granitoides gerados a partir
de fusão parcial de material máfico e ultramáfico derivado do manto. Essas
rochas foram posteriormente retrabalhadas, gerando os ortognaisses e
migmatitos do Complexo Ceará (FETTER et al., 2000).
Segundo Fetter (1999), os ortognaisses granítico-granodioríticos do
complexo Ceará foram formados e metamorfizados no Paleoproterozóico
(idade U-Pb entre 2,15 e 2,10 Ga). De acordo com Hackspacher et al. (1988),
estes ortognaisses são definidos como núcleos arqueanos retrabalhados
durante a aglutinação ou choque destes núcleos no Paleoproterozóico. Ainda
relacionado ao magmatismo paleoproterozoico, tem-se as lentes de anfibolitos
que ocorrem como enclaves nos gnaisses, as quais podem ter se formado a
partir de protólitos ígneos máficos, derivados do grande volume de diques
máficos intrudidos entre 2,4 e 2,0 Ga na formação do continente.
92
Outros produtos magmáticos que podem estar relacionados ao
Paleoproterozóico são feições neossomáticas, que ocorrem como mobilizados
de composição quartzo-feldspáticos resultantes da migmatização (fusão
parcial) dos gnaisses do Complexo Ceará.
O plutonismo neoproterozóico representa um dos mais importantes
eventos magmáticos do Domínio Ceará Central e corresponde ao
desenvolvimento do Arco Magmático Continental de Santa-Quitéria, durante a
chamada orogênese Brasiliana.
O Complexo Tamboril-Santa Quitéria é constituído por um conjunto
anátético/ígneo formado por diatexitos e metatexitos provenientes da fusão
parcial de rochas em grande parte supracrustais, preservando enclaves de
rochas calciossilicáticas e anfibolitos (ARTHAUD et al., 2007)
Acerca dos protólitos do conjunto litológico migmatizado formado por
hornblenda-biotita gnaisse, granada-biotita-hornblenda gnaisse foi possível
fazer interpretação com o auxílio dos dados petrográficos em conjunto com
literatura, classificando como sendo pertencente a uma suíte composta por
rochas graníticas tipo I (diorítica a granodiorítica), formadas por um magma
magnesiano com alto Ca e baixo K, típico de ambiente precolisional.
Essas rochas graníticas, posteriormente passaram por fortes processos
deformacionais, metamórficos e anatéticos, originando os ortognaisses e os
migmatitos, estromático, dobrado, Flebítico, Schlieren, Nebulítico e Schollen,
dentre essas estruturas migmatíticas as estruturas em Schlieren, Nebulítico e
estromático são mais frequentemente encontradas ao longo da subárea. Assim
sendo, esse magmatismo magnesiano é do tipo précolisional e representa a
parte mais primitiva do arco magmático.
Em relação aos plutons graníticos tem-se a colocação de
metasienogranito, que de acordo com os dados de campo são corpos
alongados, concordantes com a foliação dos ortognaisses, com preservação de
estruturas reliquiares do protólito, possuem pouca deformação e foram
formados através da fusão parcial da crosta pelo desenvolvimento do Arco de
Magmático de Santa Quitéria. Petrograficamente são caracterizados por
93
granulação média, textura ígnea granular hipidiomórfica preservada, além de
feições de deformação como: forte extinção ondulante do quartzo e leve
orientação de minerais máficos.
O magamatismo relacionado a esse pluton granítico na subárea I é de
natureza cálcio-alcalina, é típico de terrenos metamórficos regionais que se
desenvolveram em grau suficientemente elevado para iniciar fusões parciais,
ou seja, ocorrem em zonas de subducção relacionados a arcos magmáticos.
Fetter et.al (2003), relaciona os granitos do Complexo Tamboril-Santa Quitéria
com o início do magmatismo associado ao funcionamento de um arco
magmático continental, marcando assim o início da colisão.
Nesse contexto, de acordo com a classificação de granitoides proposto
por Fetter et al. (2003) para as diversas fases de formação do arco magmático
de Santa Quitéria o metasienogranítico disposto na subárea I pode ser
correlacionado ao segundo grupo de granitoides, ou segundo estágio, que
consiste em metagranitos cor de rosa cinzentos evoluídos, com estruturas
nebulíticas, representam um grau mais elevado de remoção precolisional
diorítica, e contêm localmente enclaves grandes de gnaisses e de anfibolitos
dioríticos, estas rochas são ricas em quartzo e são granodioritícas a graníticas
na composição. Relacionam-se, segundo o autor, ao magmatismo inicial do
arco, no que se referem à composição, estruturas e evolução, sendo, portanto
de natureza sinorogênica.
