Afim de caracterizar o arcabouço estrutural da área deste estudo, este capítulo irá abordar os diferentes elementos estruturais identificados durante o mapeamento e descrição petrográfica das amostras. Sabendo que cada evento deformacional imprimiu diferentes estruturas nas unidades mapeadas, foram usados aspectos como a geometria de dobras, fabric, cinemática e intensidade de strain, com o objetivo de caracterizar os distintos episódios tectono- metamórficos, possibilitando posicionar os mesmos numa ordem cronológica.
Os dados coletados em campo permitiram o reconhecimento de três eventos deformacionais de natureza dúctil (D1, D2 e D3), e um último, de natureza rúptil (D4), que atuaram na região durante a sua evolução geodinâmica, sendo descritos a seguir.
5.1 EVENTO DEFORMACIONAL D1
Este primeiro evento tectônico é de difícil reconhecimento, pois suas estruturas associadas foram intensamente retrabalhas pelos eventos posteriores (D2 e D3), alterando a orientação original das mesmas, o que torna difícil a reconstrução deste evento quanto a sua
cinemática, geometria e trend preferencial. Além disso, os registros desse evento são restritos as rochas do embasamento, não sendo observadas nas metasupracrustais, posicionando este como o primeiro episódio tectono-metamórfico a atuar na região.
O processo de gnaissificação, responsável por metamorfizar os granitóides paleoproterozóicos que agora constituem o embasamento, é entendido como um fabric planar (S1 + L1) gerado durante o evento D1. Desta maneira, o que se pode inferir sobre este evento é o seu alto grau metamórfico, que atinge a fácies anfibolito superior, devido a formação do bandamento metamórfico e ao processo de migmatização desenvolvido.
5.2 EVENTO DEFORMACIONAL D2
O segundo evento deformacional pode ser identificado em todas as unidades da área de estudo, exceto nos granitoides da Suíte Intrusiva Alcalina. É o responsável por alterar as estruturas pretéritas, como a foliação (S1) do embasamento e o acamamento (S0) dos metassedimentos. Estes servem de marcadores para a visualização das dobras (F2), tipicamente apertadas a isoclinais, com plano axial (S2) de baixo ângulo, formando dobras invertidas e recumbentes (Figura 32.a.). Devido a esta horizontalidade, a foliação S2 é encontrada subparalelizada ao acamamento S0 dos metassedimentos, marcado por finas e contínuas bandas de composição rica em biotita, alternadas com bandas de composição quartzo-feldspática.
Também são características deste evento as dobras intrafoliais (F2), sendo uma das feições típicas observadas nos veios de quartzo dos micaxistos da Formação Seridó.As dobras intrafoliais apresentam charneiras espessas, com flancos rompidos e/ou estirados, paralelos a foliação S2, indicando zonas de maior grau de deformação D2. Também podem ter origem a partir de dobras F2 que foram afetadas pelo evento posterior, em zonas de maior strain D3, onde as foliações S2 e S3 encontram-se paralelizadas (Figura 32.b). Quando não estão paralelas as foliações se encontram em ângulo, conforme visto anteriormente, pelas distintas orientações das duas gerações de biotita, nas amostras dos micaxistos.
Figura 32: Dobras F2. (a) Dobra recumbente, com plano axial S2 de baixo ângulo, marcada pelo bandamento composicional (S0) dobrado do mármore. (b) Dobras intrafoliais marcadas por vênulas de quartzo, com a foliação S2 + S0 verticalizada e paralelas a S3. Notar sigmoides de quartzo rotacionados indicando cinemática dextral do evento posterior (D3).
As lineações de estiramento mineral (LX2), marcadas pelo alinhamento de biotita e quartzo, assim como de interseção e eixos de charneira, desenvolvidas durante o evento D2, são rotacionadas em direção às lineações de estiramento do evento subsequente (LX3), devido ao alto strain D3. Apesar de não guardar a orientação original, pode-se estimar um fabric linear também de baixo ângulo, de acordo com a foliação S2 em que está contida.
