Sistema Sm-Nd em Rocha-Total Aberto Versus Fechado: Comportamento Isotópico em Zonas de Alta...

��Série Científica

Revista do Instituto de Geociências - USP

- 109 -

Sistema Sm-Nd em Rocha-Total Aberto Versus Fechado:Comportamento Isotópico em Zonas de Alta Deformação

Elton Luiz Dantas1, Peter Christian Hackspacher2, Christiano Magini3, Jean Michel Legrand4

1Departamento de Geologia Geral e Aplicada - Instituto de Geociências - UnBCampus Universitário Darcy Ribeiro - Asa Norte, CEP 70910-900, Brasília, DF, BRA

2Departamento de Petrologia e Metalogenia - UNESP, Rio Claro, SP, BRA3Universidade Metodista de Piracicaba - UNIMEP, Piracicaba, SP, BRA

4Instituto de Geociências e Ciências Exatas - UFRN, Natal, RN, BRA

��Isótopos de Nd, sistema fechado, milonitos.

� � ��

Zonas de cisalhamento de alto strain brasilianas desenvolvem-se em rochas gnáissicas do embasamento paleoproterozóicona região de Caicó, Província Borborema, Nordeste do Brasil, e são associadas com metamorfismo de médio a baixo grau eprocessos deformacionais, que são responsáveis pela transformação de augen gnaisses porfiríticos em muscovita quartzitos,modificando a mineralogia e as propriedades químicas originais da rocha transformada. Durante o último evento de caráterhidrotermal, ocorreu grande mobilidade dos elementos maiores, menores e traços, enquanto que os Elementos Terras Rarasnão têm seu padrão original modificado. Nós realizamos estudo isotópico sistemático nestas rochas para melhor entendero comportamento dos isótopos de Nd durante os processos de geração de milonitos. Idades modelo T

DM e valores de

Ndε (t) do protólito ígneo e da rocha transformada apresentam valores similares em torno de 2,6 Ga, sugerindo que osistema isotópico de Nd permanece fechado, mesmo com a superposição de dois eventos metamórficos, e ainda preservaa assinatura isotópica da rocha fonte. Os novos dados fornecem importantes informações sobre a história evolutiva dasrochas do embasamento do Terreno Rio Grande do Norte, na Província Borborema.

�� Nd isotopes, close system and mylonites.

� � � � ��

High strain shear zones of Brasiliano age, developed in Paleoproterozoic basement gneiss of the Caicó region, BorboremaProvince, NE Brazil, were associated with medium- to low-grade metamorphism and deformational processes that trans-formed porphyritic augen gneiss into muscovite quartzite, modifying their original mineralogy and chemical properties.During the last hydrothermal event mobility of major, minor and trace elements was great, whereas the pattern of RareEarth Elements was not changed. We carried out a Sm-Nd isotopic study in these rocks in order to understand the behaviorof Nd isotopes during mylonite generation. T

DM model ages at around 2.6 Ga and

Ndε (t) values for both protolith andtransformed rock suggest that the Nd isotopic system remained closed, recording the original source rock signature, despiteundergoing two superposed metamorphic events.These new Sm-Nd results provide important information on the geologicevolution of basement rocks in the central Rio Grande do Norte Terrane of the Borborema Province, NE Brazil.

Geol. USP Sér. Cient., São Paulo, v. 2, p. 109-129, dezembro 2002

- 110 -

Elton Luiz Dantas et al.

� � � � � � � � �

Uma das premissas básicas da geocronologia é assumirque o sistema isotópico esteve fechado durante acristalização das rochas e que permanece não perturbadodurante subseqüentes eventos de metamorfismo edeformação. Assim, poucos estudos procuramcompreender as possíveis mudanças que podem afetar osistema isotópico de uma determinada rocha, emconseqüência de processos secundários de mobilizaçãode elementos químicos gerados durante eventosdeformacionais ou de penetração de fluidos metamórficosem zonas de cisalhamento (Barovich & Patchett, 1992; Frost& Frost, 1995). Zonas de cisalhamento geralmente pós-datam o pico do metamorfismo e envolvem a hidratação derochas encaixantes secas, por intenso retrometamorfismo,comumente em condições de baixo grau metamórfico (fa-cies xisto verde).

Em zonas de cisalhamento tem-se movimento relativoentre blocos pouco deformados e uma intensa deformaçãoconcentrada em zonas centimétricas ou de até centenas demetros de espessura. Estas zonas podem se formar tantoem sistemas químicos e isotópicos fechados como abertos,envolvendo a entrada e mobilidade de grande quantidadede fluidos e causando mudanças nas característicasquímicas das rochas deformadas durante os processos demilonitização. As questões relacionadas com atransferência de massa e mudanças químicas em zonas decisalhamento procuram entender a perda ou ganho devolume dentro da zona de cisalhamento, onde fluidospodem ou não mudar a química total das rochas(O´Hara,1988; Selverstone, 1991; Hippert, 1988). Idade deeventos de metamorfismo pode ser determinada por meiode isócronas de minerais, que crescem ou sãocompletamente recristalizados durante o metamorfismo(Gromet, 1991).

O objetivo deste trabalho é estudar o comportamentode isótopos de Nd durante a atuação de processos dedeformação e metamorfismo em zonas submetidas a altasdeformações (high strain). A área escolhida está localiza-da na região de Caicó, Estado do Rio Grande do Norte,onde rochas do embasamento Paleoproterozóico (2,2 Ga.)são afetadas por expressivo sistema de zonas decisalhamento transcorrentes de idade Neoproterozóica (emtorno de 600 Ma). A principal motivação para estudar es-tas zonas deve-se ao fato da existência de uma grandediferença temporal entre a história ígnea do protólito e ageração dos milonitos decorrente do evento deformacional.Durante o desenvolvimento da zona de cisalhamento, ocor-re a transformação progressiva de rochas graníticas porfi-

ríticas em milonitos ricos em quartzo e muscovita, causan-do mudanças profundas na mineralogia da rocha original.

Um estudo sistemático e de detalhe, envolvendo atransformação de ortognaisses em muscovita quartzitos existos, foi conduzido nestas rochas no sentido deinvestigar:

1. os processos microtexturais associados com odesenvolvimento da zona de cisalhamento;

2. o comportamento isotópico dos isótopos de Nd emrelação aos processos deformacionais;

3. a mobilidade dos elementos maiores, menores etraços, incluindo os Elementos Terras Raras (ETR) durantea deformação progressiva que afeta estas rochas.

Assim, pretendemos discutir problemas relacionadosao comportamento do sistema isotópico de Nd e respon-der questões como:

a. Quais os tipos de perturbação no sistema que po-dem modificar as razões isotópicas e concentração de Sme Nd nas rochas transformadas?

b. Qual o significado de idades modelos TDM

em rochassubmetidas a processos deformacionais e metamórficosintensos e qual a relação dos novos dados isotópicos comos já existentes regionalmente?

��

Na porção central do Estado do Rio Grande do Nortepredominam rochas do embasamento, representadas pormaciços granitóides de tendência cálcio-alcalina, médioK

2O e composição variando desde metagabros e dioritos

até granitos equigranulares (Ebert, 1969; Brito Neves, 1983;Hackspacher et al., 1992) de idade Paleoproterozóica(Hackspacher et al. 1990; Dantas, 1992, Souza & Martin,1991). Na região de Caicó, onde uma série de mapeamentosde detalhe foram realizados (Borges, 1991; Magini, 1991; eMarques, 1994) predominam tonalitos a granodioritosporfiríticos; (Figura 1). Os mapeamentos revelaram que aarquitetura magmática das diferentes facies mapeadas nosmaciços granitóides obedece a um zoneamento, com ro-chas mais básicas na parte central e rochas mais graníticasocorrendo predominantemente nas bordas dos maciços,

��

Série Científica

- 111 -

Sistema Sm-Nd em Rocha-Total Aberto Versus Fechado:...

próximo ao contato com as encaixantes (Hackspacher etal., 1993). As rochas paleoproterozóicas desta região apre-sentam sistematicamente idades modelo T

DM entre

2,5 - 2,6 Ga e valores de epslon Nd (t = 2,2 Ga.) negativos,entre –1 e – 4, sugerindo que foram derivadas de retraba-lhamento de crosta continental arqueana (Dantas et al.,2001).