Na subárea também são encontrados mobilizados de material quartzo-
feldspático, que provavelmente foram formados a grandes profundidades e são
resultados do metamorfismo, pois os mesmos são colocados seguindo a
orientação da foliação. Ocorrem também veios pegmatóides (quartzo + K-
feldspato + plagioclásio) discordantes à foliação, que representam um evento
posterior à formação do Complexo Tamboril-Santa Quitéria. Esses veios
provavelmente estão relacionados ao fim do Ciclo Brasiliano, podem está
associados a magmas de composição cálcio – alcalina resultante da ação de
pluntos pós- orogênicos, nesse caso na subárea I esse magmatismo pode
estar relacionado ao granito do Pajé.
94
O ultimo evento magmático da subárea é representado pelo
magmatismo basáltico toleítico continental, representado por diques de
diabásio, formados em um ambiente subvulcânico. Este evento magmático
pode está associado a uma tectônica extensional ocorrida no fanerozóico onde
a crosta continental sofreu um processo riftiamento durante a abertura do
Atlântico, dessa forma correlacionando esse evento magmático com as
Formações Mosquito e Sardinhas de idade Mesozóica da Bacia do Parnaíba.
11- METAMORFISMO
Com base nos dados petrográficos e de campo foi possível fazer um
sequenciamento de eventos metamórficos bem como a definição de
paragêneses, fácies em um âmbito regional, assim como a analise de
microestruturas a determinação de condições de temperatura e pressão
quando da formação dos litotipos para que se tenha um melhor entendimento
de eventos tectono- metamórficos ocorridos na área.
A subárea I é composta predominantremente por rochas metamórficas,
em sua maioria são paragnaisses, ortognaisses e localmente ocorrem gnaisses
calcissilicáticos e anfibolitos.
No mapeamento da subárea I, foram identificadas paragêneses e
texturas metamórficas, estruturas de deformação de caráter dúctil (foliações,
lineações, dobras e bandas de cisalhamento) e com um caráter dominante
feições de migmatização.
Com base nos dados de campo e posteriormente das analises
petrograficas foi possível fazer um ordenamento e sequenciamento de eventos
metamórficos. Foram analisadas doze lâminas delgadas de rochas
metamórficas de afloramentos do Complexo Ceará e Tamboril-Santa Quitéria.
Dessa forma, as análises petrográficas possibilitaram a identificação de
paragêneses minerais e a definição de condições metamórficas com
estimativas de pressão, temperatura e do ambiente de formação dessas rochas
95
em caráter regional, contribuindo assim para a classificação em fácies
metamórficas, de acordo com YARDLEY (2004).
O primeiro evento metamórfico atuante na subárea I é representado pelo
metamorfismo regional sob condições da fácies anfibolito alto. Esse evento é
marcado pelo bandamento gnáissico, foliação milonítica, lineação de
estiramento mineral e estruturas migmatíticas encontradas ao longo da
subárea. A textura mais marcante nos gnaisses do Complexo Ceará é o
bandamento gnáissico, representado pela alternância de bandas
granoblásticas, de composição quartzo-feldspática e comumente ocorre textura
granoblástica poligonal. Além disso, feições de recristalização dinâmica como
redução de borda de limite de grãos e subgrãos também ocorrem localmente.
Segundo Yardley (1989), migmatitos em geral são rochas características
de cinturões metamórficos de alto grau. Porém a fusão de rochas pode ocorrer
em condições de menor temperatura, dependendo da pressão de vapor d’água.
Minerais hidratados, como anfibólios e micas, além de plagioclásio e quartzo,
que segundo Winkler (1976) são minerais típicos da fácies anfibolito,
proporcionam um aumento na taxa de fusão das rochas a qual pertencem.
Com relação às feições e texturas migmatíticas foram encontradas na
subárea I texturas como a textura estromática e nebulítica (figura A e B) 47 .
Essas estruturas se tornam mais atuantes na parte oeste da subárea, onde
predomina mais fase neossomática( diatexito) e a ocorrência de texturas
nebuliticas e em schlieren. Na parte leste da área essas feições não são tão
frequentes porem ocorrem metatexitos com textura estromática.