Deste modo, as características dos elementos estruturais relacionados ao evento D2, como o fabric planar de baixo ângulo e a geometria recumbente e invertida das dobras, indicam uma tectônica tangencial relacionada à um regime contracional. Estima-se para o início deste evento uma idade pós-deposição, de cerca de 600 Ma (Van Schmus et al. 1995, Van Schmus et
al. 2003, Hollanda et al. 2015), dos protólitos sedimentares das unidades do Grupo Seridó, já
que as mesmas são afetadas pelo evento em questão. Portanto, este evento, posicionado no Neoproterozóico, pode ser correlacionado ao início do Ciclo Brasiliano, antecedendo a tectônica transcorrente, visto que suas características também apontam para um contexto colisional.
Os granitos peraluminosos da Suíte Jardim do Seridó, encaixados no micaxisto, paralelos a foliação S2 de baixo ângulo, podem ser entendidos como sin-tectônicos a D2. Como já foi citado, são granitos com afinidade de rochas de ambiente sin-colisional, com idade de cristalização estimada em 592 ± 2 Ma (Cabral Neto et al. 2019), o que permite associar estas rochas à orogênese Brasiliana, assim como o evento D2, sendo ele a primeira fase de uma deformação progressiva. A outra hipótese, proposta por Caby et al. (1995), seria a existência de um único evento deformacional, não havendo então distinção em dois eventos deformacionais (D1 e D2), indicando tectônicas tangencial e transcorrente contemporâneas.
5.3 EVENTO DEFORMACIONAL D3
Por se tratar do último evento deformacional dúctil identificado na área de estudo, se sobrepondo as demais estruturas pretéritas, o registro de suas estruturas é mais bem preservado, permitindo melhor caracteriza-las. Todas as unidades foram afetadas por D3, inclusive os granitos e diques de pegmatito sin- a tarditectônicos.
Este evento é o responsável por imprimir um fabric planar com foliação S3 de mergulho moderado a forte, quando distante das zonas de cisalhamento ou mais próximo delas, respectivamente. É durante este evento que ocorre um encurtamento crustal que instala o regime transcorrente, gerando zonas de cisalhamento, de direção NE-SW, como a zona de cisalhamento Picuí-João Câmara, e dobras com eixo de mesma direção, definindo o trend principal das linhas estruturais da área de estudo. Também é no decorrer deste evento que há um intenso plutonismo (magmatismo Ediacarano), registrado pelos vários granitoides intrusivos nos micaxistos.
As dobras F3 são apertadas a fechadas, podendo estar normais ou invertidas, com lineações de eixo de dobra (Lb3) com baixo caimento (Figura 33.a e c), normalmente paralelas
a lineação de estiramento (Lx3). Esta última pode ser mais bem observada, nos afloramentos e seções delgadas, pelo alinhamento das micas e estiramento dos porfiroblastos de cordierita (Figura 33.d), andaluzita e silimanita dos micaxistos, além da formação de ribbons de quartzo (Figura 33.b).
Critérios cinemáticos do evento D3, como por exemplo, nos micaxistos, os porfiroblastos rotacionados de granada, os veios de quartzo sigmoides e boudins de quartzo assimétricos, além de estruturas do tipo S3/C3 (Figura 34.a), apontam para um cisalhamento de cinemática dextral. Os feldspatos tipo augen dos ortognaisses e as sombras de pressão assimétricas das granadas do granito peraluminoso, também indicam a mesma cinemática. As faixas de anfibolito do ortognaisse, deslocadas por zona de cisalhamento, servem de marcadores para atestar a cinemática dextral (Figura 35).
Figura 33: Dobras F3 e lineações do evento D3. (a) Dobra fechada em ortognaisse do Complexo Serrinha- Pedro velho, com plano axial de alto ângulo; (b) ribbons de quartzo recristalizados durante cisalhamento, indicando direção de máximo estiramento (LX3); (c) dobra apertada visualizada a partir da foliação S2+S0 dobrada em micaxisto da Formação Seridó, indicando alto ângulo do plano axial S3 e caimento suave para nordeste do eixo de charneira (Lb3); (d) lineação de estiramento (LX3) destacada pela orientação dos porfiroblastos de cordierita.