Uma das feições mais marcantes da geologia pré-cambriana da Província Borborema, NE do Brasil (Almeidaet al., 1977) é o expressivo sistema de zonas decisalhamento transcorrentes que se desenvolveram noNeoproterozóico durante a colagem da orogênesebrasiliana. As zonas de cisalhamento são interpretadascomo feições profundas que atingem a base da crosta con-tinental e delimitam diferentes blocos crustais ou terrenosde idades distintas (Van Schmus et al., 1995, Jardim de Sá,1994). Comumente se desenvolvem nos limites entre ro-chas do embasamento cristalino e as rochas de seqüênciasmetassedimentares supracrustais, controlando o alojamen-to dos plútons brasilianos em toda a Província Borborema.

Borges & Legrand (1991) revelaram a presença demuscovita quartzitos gerados por deformação a partir derochas ortoderivadas associados a zonas de cisalhamentona região de Caicó. Legrand & Magini (1992) realizaram osprimeiros trabalhos evidenciando transferência de massaenvolvida na transformação destas rochas, enquanto Trin-dade (2000) apresenta os primeiros resultados isotópicospelos métodos Rb-Sr e Sm-Nd sobre este processo.

Nosso estudo se concentrou na ocorrência de trêsgrandes zonas de cisalhamento que ocorrem nasimediações da cidade de Caicó (Figura 1), onde a transiçãoentre ortognaisses e muscovita quartzitos pode serobservada em escala de afloramento. A escolha destas áreasdeu-se devido às mesmas apresentarem contextos tectono-estruturais diferentes e pelo fato das zonas de cisalhamentoserem mineralizadas em ouro.

O arcabouço tectono-estrutural da região de Caicó écaracterizado pela superposição de diferentes eventosdeformacionais e metamórficos de baixo e alto ângulo e dediferentes idades (Hackspacher et al., 1993, Araújo, 2001;Luiz-Silva, 2000). Hackspacher et al. (1995), reconhecemuma antiga trama de idade Paleoproterozóica (idade U-Pbem titanita de 1,95 Ga.) e de trend estrutural NW, preserva-da em núcleos do embasamento da Faixa Seridó. Contudo,a configuração final do arcabouço da região é dada pelatectônica brasiliana, principalmente pelo desenvolvimen-to de zonas de cisalhamento transcorrentes, cujo trendprincipal é NE, e que podem atingir dezenas de quilômetrosde comprimento. A principal conseqüência da superposiçãodestes eventos é o encurvamento dos elementos estrutu-

rais da antiga trama NW em direção às zonas decisalhamento. Entre duas grandes zonas de cisalhamentoNE dextrais principais, desenvolve-se um grupo de zonasde cisalhamento paralelas de trend NW, fazendo com quea arquitetura interna do maciço forme um mosaico de pe-quenos blocos retangulares. Este sistema de cisalhamentotem deslocamento sinistral e sugere que os domínios entreas zonas de cisalhamento maiores foram rotacionados nosentido horário para darem a configuração vista atualmente(Figura 1). Dantas & Hackspacher (1997) sugerem umarcabouço estrutural semelhante para o maciço São Josedo Campestre, a E da área estudada. Na região onde seencontra a cidade de Caicó predominam tonalitos egranodioritos, mostrando feições como enclavesmicrogranulares máficos e diques sin-plutônicos, que su-gerem preservação parcial da história ígnea do protólito.Nestas rochas observa-se uma deformação de baixo ângu-lo penetrativa, de trend NW, que interpretamos como rela-cionada ao evento paleoproterozóico (1.95 Ga). Indicado-res cinemáticos reconhecidos em escala de afloramentoincluem porfiroclastos sigmoidais assimétricos, estrutu-ras SC e vergência de dobras isoclinais e assimétricas.Contudo, esta fábrica antiga é retrabalhada e submetida aintenso retrometamorfismo durante os eventos brasilianos.Leucogranitos anatéticos são corpos mapeáveis e gera-dos durante o metamorfismo regional.

A primeira zona de cisalhamento estudada estálocalizada na Serra de São Fernando, 20 Km a NW de Caicó.A macro-estrutura da serra de São Fernando, é interpretadacomo um sinforme invertido, desenvolvido sintectônico auma zona de cisalhamento transcorrente com cinemáticadextral e trend estrutural N50E. O sinforme é entendidocomo dobra de arrasto, caracterizada pela geração depadrão de interferência do tipo em laço, coaxial, redobrandoantigas dobras isoclinais, bem evidenciado em imagens desatélite e mapeamentos efetuados na região (Magini, 1995;Luiz Silva, 2000; Araújo, 2001; e outros). Uma estrutura emflor negativa é requerida para explicar a geração destamacro-estrutura. A rocha encaixante da zona decisalhamento é augen gnaisse granítico composto porfenocristais de microclínio e matriz rica em quarzto,plagioclásio e biotita predominantemente. Muscovita,epidoto, titanita e zircão são minerais acessórios. As rochastransformadas chegam a formar uma zona com espessuramaior do que 500 metros. Exemplos da atuação de processosde transferência de massa e transformação nesta escala detrabalho são raros na literatura mundial (Selverstone, 1988).

Entre São Fernando e Caicó ocorrem lentes demuscovita quartzitos intercalados em granitóides de com-posição granodiorítica a granítica, de textura grossa a

- 112 -


�� ! Mapa litológico simplificado da região de Caicó - RN, mostrando os principais elementos estruturais descritos

no texto e a localização das amostras analisadas neste trabalho.

M ic a X is to

Q u a rtzito

M á rm o re

A lc ali G ra n itoG r u p o S e r i d ó

M ig m a tito

M u sco v ita q u a rtz ito

S en tid o d o tra n sp o rte

A n tifo rm e

S in fo rm e

E m pu rr õ es

A n fib o lito

L eg e n daR o c h a s d o E m b a s a m e n t o

D iq ue s de g ra n ito

O rto g na isse G ran íticoB io tita G n a is se

Z o n a d e c isa lh am e n to

C aicó

S ã o F er na ndo

Z. Cisa

lham

e nto São F

erna nd o

N 5 K m0

Z . Cisa lham en to Sã o Be rn

ard o

A çu de

Itan s

6 º31 ´S

37º1

5´W

6 º12 ´S

36º5

0 ´W

A u g e n G n a is se

G ra n o d io rito

To n a lito

H a c k s p a c h e r e t a l .1 9 9 0

��

��

��

��

��

��

Série Científica

- 113 -


porfirítica, formando augen gnaisses bem estirados. Nestecaso, zonas de cisalhamento com mergulhos de baixo ân-gulo e trend NW são as responsáveis pela geração demilonitos ricos em muscovita e interpretados por longosanos como xenólitos de quartzitos dentro dos granitóides(Torres et al., 1973). A transformação nas rochas é acom-panhada de mineralizações em Au, cuja ocorrência princi-pal é na mina do Simpático (Trindade, 2001). Zonas decisalhamento transcorrentes, de caráter sinistral e trendestrutural NW desenvolvem-se recortando à tectônica debaixo ângulo observada nesta região, e são interpretadascomo falhas antitéticas no modelo cinemático regional (Fi-gura 1). Sítios transtracionais são gerados na bifurcaçãoentre as zonas NW sinistrais e as zonas transcorrentes NEdextrais (Araújo, 2001).

Na Serra do São Bernardo, 10 Km a NE de Caicó, umazona de cisalhamento do tipo transcorrente com espessu-ra de mais de 200 metros, de caráter sinistral e trend NE,desenvolve-se no flanco de antiforme regional. Neste caso,dobras abertas antiformais, crenulações e estiramento derods de quartzo conferem um caráter transpressional à de-formação. O protólito onde a zona de cisalhamento de SãoBernardo se desenvolve é dado por rochas do tipohornblenda augen gnaisse, formado por plagioclásio,hornblenda, microclínio, biotita e quartzo como mineraisessenciais, e tendo epidoto, muscovita, zircão, titanita, rutiloe apatita como acessórios, confere à rocha uma composi-ção granodiorítica a granítica.