96
Figura 47- A) textura estromática observado no hornblenda-biotita gnaisse na porção
leste da subárea; B) textura nebulítica comum nos diatexitos na subárea I.
Entretanto algumas feições relacionadas à percolação de fluidos foram
identificadas como a presença de minerais que não têm relação com a
paragênese metamórfica da rocha, por exemplo o epidoto,. Este mineral pode
ser formado durante a entrada de fluidos na rocha, ocorrida durante eventos
regionais, provavelmente após a última orogenia Brasiliana e posterior ao
metamorfismo dessas rochas.
O segundo evento metamórfico pode ser caracterizado pela presença de
feiçoes pegmatóides em afloramentos onde a existência de porções dos
neossomas e paleossomas são visíveis, bem como as feições nebulíticas, uma
vez que estes podem ser interpretados como fusão parcial de rochas, dando
origem ao complexo migmatítico da região.
A partir disso as paragêneses das rochas analisadas apresentam como
minerais índices de metamorfismo: granada, biotita, hornblenda, diopsídio,
cianita, epidoto e feldspato potássico.
A paragênese do granada-biotita gnaisse é caracterizada principalmente
pela presença da granada e muscovita. Segundo YARDLEY (1989), a granada
aparece em um amplo espectro composicional de rochas, sendo mais
comumente associada a pelitos verdadeiros, em que se formam notáveis
porfiroblastos de granada. O crescimento deste mineral provavelmente se deu
pela seguinte reação:
clorita + muscovita granada + biotita+ quartzo + H2O
97
Além da granada outro mineral bem importante nesta rocha é o
ortoclásio. A principal reação em que ocorre a formação do ortoclásio é através
da seguinte reação:
KAl2Si3O10(OH)2 + SiO2 KAlSi2O8 + Al2SiO5 + H2O
muscovita quartzo K-feldspato cianita
A paragênese do cianita-muscovita quartzito é caracterizada por
composição quartzo-feldspática com muscovita evidenciando o metamorfismo
de arenitos impuros. Apesar de ocorrer localmente, este litotipo contribui com a
hipótese de uma influência sedimentar na geração dos protólitos das rochas
metamorfisadas encontradas atualmente na subárea.
A paregênese do tremolita/actnolita flogopita mármore é caracterizada
por composição predominantemente de carbonatos, entretanto a presença de
minerais como flogopita, escapolita caracterizam um mármore de composição
impura.
A paragênese do anfibolito consiste da associação entre diopsídeo,
hornblenda e plagioclásio (não foi possível tirar composição, em virtude de
estar intensamente sericitizado), definindo temperatura que pode variar de
moderada a alta na fácies anfibolito. Para essa rocha existem as possibilidades
de protólito ígneo máfico, calcário margoso ou até mesmo calcário dolomítico
impuro. Os anfibolitos encontram-se associados a rochas calcissilicáticas,
sendo possível associar a um protólito de origem sedimentar (calcário). A partir
disso isso é provável que sejam “para-anfibolitos”, derivados do metamorfismo
de calcário margoso.
Portanto, as associações mineralógicas das rochas paraderivadas
definem pressões moderadas e temperaturas que variam de altas a moderadas
na fácies anfibolito. Além disso, os aspectos texturais e microestruturais
também forneceram dados importantes com relação ao metamorfismo e
deformação impostos a essas rochas.
As rochas metamórficas que se enquadram no segundo evento são
correspondentes ao Tamboril Santa Quitéria. Esta unidade na subárea I
98
apresenta-se em tres litotipos principais, o granada- biotita ganisse
migmatizado e o Hornblenda- biotita gnaisse migmatizado de caráter para e
ortoderivado respectivamente. Além da ocorrência de rochas calcissilicáticas.
A paragênse do hornblenda-biotita gnaisse é caracterizada pela
associação:
anfibólio + biotita + quartzo + microclina + plagioclásio
A determinação das condições de formação dessa rocha é dificultada
pela ausência de minerais índices, porém através do contexto geológico e
relações mineralógicas atribui-se á fácies anfibolito. Esta rocha preserva
feições reliquiares de rochas ígneas como intecrescimento micropertítico
tornando coerente a interpretação de que seu protólito é ígneo, mas
especificamente granítico.