O evento D3 é responsável pelas macroestruturas regionais observadas na área de estudo, modelando a atual configuração estrutural da mesma. As supracrustais do Grupo Seridó constituem uma grande anticlinal invertida, com o flanco oeste rotacionado para leste, onde os litotipos da Formação Jucurutu são expostos ao longo da sua linha de charneira (NE-SW) (Figura 36). O corpo granítico do Serrote Redondo também se encontra alojado na zona de charneira desta macroestrutura, onde acaba por conferir natureza normal a este dobramento.
Associada a essa zona anticlinal tem-se a zona de cisalhamento Picuí-João Câmara, a outra macroestrutura gerada durante o evento D3. Ela é responsável por verticalizar as foliações pretéritas, tendendo paralelizar aos planos de cisalhamento (C3), conferindo um maior ângulo de mergulho a foliação S3 (Figura 34.b), que pode evoluir para uma foliação milonítica nas zonas de maior maior strain. A zona de cisalhamento Picuí-João Câmara também é responsável pela justaposição anômala entre as unidades do embasamento e os micaxistos, marcando um contato tectônico alóctone.
Figura 34: Estruturas geradas em D3. (a) Planos de cisalhamento (C3) registram estrutura S/C definindo movimento dextral de cisalhamento; (b) foliação S3, exibindo mergulho forte para SE, em flanco oeste de antiforme invertido (notar dobras em “z”).
Os dados estruturais coletados em campo, referentes a foliação S3 e lineação de estiramento LX3, foram representados em projeção estereográfica, onde fica destacado o trend NE-SW e mergulho, moderado a forte, preferencialmente para SE, dos planos axiais gerados
em D3. Os planos que não apresentam essa direção preferencial são geralmente aqueles próximos as intrusões graníticas, que os reorientam durante sua colocação na crosta. As lineações apresentam baixo caimento e direção SW preferencial (apresentando direção SE devido a rotação dos planos S3, no qual estão contidas), indicando tectônica transcorrente (Figura 37). Portanto, as estruturas da região evidenciam uma vergência para NW que, associada aos critérios cinemáticos e ao contato alóctone entre o embasamento e supracrustais, sugerem uma transcorrência de cinemática dextral, com componente inversa, para a zona de cisalhamento Picuí-João Câmara, definindo um ambiente transpressivo para o evento D3 (como proposto por Archanjo et al. 2002).
Figura 35: Biotita-hornblenda ortognaisse granítico, com níveis anfibolíticos apresentando dobras intrafoliais, indicando intensa transposição durante evento D2. São deformadas por zona de cisalhamento de direção NE-SW, indicando cinemática destral no evento D3, sendo preenchidas por quartzo num momento tardi-D3. Cabo do martelo apontando para norte.
Figura 36: Perfil esquemático (NW-SE) da área de estudo, demonstrando a macroestrutura anticlinal desenvolvida durante o evento D3, na qual os litotipos da Formação Jucurutu ocupam o seu núcleo. Notar a vergência estrutural para NW.
Figura 37: Projeções estereográficas (equi-área no hemisfério inferior) representando as atitudes das estruturas da área de estudo, na qual a primeira contém os polos da estrutura planar S3 (n = 59) e a segunda contém a estrutura linear LX3 (n = 14).
Num momento tardio deste evento (tardi-D3) é desenvolvido um regime transtrativo, que permite a colocação de pegmatitos tardi-tectônicos, além do preenchimento de zonas de cisalhamento por exudados de quartzo, que ainda registram a transcorrência dextral. Os granitoides brasilianos tardi-tectônicos também registram a fase final deste evento deformacional, como é visto pela forma sigmoidal assimétrica do granitoide de serra das Flechas, além da orientação dos cristais de anfibólio e biotita.
Assim, de acordo com o que foi exposto, é inferido para o evento D3 um contexto colisonal associado a um regime transcorrente, correspondendo a colagem de blocos crustais com a posterior dispersão dos mesmos, tendo sido finalizado por volta de 509 a 515 Ma, de acordo com as datações dos pegmatitos tardi- a pós tectônicos (Baumgartner et al. 2006).
5.4 EVENTO DEFORMACIONAL D4
Este evento, de caráter rúptil, é responsável por gerar falhas e fraturas nas unidades mapeadas. Os granitoides registram muito bem este evento, onde podem ser visto pares de fraturas conjugadas de direção preferencial N-S e E-W (Figura 27.b).