O modelo cinemático integrando as diferentes zonasde cisalhamento dúcteis estudadas é entendido como umaevolução de pares conjugados entre os trends NW sinis-tral e NE dextral aqui descritos.

� � � � � � � � � � � � � ��

A descrição detalhada da petrografia das rochas destaregião foi feita por Magini (1992), Dantas (1992), Borges(1991) e Trindade (2000). Contudo, são realçadas aqui asprincipais evidências petrográficas que orientaram a esco-lha das amostras para o trabalho geoquímico e isotópico.

As zonas de cisalhamento geralmente se desenvolvemem escala de afloramento, mas podem atingir até 500 me-tros de espessura, onde se reconhece a passagem de umarocha pouco deformada, ainda preservando texturas

ígneas, até a formação de milonitos. A rocha original éortognaisse de composição tonalítica a granodiorítica, tex-tura grossa, contendo fenocristais de plagioclásio,microclínio, biotita, muscovita e quartzo como mineraisessenciais. Os augen gnaisses graníticos são caracteriza-dos por fenocristais de microclínio de até 5 cm, que sãoquebrados, rotacionados e estirados durante a deforma-ção em estado subsólido (Foto 1).

À medida que aumenta a deformação, a rocha torna-sebastante cisalhada, apresenta composição essencialmen-te granítica, e apresenta uma grande quantidade de faixasquartzo feldspáticas bem estiradas (Foto 2). Nesta etapado processo de transformação, ocorre a geração(neoformação) de uma maior quantidade de microclínio emuscovita na rocha por processos de recristalização dinâ-mica. A muscovita é formada a partir da desestabilizaçãoda biotita e microclínio, e seu conteúdo aumenta progres-sivamente em direção às partes internas das zonas decisalhamento (Fotos 3 e 4). É comum à presença demuscovita tardia desenvolvida em plano axial de dobrassin-deformacionais.

O produto final da transformação da rocha é ummilonito leucocrático, de granulometria fina, e compostoessencialmente de quartzo e muscovita (Foto 5). Aintensidade da deformação é tão expressiva, que a rochaformada durante os processos de milonitização pode serclassificada como um quartzito ou muscovita xisto (rochacom mais 80 % de SiO

2 e 20 % de muscovita). Os milonitos

também podem ser enriquecidos em sillimanita, cianita ecordierita como no caso da localidade Simpático, NW deCaicó e nas proximidades da cidade de Florânia. (Dantas,1992; Trindade, 2000; Legrand & Magini, 1995). A sillimanitaocorre na forma de cristais fibrosos (Foto 6), enquantoque a cianita aparece orientada segundo a direção dafoliação principal da rocha. Através de cálculostermodinâmicos Legrand & Magini (1992) mostram que odesenvolvimento de minerais aluminosilicáticos foiprovocado pelo aumento do gradiente de temperaturaassociado com a baixa salinidade dos fluidos circulantesnas zonas de cisalhamento. O fluxo constante nas zonasde cisalhamento modifica o campo de estabilidaderelacionado às condições de equilíbrio entre fluido,muscovita, cianita, sillimanita e microclínio. Os cálculosgeotermobarométricos sugerem temperaturas variandoentre 560 e 640°C relacionados a dois eventos superpostos(Luiz Silva, 2000).

A heterogeneidade e a intensidade da deformação porcisalhamento simples que gera os muscovita quartzitos, apartir de ortognaisses causa variações microtexturais nasrochas que refletem as condições termodinâmicas atingi-

- 114 -


��"�� !�Aspecto textural do augen gnaisse granítico daSerra de São Fernando, caracterizado por fenocristais es-tirados de K-feldspato de até 5 cm.

��"��#! Zonas de cisalhamento transcorrentes dextraismostrando a entrada de grande quantidade de fluidosno sistema.

��"��$!�A geração de muscovita resulta da transformaçãodo microclínio. Aumento de 30 X. M – muscovita,KF - microclínio.

��"��%!�As rochas intermediárias do processo de transfor-mação são representadas por muscovita xistos.

��"��&! Muscovita quartzito, verticalizado mostrando fortecrenulação e veios com exudações de quartzo, represen-tando a atuação de processos de transferência de massae de mudança de volume de grande porte.

��"��'! Intensa milonitização nas rochas originais possi-bilita a formação de sillimanita em processos demetamorfismo e transferência de massa de alta tempera-tura. Aumento de 30 X. S – sillimanita, M – muscovita,Q - quartzo, E - epidoto.

��

Série Científica

- 115 -


das durante os processos de milonitização, metamorfismoe de transferência de massa presentes nas zonas decisalhamento. As microtexturas aqui apresentadas refle-tem forte partição da deformação durante o desenvolvi-mento da milonitização dos augen gnaisses nesta região.

Nos augen gnaisses, a passagem gradativa da texturamagmática para deformação no estado subsólido é marcadapela orientação de fenocristais euedrais de microclínio eagregados de grãos de quartzo equidimensionais (Foto 7).(Dantas, 1992; Paterson et al, 1989). A transição para oprocesso deformacional é caracterizada pela redução daforma e tamanho do grão, rotação e formação de subgrãos(Dantas, 1992). O quebramento dos fenocristais defeldspatos (Foto 8) é associado a mecanismos de deforma-ção tipo microcraking e dislocation creep (Araújo, 2001),evidenciados por microtexturas do tipo fenocristais fratu-rados, separação pull-apart, e deformação dos planos degeminação.

Durante o processo de milonitização, as modificaçõesproduzidas na trama da rocha por processos derecristalização dinâmica por migração do limite do grão(RDMLG) em alta temperatura (Vernon, 1975), são caracte-rizadas pelo desenvolvimento de um forte estiramento nosminerais e geração de novos grãos de hornblenda,microclínio e plagioclásio recristalizados (Foto 9). Nestecaso, é comum a rocha apresentar uma trama caracterizadapela presença de grandes cristais e a matriz composta porgrãos intensamente recristalizados, chegando a formarribbons (bandas). Este evento metamórfico é de facies

anfibolito com temperaturas atingindo o pico metamórficodurante a anatexia. A recristalização de microclínio eanfibólio em alta temperatura e a presença de silimanita ecianita sin-cinemáticas sugerem temperaturas em torno de600°C durante o evento de cisalhamento (Voll, 1976).

Uma das principais evidências para considerar osmuscovita quartzitos como rochas geradas como produ-tos de processos deformacionais e metamórficos é a pre-servação de grande quantidade de cristais de K-feldspatonas rochas intermediárias do processo de transformação.

A rocha totalmente transformada em muscovitaquartzito é associada a retro-metamorfismo em facies xistoverde no interior das zonas de cisalhamento, caracterizandoum segundo evento de metamorfismo, associado com aentrada de grande quantidade de fluidos, no qualpredominam processos de Dissolução e Transferência deMassa (DTM). Este processo envolve o transporte edeposição sem envolver fraturamento ou distorção da redecristalina, chegando a formar texturas na superfície dosgrãos por solução e sobrecrescimentos. Outrasmicrotexturas de DTM relacionadas a processos derecristalização estática e recuperação, são caracterizadaspor grãos de quartzo, plagioclásio e microclínio poligonais,subgrãos e novos grãos, cujos contatos formam pontostríplices de 120° nas junções (Foto 10).

A formação de muscovita é produto de reações desoftening (amaciamento) em condições de retrome-tamorfismo para facies xisto verde. Neste caso ocorre in-tensa percolação de fluidos incorporados ao sistema por

��"��(! Rotação de fenocristais de microclínio desenvolvi-dos na passagem progressiva da história magmática paraos eventos relacionados à atuação de processos da defor-mação subsólida. Aumento de 10X. A barra na foto re-presenta 1 mm.

��"��)! Quebramento (microcraking) do fenocristal demicroclínio associado a mecanismos de deformaçãocisalhante. Aumento de 10X. M – microclínio.