A paragênese das rochas claciossilicaticas é marcada pela presença de
diopsídio e hornblenda associada com plagioclásio cálcico, no qual sugere que
o metamorfismo ocorreu nos domínios da fácies anfibolito. A composição
dominantemente cálcica dos minerais dá indicações de um protólito também
bastante cálcico, provavelmente uma rocha sedimentar carbonática de
ambiente plataformal.devido à presença de fases minerais como o diopsídio e a
escapolita.
DISCUSSÕES
Na literatura são descritos dois eventos termo-tectônicos que afetaram a
área em que está inserido o Projeto Taperuaba-Aracatiaçu: o Transamazônico
(2,2 – 2,05 Ga) e o Brasiliano (0,7-0,5 Ga). Assim, torna-se difícil a distinção
dos produtos metamórficos associados a cada um dos eventos. Algumas
tentativas de correlação a partir de observações na subárea I serão feitas a
seguir.
Com base na composição mineralógica dos granada-muscovita-biotita
gnaisses e muscovita quartzito, apontam-se paraderivação com protólitos
99
psamo-pelíticos para tais rochas, e para as rochas calcissilicáticas seria um
protólito sedimentar carbonático. As proporções entre alguns minerais ( grande
quantidade de granada, por exemplo), além da presença de outros minerais
indicativos como cianita, silimanita, dentre outros, são indicativos de o protólito
ser de origem de rocha com composição pelitíca verdadeira. Os gnaisses e os
quartzitos foram classificados como parte de uma sequência paraderivada,
através de análise macroscópica, microscópica bem como suas relações de
campo. Estes gnaisses estão sempre associados ás rochas calcissilicáticas e
aos quartzitos.
Sobre os enclaves máficos (Granada-anfibolito) é difícil estabelecer a
rocha originária, pois podem indicar tanto protólito ígneo (rochas máficas),
quanto sedimentar (calcários dolomíticos, calcários impuros e margosos.
100
Figura 48- Diagrama P-T mostrando o campo das várias fácies metamórficas. Fonte:
SPEAR (1993).
Segundo BIZZI et al. (2003), todos esses protólitos sedimentares
formavam seqüências supracrustais típicas de ambiente plataformal de
margem passiva, que foram posteriormente submetidos a ambientes
relacionados a formação dos primeiros arcos magmáticos do sistema de
orógenos do Paleoproterozóico.
Portanto, as associações mineralógicas das rochas paraderivadas
definem pressões moderadas e temperaturas que variam de altas a moderadas
na fácies anfibolito, a presença de minerais como cianita e granada reforçam
as condições de temperatura e pressão, estabelecendo assim os intervalos de
500° a 650° C e de 4 a 8 kbar expressas na subárea (figura 48). Além disso, os
101
aspectos texturais e microestruturais também forneceram dados importantes
com relação ao metamorfismo e deformação impostos a essas rochas.
Segundo ARTHAUD (2007) o Complexo Tamboril-Santa Quitéria é um
grande complexo ígneo anatético, que inclui faixas finas, de baixo ângulo de
rochas metassedimentares além de milonitos de alta temperatura. Grandes
volumes de magmas foram intrudidos neste complexo, seja em forma de veios,
diques ou plútons. Este complexo intrudiu rochas supracrustais que foram
preservadas somente como pequenos restitos e enclaves de rochas
calciossilicáticas, além de anfibolitos provavelmente derivados de basaltos.
12- EVOLUÇÃO
A subárea I e predominantemente composta por um conjunto de rochas
metamórficas fortemente deformadas e estruturadas com a presença e
bandamentos gnáissicos, fortes feições migmatíticas e localmente foliações
miloniticas. Esse conjunto de rochas é representado por paragnaisses,
quartzitos, mármores, rochas calciossilicáticas, anfibolitos e ortognaisses que
compõem o complexo Ceará na subárea I. Os ortognaisses de composição
granodioritícas com feições migmatíticas e a ocorrência granítica constituem o
Complexo Tamboril Santa Quitéria nesta subárea.
Dessa forma com base na análise dos dados litológicos, estruturais,
magmáticos e metamórficos foi possível estabelecer uma sequência evolutiva
dos eventos ocorridos na porção noroeste da província Borborema e mais
precisamente no Domínio Ceará Central. Neste contexto a proposta evolutiva
para subárea I baseia-se no conjunto de informações obtidas acerca do
mapeamento realizado nesta subárea, correlacionada assim aos grandes
eventos de caráter regional já descrito na literatura para esta província, como
os ciclos Transamazônico e Brasiliano.