Duas falhas importantes foram cartografadas na área de estudo, registrando uma mudança nos campos de tensões da região. A falha de cinemática dextral e direção aproximadamente ENW-WSE, ao sul da Serra das Flechas, afeta as unidades da Formação Jucurutu e os granitoides de Serra Branca, condicionando a trajetória do rio Seridó na mesma
direção. Já a falha que corta a zona de cisalhamento Picuí-João Câmara, próximo ao Boqueirãozinho, tem cinemática sinistral e direção NE-SW, estando em alto ângulo com a anterior, sendo inferida pelo deslocamento observado nas imagens aerogamaespectrométricas (como visto na seção 4.1.3) e pela drenagem que parece condicionada na mesma direção.
Levando em conta o Modelo de Riedel para interpretação de fraturas, pode-se interpretar as falhas acima como fraturas de cisalhamento do mesmo sistema, sendo a primeira uma fratura Y e a segunda uma fratura de cisalhamento X, antitética e secundária. Desta maneira, estima- se uma reorientação do eixo de tensão principal de direção aproximada ENE-WSW, atuante no evento anterior (D3), para uma direção NNW-SSE no evento D4.
6 METAMORFISMO
A seguir, os eventos metamórficos (M1, M2, M3), constatados na área de estudo através das observações macro- e microscópica, serão caracterizados segundo as respectivas assembleias minerais, formadas durante os diferentes eventos deformacionais (D1, D2, D3), na tentativa de reconhecer as condições de pressão e temperatura (P-T), definindo assim a fácies metamórfica atingida.
6.1 EVENTO METAMÓRFICO M1
O reconhecimento das paragêneses minerais referentes a este primeiro evento se torna dificultoso, devido a sobreposição de deformações e metamorfismos posteriores. No entanto a frequente migmatização observada nos ortognaisses do embasamento, indica que o metamorfismo atingiu a curva da anatexia, e assim a fácies anfibolito superior, implicando também numa disponibilidade de água no sistema.
6.2 EVENTO METAMÓRFICO M2
Assim como o primeiro evento metamórfico, as assembleias minerais características de M2 foram superimpostas pelo evento tectono-metamórfico seguinte (D3/M3). Contudo, observa- se nas seções delgadas dos ortognaisses do Complexo Serrinha-Pedro Velho, a blastese de K- feldspato, indicada pela recristalização de cristais estirados de microclina, orientados segundo a foliação S2, sugerindo condições de metamorfismo que atingem a fácies anfibolito (Figura
17). A geração da microclina envolve a desestabilização de biotita e plagioclásio, além da formação de hornblenda, a partir da reação:
Biotita + Plagioclásio + Quartzo = Microclina + Hornblenda + Titanita + Minerais Opacos + H2O
6.3 EVENTO METAMÓRFICO M3
As assembleias minerais representativas do evento M3 estão preservadas nas diversas unidades, já que este foi o último evento metamórfico a afetar a região de estudo. Deste modo, até as paragêneses minerais referentes ao retrometamorfismo puderam ser identificadas, apontando para processos de hidratação, sob condições de P-T correlatas a fácies xisto-verde, como será visto a frente.
Já o pico do metamorfismo é melhor registrado nos micaxistos da Formação Seridó, pois são portadores de minerais índices capazes de melhor caracterizar as condições de metamorfismo. A cristalização dos minerais andaluzita e cordierita evidenciam um metamorfismo de baixa pressão (<4 kbar), enquanto a formação de sillimanita aponta para altas temperaturas (>500°C), atingindo a fácies anfibolito. Essas condições (baixa pressão – alta temperatura) corroboram com o contexto transpressional no qual se desenvolveu o evento tectono-metamórfico D3/M3.