- 116 -


processos de infiltração e advenção, enriquecendo a ro-cha em minerais hidratados, como epidoto (Magini, 1991).O caso das camadas contendo mais de 90% de quartzocaracteriza silificação provocada pela entrada de grandequantidade de fluidos durante o aumento da intensidadeda deformação pela atuação de processos de transferên-cia de massa por solução, em condições de baixa tempera-tura, estimada em torno de 400° C (Foto 11).

Várias micro-texturas de dissolução e exsolução sãogeradas durante processos de transferência de massa,

como intercrescimento de mirmequita, intercrescimento depertitas, bordas de reação e substituição parcial ou totalde minerais. Estas texturas são comuns, tornando-se maisfreqüentes nas rochas mais deformadas (Foto 12) e cujafonte principal são os fenocristais de microclínio, que du-rante seu quebramento apresenta troca de volume entre oconteúdo de Na, Ca e K entre os feldspatos. A quantidadede epidoto também aumenta abruptamente nos milonitos,sendo associado a bordas de corrosão em biotita, duranteprocessos de retrometamorfismo. As reações envolvidas

��"��*! Recristalização dinâmica por migração do limitedo grão de microclínio e plagioclásio, caracterizando adeformação como de alta temperatura. Aumento de 20X.

��"�� +! Processos de poligonização e subgrãos relaciona-dos à recristalização estática. P - plagioclásio, Q - quart-zo e aumento de 40X.

��"�� ! Muscovita quartzito representativo do estágio fi-nal do processo de transformação de um protólito granítico.Extinção ondulante e subgrãos atestam as condições debaixa temperatura reinantes durante os processosdeformacionais. M - muscovita, Q - quartzo, aumentode 20X.

��"�� #!�Texturas de intercrescimento mirmequítico carac-terizando a atuação de processos de dissolução e transfe-rência de massa durante os estágios tardios da deforma-ção e metamorfismo de baixa temperatura a que asrochas foram submetidas. Mir - mirmequita, aumentode 30X.

��

Série Científica

- 117 -


nas transformações mineralógicas foram discutidasdetalhadamente por Legrand & Magini (1995); Trindade(2000) e Luiz Silva (2000).

As microtexturas identificadas neste estudo corrobo-ram as evidências de campo, sugerindo que as rochas doembasamento da região de Caicó foram submetidas a umahistória deformacional polifásica como resultado dasuperposição de dois eventos de deformação dúctil emalta e baixa temperatura. As variações das característicasmicrotexturais variam de acordo com a intensidade de strainaos quais os processos de recristalização dinâmica e osmecanismos de transferência de massa por difusão foramcontemporâneos (Araújo, 2001).

O evento de percolação de fluidos associado a proces-sos de DTM e a processos de metamorfismo de baixa tem-peratura nas zonas de cisalhamento transcorrente foi da-tado em torno de 505 Ma (muscovita e biotita pelo métodoAr-Ar, Araújo, 2001). A datação absoluta do evento dealteração hidrotermal sugere condições de resfriamentolento do terreno, uma vez que o pico do metamorfismo doevento de alta temperatura, datado pelo posicionamentode granitos sintectônicos as zonas de cisalhamentotranscorrentes na região, tem idades de 575 Ma. Assim,existiria um intervalo de tempo em torno de 70 Ma entre oseventos de metamorfismo de alta e baixa temperatura naárea.

Esta conclusão corrobora os dados obtidos para a zonade cisalhamento de Patos, localizada 30 km sul da áreaestudada, de trend EW, e considerada como desenvolvidasimultaneamente com as zonas de cisalhamentotranscorrentes de trend NE e NW aqui descritas(Figueiredo, 1992; Vouchez et al., 1995).

��

A mobilidade de elementos maiores,traços e Elementos Terras Raras

Procurando quantificar a transferência de massaenvolvida na transformação dos ortognaisses emmuscovita quartzitos, foi realizado estudo geoquímico eisotópico nas diferentes zonas de cisalhamento presentesna região. Entre outras, a principal razão para a escolhadas amostras selecionadas para este estudo foi uma coletasistemática ao longo da transformação progressiva das

rochas, de acordo com o aumento da intensidade dadeformação, analisando amostras representativas desdeos protólitos pouco deformados até dentro da zona decisalhamento, onde os milonitos são dominantes.

A tabela 1 mostra os resultados obtidos neste estudopara os elementos maiores, menores, traços e ElementosTerras Raras. As análises foram feitas no laboratório deGeoquímica da Universidade Estadual Paulista (UNESP -Rio Claro) por Fluorescência de raios-X e ICP-ES.

As amostras representativas do protólito (amostrasCE-38, CH-51 e CE 52) são de granitóides cuja composiçãovaria de granodiorítica a granítica. Rochas representativasde tonalitos pouco deformados e bastante cisalhados,transformados em micaxistos, também foram analisados(Amostras CE 91 e CH11 e CE-62).

As amostras representativas do processo intermediá-rio da transformação incluem muscovita gnaissesgraníticos (amostras CH 49 e CE33), e duas amostras ana-lisadas por Trindade (2000). Em alguns dos gráficos mos-trados neste trabalho, todos estes dados são apresenta-dos em conjunto, para efeito de comparação com nossosnovos resultados. Amostras representativas do processofinal de transformação são dadas por muscovita quartzitoe quartzito puro (amostras CE 64, CE 33 e CE 92).

O perfil ao longo do cisalhamento revela que existeuma variação sistemática nos valores dos elementos maio-res e traços, de acordo com o aumento da intensidade dadeformação. O principal elemento químico que representaa transformação progressiva das rochas é SiO

2, refletindo

a introdução de quartzo durante os processos demilonitização. Rochas do protólito apresentam teores emtorno de 60 - 65 % SiO

2, enquanto que as rochas transfor-

madas variam de 75 % SiO2 (muscovita quartzitos) até va-

lores superiores a 90% de SiO2 (quartzitos quase puros)

(Figura 2).

O comportamento da maioria dos elementos químicosé compatível com as mudanças petrográficas emicrotexturais decorrentes do processo de transformaçãodas rochas descrito acima. Assim, Rb facilmente substituiK em feldspatos alcalinos, minerais estes abundantes noprotólito, e que são substituídos por muscovita, quandointensamente deformados e recristalizados em zonas decisalhamento. O conteúdo de Rb aumenta nas rochas maistransformadas, enquanto que o Na

2O diminui drasticamen-

te (Figuras 2a, 2b e 2c).

Por sua vez, o Sr segue o cálcio, cuja maior fonte é oplagioclásio, logo o seu desaparecimento durante atransformação final da rocha original em um quartzito éevidente nos diagramas e reflete a destruição de feldspatosdurante o processo de milonitização (Figura 2d). O aumento

- 118 -


��,�� !�D

ad

os g

eo

quí

mic

os d

o p

rotó

lito

ígne

o e

roc

has t

rans

form

ad

as e

m m

usc

ovi

ta-q

uartz

itos n

as z

ona

s de

cisa

lha

me

nto

da

reg

ião

de

Ca

icó

- RN

.