Inicialmente ocorreu um vulcanismo máfico gerado por fusões totais e
parciais do manto no Arqueano, no qual gerou os protólitos para as suítes
102
TTG’s (tonalito, trondjemito e granodiorito) que originaram os primeiros núcleos
ou blocos crustais que formavam a Província Borborema.
No Paleoproterozóico, onde foi formado grande parte do embasamento
da Província Borborema, um evento regional de caráter transpressivo ocorreu
entre 2,2 a 2,05 Ga, conhecido como evento Transamazônico, relacionado a
orgênese riaciana no qual foi responsável pelo espessamento crustal,
resultando em um metamorfismo de um pacote composto por rochas máficas e
ultramáficas, pacote sedimentar das bacias de fore arco e back arco, pelas
suítes TTG, além de sedimentos de plataformas continentais
As rochas pertencentes a esse evento na subárea I são representadas
por rochas metamóricas ortoderivadas e paraderivadas. O contexto geológico
observado na subárea I se adequa as suítes TTG, além de sedimentos de
plataformas continentais , como é visto nas sequências de paragnaisses,
rochas calcissilicática, anfibolitos e ortognaisses .
Neste contexto as rochas paraderivadas provavelmente se formaram em
um ambiente de margem passiva onde depositaram sedimentos siliciclásticos e
carbonáticos, possivelmente em plataformas continentais onde foram
submetidos a metamorfismo na fácies anfibolito no Paleoproterozóico.
A sequência paraderivada (composta por cianita-granada-biotita gnaisse,
biotita gnaisse, gnaisses calciossilicáticos e mármores) pode ser
correlacionada aos gnaisses, que foram metamorfizados no Paleoproterozóico
(idade U-Pb entre 2,15 – 2,1 Ga, segundo Fetter, 1999). Quando a crosta
oceânica foi consumida, o processo evoluiu para o estágio de aglutinação das
massas continentais que culminou na amalgamação de núcleos arqueanos e
espessamento crustal formando o supercontinente Atlântica (FETTER et al.,
2000). Essa almagação provavelmente gerou os ortognaisses pertencentes ao
complexo Ceará que compõem a subárea I.
Esse evento é marcado pela deformação mais antiga e apresenta
natureza predominantemente dúctil, da qual é resultante uma foliação do tipo
bandamento gnáissico encontrado principalmente nos biotita gnaisses e
cianita-granada biotita gnaisses, adicionado a isso feições de migmatização
103
ocorrem de forma proeminente em toda subárea. Nos planos dessa foliação é
impressa uma lineação, em geral de estiramento mineral, que mostram rakes
de aproximadamente 90º, indicando uma possível movimentação de natureza
frontal, com o transporte das massas de ESE para WNW.
Dessa forma, é possível propor que o metamorfismo esta associado à
atuação de eventos tectônicos ocorridos em escala regional e que
concomitantemente com a deformação exposta nas rochas pertencentes ao
Complexo Ceará, podemos propor condições de fácies anfibolito de alto grau
para esse metamorfismo e que essas rochas formaram-se sob condições de
fácies anfibolito médio a alto, em condições de pressão moderadas e
temperaturas moderadas a altas (550°-700°C, 4-7 Kb e profundidade de 10 a
30 km). Com a progressão desse metamorfismo, ocorreu a migmatização
dessas rochas com a formação de porções neossomáticas de composição
quartzo-feldspática, injetados nas rochas adjacentes aproveitando seus planos
de foliação.
Os estágios finais da orogenia riaciana correspondente ao evento
Transamazônico são caracterizados por uma deformação de caráter
transcorrente-transpressiva resultantes da atuação de componentes de
cisalhamento simples (não coaxial) e cinemática sinistral, que milonitizaram as
rochas próximas, principalmente na porção oeste da área. A intensa
migmatização da área pode também estar relacionada a esse estágio.
No Neoproterozóico, com o desenvolvimento do Arco Continental de
Santa Quitéria, formaram-se os gnaisses ortoderivados do complexo Tamboril-
Santa Quitéria, associados com migmatitos e granitóides diversos. Os
migmatitos evoluídos observados na subárea, são correlacionáveis ao segundo
tipo de granitóides classificado por Fetter et al. (2003).