Como visto na descrição das unidades, a silimanita e andaluzita (sendo a última um polimorfo de menor temperatura da primeira), geralmente ocorrem nos micaxistos associadas aos porfiroblastos de cordierita, sendo observado a formação de simplectitas (Figura 26.f), atestando o intercrescimento das duas fases minerais que se dá pela desestabilização de biotita e plagioclásio, na presença de fluido, a partir da reação (1):
Biotita + Plagioclásio + H+ = Sillimanita (Andaluzita) + Cordierita + Opacos + Quartzo + K+ + Na+ + Ca2+ + Fe2+ + H2O (1)
A cordierita pode ocorrer sem a presença de sillimanita (andaluzita) segundo a mesma reação supracitada. No entanto, como foi observado em campo, geralmente estão associadas com porfiroblastos de granada (inclusos nas cordieritas), sendo assim, essa associação mineral também pode ser explicada pela seguinte reação (2) entre biotita e plagioclásio:
Biotita + Plagioclásio + H+ = Granada + Cordierita + Opacos + Quartzo + K+ + Na+ + H2O (2)
Os litotipos da Formação Jucurutu também fornecem informações acerca das condições P-T do metamorfismo progressivo. A ocorrência de tremolita nos mármores, a partir de calcita + dolomita + talco, tem início em 470°C e 500 Mpa, marcando uma isógrada bem definida que coincide com o início da fácies anfibolito (Bucher & Grapes, 2011). Desta maneira, a formação de talco, segundo reação (3) abaixo, sugere um calcário dolomítico como protólito:
Dolomita + Quartzo + H2O = Talco + Calcita + CO2 (3)
Porém, nenhum talco, sem ser de origem retrometamórfica, foi encontrado nas amostras analisadas. Isto pode estar ligado ao fato deste mineral apresentar um restrito campo de estabilidade, implicando numa baixa produção do mesmo, além de logo se desestabilizar para tremolita, ao reagir com calcita (4), devido ao aumento da temperatura (> 470°C) e da fração molar de CO2 (XCO2). Após o talco ser totalmente consumido, a tremolita continua a ser produzida com o aumento da temperatura, até exaurir o quartzo reagente, através da reação (5):
Talco + Calcita = Tremolita + Dolomita + CO2 + H2O (4)
Dolomita + Quartzo + H2O = Tremolita + Calcita + CO2 (5)
Isto explica a ausência de quartzo nas seções delgadas dos tremolita mármores, e a grande quantidade deste anfibólio e de calcita recristalizada (Figura 21.a). Segundo Bucher & Grapes (2011), a assembleia mineral tremolita + dolomita + calcita é típica de mármores dolomíticos na fácies anfibolito superior.
Por outro lado, a presença de flogopita nos flogopita-tremolita mármores (Figura 21.b), ocorre provavelmente pela reação entre K-feldspato e dolomita (6), sugerindo um protólito dolomítico enriquecido em K+ e Al3+. Esta reação (6), segundo Winkler (1976), ocorre a 10- 20°C a menos que a temperatura da formação do talco, além de gerar um aumento significativo da XCO2, o que inviabilizaria a reação (3) formadora do talco. Esta é outra opção para justificar a ausência de talco, proveniente do metamorfismo progressivo M3, nos mármores analisados.
Desta maneira, não havendo cristalização deste mineral, a formação de tremolita se deve unicamente a reação (5).
Dolomita + K-Feldspato + H2O = Flogopita + Calcita + CO2 (6)
Na amostra referente aos níveis anfibolíticos encontrados nos ortognaisses do Complexo Serrinha-Pedro Velho, pode-se notar a formação de diopsídio a partir da hornblenda (Figura 18), segundo a reação (7) abaixo, indicando também condições de metamorfismo na fácies anfibolito.
Hornblenda + Plagioclásio = Diopsídio + Quartzo + H2O (7)
O retrometamorfismo é caracterizado por processos como a saussuritização, cloritização e muscovitização, que demandam a presença de água. Este primeiro processo fica bem nítido nos cristais de plagioclásio dos ortognaisses do embasamento (Figura 17) e das calciossilicáticas da Formação Jucurutu, que desestabilizam formando epidoto e calcita a partir da reação de hidratação do plagioclásio (8). Nos ortognaisses também foi identificado a desestabilização da hornblenda para biotita. Durante este processo de biotitização (9), o anfibólio libera o Ca2+, levando também à formação de epidoto.