Am

ostr

asC

E-9

1C

E-5

1C

E 3

8P

S-1

05P

E40

CE

-52

CE

-58

CH

-49

CH

-51

CE

50.1

CE

-62

CH

-11

CE

33.1

CE

33.3

CE

-64

Roc

haD

iorit

oT

onal

itoT

onal

itoG

rano

dior

itoG

nais

se

Gna

isse

G

rano

dior

itoA

ugen

Aug

en

Alc

ali

Gra

nada

T

onal

ito

Mus

covi

taM

usco

vita

Mus

cov

gran

itico

gran

itico

gra

nitic

ogr

aniti

cogn

aiss

exi

sto

xist

ifcad

oqu

artiz

itoqu

artiz

itoqu

artiz

iS

iO2

48,2

651

,90

63,9

161

,76

73,8

971

,76

62,1

973

,55

71,6

868

,73

55,8

364

,05

77,3

470

,87

84,9

9

TiO

21,

930,

990,

910,

630,

050,

310,

850,

260,

330,

071,

130,

680,

120,

350,

29

Al2

O3

10,7

613

,48

14,8

613

,58

14,7

914

,33

16,2

515

,03

13,7

717

,91

19,7

415

,37

12,6

714

,62

6,71

Fe2

O3*

17,9

912

,42

4,49

10,6

21,

582,

636,

902,

652,

480,

6812

,43

5,72

2,69

2,39

2,60

MnO

0,24

0,19

0,01

0,06

0,00

0,04

0,10

0,02

0,01

0,01

0,13

0,06

0,01

0,04

0,04

MgO

8,07

6,73

2,91

2,85

0,10

0,72

2,84

0,79

1,22

0,13

3,97

2,93

0,68

0,82

2,01

CaO

7,76

10,8

22,

823,

220,

781,

945,

240,

341,

071,

011,

611,

280,

061,

810,

18

Na2

O0,

672,

243,

272,

204,

513,

271,

020,

713,

996,

552,

402,

260,

283,

760,

24

K2O

3,16

0,56

5,67

3,94

4,19

4,39

3,72

6,75

4,69

4,76

2,11

7,46

4,58

4,35

2,45

P2O

50,

610,

110,

061,

310,

010,

080,

370,

080,

080,

070,

120,

200,

030,

120,

14

LOI

1,07

1,05

1,04

0,18

0,00

0,66

1,11

0,78

0,00

0,23

0,96

0,78

1,67

0,97

1,21

Cr

193

399

7315

112

05

164

2736

130

443

8266

158

310

Ni

104

110

1032

100

438

010

617

870

1106

9391

Rb

113

-13

580

140

106

129

232

157

5183

225

153

8181

Sr

9821

557

143

343

031

457

167

136

2695

173

155

1646

116

Nb

22,0

13,0

0,0

0,0

9,0

0,0

0,0

0,0

0,0

7,0

15,0

12,0

10,0

17,0

10,0

Zr

612

6972

060

287

264

015

748

139

324

5712

964

Y34

2712

171

1125

3311

640

2831

1912

La29

,14

6,92

0,00

25,8

71,

100

00

00,

000,

0036

,22

18,5

629

,94

9,33

Ce

78,4

017

,75

0,00

69,6

53,

550

00

02,

940,

0088

,10

37,2

362

,90

23,7

9

Nd

39,5

310

,69

0,00

23,9

81,

510

00

01,

390,

0034

,13

17,7

024

,90

9,87

Sm

8,03

3,34

0,00

6,34

0,13

00

00

0,00

0,00

6,38

3,99

4,23

2,30

Eu

1,10

0,91

0,00

1,16

0,05

00

00

0,09

0,00

1,14

0,50

1,04

0,52

Gd

5,95

2,73

0,00

2,78

0,14

00

00

0,00

0,00

3,19

1,93

2,24

0,76

Dy

5,77

3,35

0,00

2,40

0,18

00

00

0,26

0,00

3,50

1,42

2,18

0,90

Ho

0,98

0,65

0,00

0,00

0,04

00

00

0,25

0,00

0,51

0,00

0,45

0,27

Er

2,98

1,91

0,00

0,00

0,15

00

00

0,33

0,00

1,73

0,40

0,72

0,48

Yb

3,63

2,35

0,00

1,55

0,24

00

00

0,31

0,00

2,19

0,70

1,39

0,39

Lu0,

610,

420,

000,

000,

040

00

00,

000,

000,

560,

380,

260,

32

RO

CH

AS

OR

IGIN

AIS

R

OC

HA

S T

RA

NS

FO

RM

AD

AS

��

Série Científica

- 119 -


de CaO, e diminuição proporcional de K2O, Na

2O, SiO

2, Ba

é relacionado ao aumento de epidoto e muscovita nosultramilonitos. O Zr comporta-se com mobilização muitolimitada durante os processos de milonitização.

O padrão de Elementos Terras Raras para os diferentesgrupos de rochas aqui analisados mostra que existe umasignificativa diminuição na abundância total de ETRL(Elementos Terras Raras Leves), à medida que aumenta aintensidade da deformação. Contudo, a forma do padrãonormalizado em relação ao condrito permanece a mesma(Figura 3). Por sua vez, a abundância de ETRP (ElementosTerras Raras Pesados) pouco muda na zona de milonitos.

Assim, existem mudanças apenas na concentração dosETRL e o sistema é considerado fechado, onde os elementospermanecem imóveis durante os processos de milonitização(Figura 3). 80% ou mais dos ETR residem basicamente emminerais acessórios, como alanita, titanita, monazita e zircãoque compreendem menos de 1% de volume da rocha totale são resistentes aos processos de metamorfismo edeformação. No caso das rochas das zonas decisalhamento da região de Caicó, o principal mineralencontrado em todas as rochas do processo detransformação desde a rocha original até o produto final,representado pelos muscovita quartzitos, é titanita, já que

Figura 2. Comportamento dos elementos maiores e traços durante o processo de transformação de rochas. A) Rb x K2O;B) SiO2 x Na2O; C) SiO2 x Nd; D) Sr x CaO. Setas indicam o comportamento dos elementos de acordo com o aumento dadeformação e transformação das rochas.

C

0 1 2 3 4 5 6 7 0

25

50

75

10 0

12 5

15 0

17 5

20 0

22 5

25 0

K O (% )2

Rb(

ppm

)

A B

D

��

- 120 -


zircão e apatita, que devem ser os minerais a concentrar amaioria dos ETR analisados. Recristalização de titanitapode formar novos grãos que incorporam ETRtransportados durante os processos deformacionais. Aresistência à mobilidade de certos elementos traços du-rante os processos de deformação também pode serobservada através do comportamento constante das razõesSm/Nd, Zr/Nb, Zr/Y e La/Yb (Figura 4 a e b).

Contudo, o melhor método para estudar a mobilidadede elementos químicos nas zonas de cisalhamento é usar o

modelo matemático de Gresens (1967) e diagramas Grant(1986) para representar graficamente os processos de mu-dança de volume e transferência de massa em rochas(O´Hara, 1988; Hippert, 1995). Este tipo de estudo foidetalhadamente feito por Legrand & Magini (1992), Magini(1995), Luiz Silva (2000) e Trindade (2000) para as zonas decisalhamento da região de Caicó que aqui estamos descre-vendo. O princípio do estudo de balanço de massa é com-parar as composições químicas e as propriedades físicas(volume, densidade) entre rochas pretéritas e transforma-

��$! Padrões de Elementos Terras Raras paras as rochas estudadas. A) Augen gnaisse, muscovita xisto e muscovitaquartzito; B) tonalitos e biotita xistos.

��%! Gráficos que caracterizam o comportamento fechado e a imobilidade de elementos traços durante os processosde milonitização. A) Zr/Nb x SiO2; B) Sm/Nd x SiO2. Setas indicam o comportamento dos elementos de acordo com oaumento da deformação e transformação das rochas.

A B

B

45 55 65 75 85 95 100 0

.1

.2

.3

.4

.5

S iO (% )2

Sm/N

d

A

��

Série Científica

- 121 -


das pela análise das mudanças químicas sofridas duranteos processos de transferência de massa e mudança devolume ocorridas na zona de cisalhamento. Neste caso, osistema pode ser aberto para uma grande variedade deelementos (diferentes razões de ganho e perda de massadurante a deformação). A determinação dos elementos imó-veis ajuda na avaliação do grau de ganho e perda sofridapela rocha, já que os demais são normalizados por eles.

Os cálculos de balanço de massa feitos pelos autoresacima citados mostram que o Al

2O

3, TiO

2 e Zr são

considerados imóveis durante os processosdeformacionais.

A perda de volume é considerada isovolumétrica entrea rocha original e o produto final da transformação causa-da pelo aumento da intensidade da deformação nas zonasde cisalhamento estudadas (Trindade, 2000). Contudo,quando a mobilidade relativa é analisada considerando oselementos individualmente, a razão entre perda e ganhopode variar bastante durante o processo de transforma-ção. A mobilidade relativa de alguns elementos dependeda zona de cisalhamento que se está estudando, contudo,alguns elementos mostram valores comuns nas zonas es-tudadas, e apresentam ganho de massa em torno de 20%(Si), 40% (Rb) e > 60% (K). Por outro lado outros elemen-tos mostram perda de massa, como Ca (70%), Na (30%) eSr (25%) (Trindade, 2000; Luiz Silva, 2000).