O final deste ciclo termo-tectônico é marcado por esforço de natureza
extensional, com fraturamento tardio, colocação de pequenos plutons
graníticos tardi-tectônicos, pós-tectônicos (granito isotrópico) esse tipo não
ocorre na subárea I, e diques de diabásio.
104
A presença de veios pegmatóides discordantes das rochas presentes na
subárea ocorre relacionada à colocação de corpos anorogênicos incluídos no
Complexo Tamboril-Santa Quitéria, próximos a área. Esses veios
provavelmente estão relacionados ao fim do Ciclo Brasiliano, podem está
associados ação de pluntos pós- orogênicos, nesse caso na subárea I esse
evento pode estar relacionado ao granito do Pajé.
105
Figura 49- Representação esquemática em blocos diagrama da sequencia evolutiva do
paleoproterozóico proposta para a subárea I. No primeiro momento ocorre em margem continental
passiva no inicio do processo de compressão, sedimentos carbonáticos e siliciclásticos são
depositados. No segundo momento ocorre a formação de dobras, com movimentação em planos
preferenciais. No terceiro momento tem-se a intercalação do litotipos, mostrando o contexto
geológico exposto na subárea.
106
Figura 50- Imagem representando a fase colisional do desenvolvimento do arco magmático de Santa Quitéria e a formação dos gnaisses ortoderivados do Complexo Tamboril-Santa Quitéria; e a intrusões de plutons sintectônicos e pós-tectônicos. Em destaque para os plutons graníticos sintectonicos
107
13- CONSIDERAÇÕES FINAIS
A geomorfologia da subárea I está em inserida em duas grandes
unidades, a Superfície Sertaneja, distribuída ao longo da subárea e Planaltos
Residuais, representado principalmente pelo serrote do Escalvado.
As rochas identificadas na subárea I consistem de rochas metamórficas
para derivadas, como cianita granada biotita ganisse, ganisses calcissilicáticos,
anfibolitos, quartzitos e mármores, e rochas ortoderivadas, tais como biotita
gnaisse e granada biotita gnaisse, que podem ser correlacionadas ao
Complexo Cearás .Ainda, tem-se ocorrência de hornblenda biotita gnaisse,
granada biotita hornblenda gnaisse e metasienogranito, que podem estar
associados ao Complexo Tamboril-Santa Quitéria.
As rochas do Complexo Ceará perfazem cerca de75% da subárea e
localizam-se na porção oeste da subárea, foi possível correlacionar essa
rochas as duas grandes unidades que compõem esse complexo,
individualizando em unidade Independência perfazendo cerca de 45% da
subárea e unidade Canindé com cerca de 30% da subárea. Enquanto que as
rochas do Complexo Tamboril-Santa Quitéria perfazem cerca de 25% da
subárea e localizam-se nas porções leste .
A subárea I foi envolvida por dois eventos termo-tectônico que são
reconhecidos a partir de arranjos estruturais, denominados de Orogênese
Transamazônica de idade Paleoproterozóica e Orogênese Brasiliana de idade
Neoproterozóica.
O evento Transamazônico é marcado pela orogênese riaciana, que foi
responsável pela formação e pelo metamorfismo das rochas do Complexo
Ceará, sendo este metamorfismo atuante em condições de fácies anfibolito
médio a alto, gerando localmente feições de migmatização.
O evento Brasiliano foi responsável pela formação do Arco magmático
de Santa Quitéria e consequentemente das rochas que compõem o Complexo
Tamboril-Santa Quitéria em condições de temperatura e pressão da fácies
anfibolito médio a alto. As rochas provenientes do evento Brasiliano
experimentaram vários estágios de deformação associados ao metamorfismo,
108
proporcionando movimentação transpressiva das massas, no sentido de ESE
para WNW.
Neste contexto, pode-se resumi a evolução geológica da subárea I, onde
teve inicio a partir de uma bacia sedimentar de margem continental passiva, a
qual foi metamorfisada durante o evento Transamazônico. Já no
Neoproterozóico o evento Brasiliano proporcionou o espessamento crustal
seguido de anatexia, consequente geração de mobilizados graníticos
sincrônicos a processos metamórficos representados pelos granitóides
foliados.
Por fim, a ultima fase é representado pelos depósitos quaternários onde
se tem a atuação de intemperismo físico proporcionando a exposição e a
desagregação das rochas mapeadas, atingindo a configuração atual exposta
na subárea I.
109
14- BIBLIOGRAFIA
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