Plagioclásio + H2O + CO2 = Epidoto + Calcita (8)
Hornblenda + H2O + K+ = Biotita + Epidoto (9)
O processo de muscovitização (Figura 19.c) e cloritização fica evidente nos micaxistos do Grupo Seridó, sendo observado pela substituição da biotita por clorita e muscovita, gerando minerais opacos como subproduto, a partir da reação (10):
Biotita + Quartzo + H2O = Muscovita + Clorita + Minerais Opacos (10)
Nas rochas calciossilicáticas fica registrado o retrometamorfismo atingindo fácies xisto verde, pelo processo de uralitização, na qual a actinolita é formada a partir da hidratação do diopsídio (Figura 23.b), segundo a reação (11):
Diopsídio + Quartzo + H2O = Actinolita (11)
Os mármores também apresentam indícios do retrometamorfismo ocorrido na fase final do evento metamórfico M3. Como dito anteriormente, possui talco de origem retrometamórfica (Figura 21.d), que se dá a partir da inversão da reação (4), quando há aumento da fração molar de água (decréscimo da XCO2) e diminuição da temperatura, permitindo a estabilização do talco através da reação de hidratação (12):
Tremolita + Dolomita + CO2 + H2O = Talco + Calcita (12)
Também foi registrado a presença de serpentina (provável antigorita) (Figura 21.c), que segundo Bucher & Grapes (2011), se forma a partir da interação do mármore com um fluído muito rico em água, ou seja, a reação só acontece com valores muito baixos de XCO2. Desta maneira, a cristalização deste mineral não ocorre durante metamorfismo progressivo, mas sim por hidrotermalismo referente ao estágio retrometamórfico, onde a partir da reação (13) há substituição da paragênese tremolita-dolomita-calcita por antigorita-tremolita-calcita. A antigorita, segundo os autores acima citados, é o mineral da família das serpentinas de maior grau metamórfico, típico de fácies xisto verde, caracterizando as condições do retrometamorfismo M3.
Dolomita + Tremolita + H2O = Calcita + Antigorita + CO2 (13)
Portanto, diante do exposto acima, pode-se afirmar que a área de estudo foi afetada, ao longo da sua evolução tectônica, por diversos eventos de elevado grau metamórfico (M1, M2 e M3), que atingiram a fácies anfibolito a anfibolito superior. O primeiro evento (M1), devido a intensa sobreposição pelos eventos seguintes, não fornece informações concisas sobre as condições P-T, somente podendo se afirmar as altas temperaturas alcançadas ao tocar a curva da anatexia. O segundo evento (M2), assim como o primeiro, não pôde ter suas condições P-T reconstruídas, sendo atestado somente o seu alto grau metamórfico.
O último evento metamórfico progressivo (M3), é o que melhor preserva suas paragêneses minerais, que contam com minerais índices, possibilitando melhor estimar a sua trajetória P-T. O pico metamórfico, que atinge a fácies anfibolito superior, é marcado pelo processo de migmatização e pela blastese de minerais como cordierita, andaluzita e silimanita, que apontam para condições de baixa pressão (<4 kbar) e alta temperatura. Em uma segunda
etapa, após o pico metamórfico, é caracterizado um retrometamorfismo que atinge a fácies xisto verde, sugerindo uma possível exumação das rochas e consequente entrada de água no sistema (Figura 38).
Figura 38: Diagrama de fácies metamórficas indicando a trajetória P-T para o evento M3. Adaptado de Winter (2014). Campo de estabilidade dos polimorfos de Al2SiO5 a partir de Holdaway (1971). Isógradas para metacarbonatos a partir de Bucher & Grapes (2011). Isógradas para metacarbonatos a partir de Bucher & Grapes (2011). Isógradas para metapelitos a partir de Yardley (1989). Campo de fusão parcial a partir de Luth et al (1964).
7 CONSIDERAÇÕES FINAIS
O mapeamento geológico desenvolvido na região da Serra das Flechas, no município de Pedra Lavrada, em conjunto com os estudos petrográficos, possibilitou a identificação de diferentes litotipos e dos eventos tectono-metamórficos que os afetaram. A partir daí pode ser definido a relação cronoestratigráfica entre as unidades mapeadas, correlacionando estas com as unidades do contexto regional, levando em conta o empilhamento tectono-estratigráfico da