No caso da amostra de sillimanita quartzito da Zona decisalhamento de Ponta da Serra analisada por Trindade(2000), a transformação do ortognaisse para um quartzito étotal, mobilizando completamente todos os elementos quí-micos existentes originalmente. Neste caso, até elementosconsiderados imóveis, como Sm, Nd e Y, mostram perdasrelativas grandes, da ordem de 50%. Os valores obtidos detransformação por Trindade (2000) corroboram valores des-critos na literatura mundial, onde, a perda de volume entreos diversos elementos varia em torno de 40 % e em outroscasos pode haver ganhos de até 70 % (Condie & Sinhá,1996).

Contudo, quando a transformação da rocha originaldurante os processos milonitização mostra uma variaçãoisovolumétrica, com o aumento do grau da deformação,ocorre uma silificação sintectônica na rocha (Condie eSinhá,1996). Neste caso, existe uma passagem muito grandede fluidos na zona de cisalhamento, com a transformaçãocompleta da rocha original, modificando totalmente amineralogia da rocha. Entretanto, os cálculos da variaçãode volume mostram que não há perda ou ganho de massana zona como um todo. Este parece ser o caso das zonasestudadas na região de Caicó, conforme os cálculosapresentados por Trindade (2000).

Isótopos de Nd

As análises Sm-Nd foram feitas no laboratório degeocronologia da Universidade de Brasília, seguindo ametodologia descrita em Gioia e Pimentel (2001). Asamostras de rocha total (50 mg) foram misturadas com umasolução de 149Sm-150Nd spike e dissolvidas em béqueresSavillex. A extração de Sm e Nd das amostras de rocha totalseguiram as técnicas de colunas de troca catiônica, usandocolunas de teflon contendo a resina Ln-Spec. As amostrasde Sm e Nd foram depositadas em filamentos de rênioduplos e as medidas isotópicas foram feitas noespectrômetro de massa FINNIGAN MAT 262 no modoestático. Incertezas nas razões Sm/Nd e 143Nd/144Nd sãoem torno de 0,4% ( σ1 ) e ± 0,005% ( σ1 ) respectivamente,baseado nas análises repetidas de padrões de rochasinternacionais BHVO-1 e BCR-1; As razões 143Nd/144Ndforam normalizadas para 146Nd/144Nd por 0,7219 e aconstante de decaimento ( λ ) usada foi de 6,54 x 10-12.

Isótopos de Nd têm sido usados comumente para de-terminar a história evolutiva e determinar o crescimentorelativo de grandes províncias crustais pré-cambrianas domundo (DePaolo, 1988). Idades modelo Sm-Nd foram cal-culadas usando a curva de manto empobrecido de DePaolo(1988) e representam a idade de formação de crosta conti-nental ou de extração do manto. A idade modelo T

DM é

determinada pelo cálculo do tempo de quando uma amos-tra tem a composição isotópica idêntica de sua fonte, logonão é uma idade real e absoluta de um único evento geoló-gico. Geralmente, idades modelo T

DM representam uma mé-

dia do tempo durante o qual uma determinada amostra éresidente na crosta, derivada de um manto comum (fonteúnica) ou de fontes mistas, podendo ser gerado em dife-rentes épocas. (Arndt & Goldstein, 1987; Dickin, 1995).

Os isótopos de Nd foram analisados nas mesmasamostras das zonas de cisalhamento de São Fernando eSão Bernardo selecionadas para o estudo geoquímico.Também foram analisadas várias amostras representativasdos protólitos ígneos da região e foram adicionadas aonosso trabalho, algumas das análises isotópicas efetuadaspor Trindade (2000), relacionadas ao processo detransformação dos ortognaisses em milonitos. Em algunsdos gráficos apresentados neste trabalho, todos estesdados estão reunidos, para efeito de comparação comnossos novos resultados.

As amostras de ortognaisses tonalíticos egranodioríticos, cujas microtexturas evidenciam a históriaígnea bem preservada, apresentam idade modelo T

DM em

torno de 2,56 até 2,70 Ga, e valores de Ndε (t) negativos,sendo t = 2.2 Ga. Corresponde a idade de cristalização

- 122 -


paleoproterozóica obtida pelo método U-Pb emzircão(Hackspacher et al. 1990). As idades modelo sãocondizentes com origem dos protólitos à partir deretrabalhamento de fonte arqueana.

Nas rochas intensamente deformadas os valores deidade modelo T

DM são essencialmente os mesmos, com

valores variando de 2,48 Ga para muscovita quartzitosintermediários até 2,80 Ga nos quartzito com silimanita e/ou muscovita. Assim, podemos considerar que asuperposição de eventos deformacionais e metamórficossobre as rochas estudadas não foi suficiente para abrir osistema isotópico Sm-Nd das mesmas. Isto é, as rochastransformadas ainda preservam a assinatura isotópica desua fonte, representadas pelas idades modelo T

DM

arqueanas semelhantes às rochas do protólito ígneo. Osistema isotópico foi preservado até mesmo nas amostrasmostrando alto grau de deformação e silicificação (amostraCE 92) e, portanto, permanece fechado durante osprocessos de deformação milonítica e transformação.

Entretanto, estudos geoquímicos demonstram que aconcentração de Sm e Nd apresentam variações querefletem relativa mobilidade desses elementos durante osprocessos de transformação de rochas relacionados aoseventos deformacionais de idade brasiliana (datados en-tre 600 e 500 Ma). A questão que se coloca é saber como aparticipação dos fluidos hidrotermais chega a afetar osistema isotópico Sm-Nd destas rochas.

A variação na concentração de Nd e Sm e na razão147Sm/144Nd de acordo com o aumento dos teores de SiO

2

tem correspondentes nas mudanças na mineralogia dasrochas durante o aumento da intensidade do processodeformacional e mobilização de elementos durante osprocessos secundários de hidrotermalismo que atuamnestas rochas (Figura 5). No granada xisto derivado datransformação de tonalito (amostra CE-62), observa-sediminuição da concentração de Sm e Nd, mas as razõesisotópicas de Nd e a idade modelo T

DM não mudam.

Rochas crustais comumente apresentam valores médiosda razão 147Sm/144Nd em torno de 0,10 - 0,12. Quandodeterminadas rochas têm problemas de fracionamentoisotópico ou são submetidas a processos de sistemaaberto, estes valores fogem deste intervalo, sendo fácil deidentificar nas análises isotópicas da rocha analisada, jáque a inclinação da linha de evolução da razão dos isótoposde Nd é proporcional à razão Sm/Nd da amostra e aofracionamento sofrido por ela. As rochas originais(protólitos) da região de Caicó apresentam valores da razão147Sm/144Nd entre 0,11 - 0,09 em média (tabela 2). Amobilização relativa sofrida pelas rochas transformadasmuda um pouco esta relação, mas não causa grande

variação nas idades modelo TDM

obtidas. A amostra deálcali-granito (CE-50) é um bom exemplo do comportamentoanômalo dos isótopos de Nd, com valores muitospequenos de concentração de Sm (0,29 ppm) eNd (1,2 ppm) e razão Sm/Nd de 0,14, fazendo com que aidade modelo T

DM de 3.6 Ga seja uma idade sem significado

de um evento de formação de crosta na região. Observetambém que o shift no diagrama de evolução de Nd versustempo para esta amostra tem uma inclinação diferente dasdemais (Figura 6).

Os valores de Ndε (t) relativamente homogêneos emmédia entre -17 e -22, calculados para as idades relacionadasaos eventos de metamorfismo de alto grau (picometamórfico em 575 Ma) e de hidrotermalismo (505 Mapela idade Ar-Ar obtida por Araújo, 2001) mostram que asrazões isotópicas das rochas transformadas não são re-equilibradas nesta época. A grande participação de fluidosdurante o último evento, que abre o sistema para oselementos químicos maiores e traços, não chega a re-homogenizar completamente o sistema isotópico de Nddurante os processos de transformação de rochas nas zo-nas de cisalhamento. Se isto tivesse acontecido era de seesperar mudanças nos valores das razões isotópicas 143Nd/144Nd e de

Ndε (t), conseqüentemente.

Logo o sistema só seria aberto se fosse observadauma variação muito grande nas razões isotópicas dasdiferentes amostras analisadas. Neste caso as rochasdeveriam mostrar uma tendência de idades modelo comvalores bastante heterogêneos, sub e superestimados, ediminuindo até a idade do evento mais jovem. Isto é, idadesmodelo T

DM mistas em torno de 1,2, 1,4 e 1,7 Ga ou maiores

do que 2,7 Ga, bem como valores de Ndε (t), t =505 Ma,menores do que –10, deveriam aparecer nas rochas maisdeformadas e no produto final da transformação (Figura6). Assim, a inclinação da reta de evolução isotópica dasrochas transformadas seria diferente das rochas doprotólito ígneo, o que não é o caso da maioria das rochasda região de Caicó.

Uma errócrona Sm-Nd calculada a partir de todas asamostras analisadas define uma idade de 2,2 Ga, similar àidade de cristalização obtida pelo método U-Pb, contudocom erro bastante elevado (> 400 Ma), em vista dahomogeneidade dos valores da razão 147Sm/144Nd, que nãopermite grande espalhamento dos dados. Assim, as ro-chas da região de Caicó, mesmo submetidas a diferenteseventos deformacionais, ainda preservam parcialmentesuas características isotópicas originais.

Se considerarmos separadamente as rochas originaise as transformadas, isócronas Sm-Nd de significado geo-lógico, não podem ser obtidas. Supondo que o evento de

��

Série Científica

- 123 -


��&! Relações entre os isótopos de Nd e a sua variação durante os processos de milonitização. Setas indicam ocomportamento dos elementos de acordo com o aumento da deformação e transformação das rochas. Também é mostra-do o campo de superposição entre os valores de idade modelo TDM e razões isotópicas das rochas originais e transforma-das. A) TDM x SiO2; B) 143Nd/144Nd x SiO2; C) 147Sm/144Nd x SiO2; D) TDM x Zr; E) Nd x TDM; F) Na2O x TDM.

B

45 55 65 75 85 95 2 .2

2 .28

2 .36

2 .44

2 .52

2 .6

2 .68

2 .76

2 .84

2 .92

3

S iO (% )2

T D M

A

C D

E F

- 124 -


��,��#!�Resultados Sm-Nd relacionadas ao protólito ígneo e rochas transformadas em zona de cisalhamento da regiãode Caicó - RN.

�� '! Diagrama de evolução dosisótopos de Nd versus tempo geológico.

Amostra Rocha Sm (ppm) Nd (ppm) 147Sm/144Nd 143Nd/ 144Nd (± 2σ) εNd (0)TDM (Ga) εNd (505Ma)

CH 49 Augen 1,77 10,48 0,102 0,511248 (9) -26,82 2,44 -21CE 38 Tonalito 3,09 21,75 0,086 0,510828 (9) -34,98 2,64 -28CE 50 Alcaligranito 0,29 1,22 0,1446 0,511403 (20) -23,21 3,62 -20CE 51 Gnaisse Bandado 0,45 2,58 0,1052 0,511318 (10) -25,08 2,56 -19CE-52 Monzogranito 2,32 14,81 0,09488 0,511045 (13) -30,5 2,52 -24CE-53 Migmatito 1,19 6,1 0,11884 0,511370 (13) -24,11 2,63 -19CE-54 Migmatito 1,56 9,98 0,09464 0,511019 (13) -30,99 2,54 -25CH-51 Augen 5,37 32,74 0,0983 0,511097 (16) -30,05 2,56 -25

CE-92 Musc-Quartzito 0,7 6,49 0,0659 0,510602 (11) -39,71 2,51 -31CE-64 Musc-Quartzito 0,96 4,55 0,12739 0,511422 (13) -22,91 2,78 -19

CE-33.1 Musc-Quartzito 4,29 24,12 0,1234 0,511504 (20) -22,12 2,59 -17CE-33.3 Musc-Quartzito 4,53 29,69 0,0924 0,511061 (14) -30,76 2,48 -24CE-62 Granada xisto 1,55 7,72 0,12108 0,511388 (13) -23,5 2,67 -19

CH 11 Biotita xisto 1,65 9,9 0,1013 0,511152 (10) -28,81 2,56 -22

Rochas Originais

Rochas Transformadas

��

Tem p o (G a)

N d (0 )ε

D M

C H U R

1 ,00

-3 0

-2 0

-1 0

0

1 0

2 ,0 3 ,0

N d ( t= 0 .5 G a )ε

��

��

Série Científica

- 125 -


cisalhamento e hidrotermalismo fosse capaz dehomogeneizar completamente o sistema isotópico de Nd,na hipótese de sistema aberto, isócronas com idadesbrasilianas seriam esperadas.

A variação e espalhamento observados nos valoresdas idades modelo T

DM em torno de 300 Ma pode ser expli-

cado por 03 possíveis mecanismos:

a. redistribuição de isótopos de Nd na escala deafloramento, onde o sistema pode ser parcial e localmenteaberto;

b. variação na composição do protólito, rochas maisbásicas podendo mostrar idades modelo diferentes dasrochas mais ácidas;

c. redistribuição da concentração de Sm relativo a Nd.

A sistemática Sm-Nd nas rochas transformadas indicaque o sistema não está perturbado e que Sm e Nd tem secomportado como relativamente imóveis durante oseventos de alto e baixo metamorfismo a que foramsubmetidas. Por sua vez, valores de Sr e Rb mostramconsiderável espalhamento durante a deformação, sendoconsiderados como elementos móveis. A conseqüênciadeste fato é que idades sem significado geológico podemser obtidas quando se tentar determinar idades absolutasnestas rochas pelo método Rb-Sr. Foi o caso descrito porTrindade (2000) para as rochas transformadas na região deCaicó, que definem idades mistas entre 1,2 e 1,62 Ga. Dadaa mobilidade do Sr, estas idades devem ser consideradascomo sem significado geológico, uma vez que grandequantidade de Sr radiogênio deve ter sido adicionado aosistema isotópico desta rocha, conforme demonstradopelos cálculos de volume de massa do mesmo autor. Osistema é aberto neste caso. Isto fica evidente seconstruirmos um gráfico 87Sr/86Sr versus Sr que mostra umgrande espalhamento dos dados, evidenciando a atuaçãode processos secundários nas rochas (Figura 7).

��

A importância de estudar zonas de cisalhamento deve-se ao fato delas conterem informações sobre as condiçõesmecânicas e químicas associadas com deformação emetamorfismo.

O comportamento do sistema isotópico comumentepode ser considerado tanto fechado quanto aberto em

casos em que as rochas são submetidas a processos en-volvendo intensa deformação e metamorfismo. Em siste-mas de cisalhamento desenvolvidos em condições defacies anfibolito, que mostram insignificante modificaçãona química de elementos maiores e nos isótopos de Sr, Nde Pb, o sistema tem sido essencialmente fechado em rela-ção aos componentes não voláteis durante o metamorfismoe deformação (Nyman & Tracy, 1993). Mesmo em zonas decisalhamento que desenvolvem ultramilonitos de baixograu metamórfico (facies xisto verde), trabalhos iniciais deBarovich & Patchett (1992) e outros mais recentes (Lancelotet al. 1983; Steyrer & Sturm, 2002), têm mostrado que ossistemas isotópicos Sm-Nd e U-Pb podem ter comporta-mento fechado.

Contudo, polimetamorfismo e milonitização são capa-zes de re-homogeneizar o sistema isotópico completa ouparcialmente, já que a circulação de fluidos em zonas decisalhamento, é amplamente reconhecida pela hidrataçãode protólitos secos (Hippert, 1998). Os fluidos derivadosde processos hidrotermais ou metamórficos são canaliza-dos nas zonas de cisalhamento e favorecem a perda devolume e transferência de massa, e podem fazer com que adeformação se processe em condições de sistema abertocom respeito aos elementos químicos envolvidos nos even-tos de metamorfismo e milonitização das rochas submeti-das a estes processos.

O presente artigo descreve a transferência de massa eo comportamento relacionado à transformação de umortognaisse porfirítico em milonito relacionado ao desen-volvimento de zonas de cisalhamento de alta deformação.Nossos resultados são consistentes com a hipótese deque o metamorfismo em zona de cisalhamento de baixatemperatura causa mudanças na química da rocha total,tanto quanto na mineralogia modal. Elementos maiores etraços são geralmente móveis, mas ETR são relativamenteimóveis e podem preservar a assinatura geoquímica doprotólito. O sistema isotópico pode ser fechado na escalade afloramento e em escala maior o sistema pode ter umdiferente comportamento.

Isótopos de Nd, por sua vez, apresentam praticamenteum comportamento de sistema fechado em relação aos pro-cessos de deformação e metamorfismo em zonas decisalhamento regionais. Idades modelo T

DM de 2,5 a 2,8 Ga

revelam que a fonte geradora das rochas ortoderivadasdesta região é arqueana, conforme já mostrado por Dantaset al. (2001). As idades modelo T

DM e valores de Ndε (t)

das rochas submetidas a altas taxas de deformação e trans-formação química e mineral são semelhantes aos dosprotólitos ígneos. Assim, embora as rochas transformadastenham sido submetidas à intensa percolação de fluidos,

- 126 -


elas ainda guardam a assinatura isotópica da rocha fontegeradora do seu protólito.

As idades absolutas Ar-Ar do evento dehidrotermalismo em torno de 505 Ma (Araújo, 2001), suge-rem que o mesmo ocorreu aproximadamente 70 Ma após opico do metamorfismo e o início do desenvolvimento dosistema de cisalhamento transcorrente regional, que con-trola o posicionamento da grande maioria dos granitosintrusivos na Província Borborema. As idades obtidas pelométodo Ar-Ar relacionadas aos últimos eventos tectônicose hidrotermais relacionados à orogênese Brasiliana refle-tem, em nosso entender, mais resfriamento do que os pro-

cessos de deformação de alta temperatura a que as rochasda região foram submetidas.

� � � � � � � � � � � � �

Agradecemos a Ivaldo Trindade por ceder algumas lâ-minas de sillimanita quartzitos, usadas neste trabalho.

��(! Mobilidade relativa do sistema isotópico Rb/Sr dado pela variação das razões: A) 87Sr/86Sr x Sr; B) Sr x SiO2, ondea seta indica o aumento da deformação nas rochas; C) TDM x Sr; D) TDM x Rb.

45 50 56 61 67 72 78 83 89 94 100 0

1 00

2 00

3 00

4 00

5 00

Sr (p

pm)

B

S iO (% )2

��

Série Científica

- 127 -


��

ALMEIDA, F. F. M.; BRITO NEVES, B. B. ; FUCK, R. A.(1977) Províncias estruturais brasileiras. In:SIMPÓSIO GEOLOGIA DO NORDESTE, 8., CampinaGrande, 1977. Atas. Recife, SBG. p. 363-391.

ARAÚJO, M. N. C. (2001) A cinemática superposta e asmineralizações auríferas da Faixa Seridó: umaabordagem meso e microscópica. Natal. Tese(Doutorado) - Universidade Federal do Rio Grandedo Norte.

ARNDT, N. T; GOLDSTEIN, S. L. (1987) Use and abuse ofcrust-formation ages. Geology, v. 15, p. 893-895.

BAROVICH, K. M.; PATCHETT, P. J. (1992) Behavouir ofisotopic systematics during deformation andmetamorphism: a Hf, Nd and Sr isotopic study ofmylonitized granite. Contributions to Mineralogyand Petrology, v. 109, p. 386-393.

BORGES, S. V. (1991) Mapeamento geológico da regiãode Caicó - RN. Natal, 113p. Relatório de Graduação -Universidade Federal do Rio Grande do Norte.

BORGES, S. V.; LEGRAND, J. M. (1991) Transformaçõesde granitóides em muscovite quartzitos em zonas decisalhamento transamazônicas na região de Caicó -RN. In: SIMPOSIO NACIONAL DE ESTUDOSTECTONICOS, 3., Rio Claro, 1991. Boletim, resumosextendidos e roteiros das excursões. São Paulo, SBG-Núcleo São Paulo. p. 69-71.

BRITO NEVES, B. B. (1983) O mapa geológico do nordes-te oriental do Brasil, escala 1/1000000. São Paulo,177p. Tese (Livre - Docência) – Instituto deGeociências, Universidade de São Paulo.

CONDIE. K. C.; SINHÁ, A K. (1996) Rare earth and othertrace element mobility during mylonitization: acomparasion of the Brevard and Hope Valley shearzones in the Appalachian Moutains, USA. Journalof Metamorphic Geology, v. 14, p. 213-226.

DANTAS, E. L. (1992) Evolução tectono-magmática domaciço São Vicente Florânia - RN. Rio Claro, 272p.Dissertação (Mestrado) – Instituto de Geociências,Universidade Estadual Paulista.

DANTAS, E. L.; HACKSPACHER, P. C. (1997) Arquiteturade blocos crustais arqueanos e paleoproterozóicosrotacionados durante a orogênese brasiliana, a lesteda Província Borborema, NE do Brasil, Pirenopolis.In: SIMPOSIO NACIONAL DE ESTUDOSTECTONICOS, 6., Pirenópolis - GO, 1997. Anais.Brasília, SBG-Núcleo Brasília, p. 291-293.

DANTAS, E. L. (1997) Geocronologia U-Pb e Sm-Nd deterrenos arqueanos e paleoproterozóicos do Maci-ço Caldos Brandão, NE do Brasil. Rio Claro, 208p.Tese (Doutorado) – Instituto de Geociências e Ciên-cias Exatas, Universidade Estadual Paulista.

DANTAS, E. L.; HACKSPACHER, P. C.; VAN SCHMUS,W. R.; BRITO NEVES, B. B. (1998). Archean accre-tion in the São José do Campestre Massif, BorboremaProvince, northeast Brazil. Revista Brasileira deGeociências, v. 28, n. 2, p. 221-228.

DANTAS, E. L.; HACKSPACHER, P. C.; VAN SCHMUS,W. R.; BRITO NEVES, B. B. ; WERNICK, E.; MAGINI,C.; LEGRAND, J. M.; PETTA, R. A (2001) Novos da-dos Sm-Nd do embasamento paleoproterozóico doTerreno Rio Grande do Norte: implicaçõespetrognéticas e tectônicas. In: SIMPOSIO NACIO-NAL DE ESTUDOS TECTONICOS, 8., Recife, 2001.Anais. Recife, SBG-NE. p. 55-58

DEPAOLO, D. J. (1988) Neodymium isotope geochemis-try: an introduction. NewYork, Springer-Verlag. 187p.

DICKIN, A. P. (1995) Radiogenic isotope geology. NewYork, Cambridge University Press. 452p.

EBERT, H. (1969) Geologia do Alto Seridó; nota explicativada folha geológica Currais Novos 1:250.000. SUDENE.Serie Geologia Regional.Recife, n.11, p.1-93 120p.

FIGUEIREDO, L. L. (1992) Étude pétroestruturale etgéochronologique 40Ar/40Ar de systemezdécrochants ductiles:l´exemple de la ProvinceBorborema (NE Brésil). Mem. DEA, Universite Nice-Sophia, Antipolis, 23p.

FROST, C. D.; FROST, D. B. (1995) Open-system dehydra-tion of amphibolite, Morton Pass, Wyoming; elemen-tal and Nd and Sr isotopic effects. Journal of Geol-ogy, v. 103, p. 269-284.

GIOIA, S. M. L. C.; PIMENTEL. M. M. (2000) The Sm-Ndmethod in the geochronology laboratory of theUniversity of Brasilia. Anais da Academia Brasileirade Ciências, v. 72, n. 2, p. 219-245.

GROMET, L. P. (1991) Direct dating of deformational fab-rics. In: HEAMAN, L.; LUDDEN, J. N. Aplications ofradiogenic isotope systems to problems in geology.Canada, Mineral Association of Canada, p. 167-188.(Short Course Handbook, 19).

HACKSPACHER, P. C.; VAN SCHMUS, W. R.; DANTAS,E. L. (1990) Um embasamento transamazônico na Pro-víncia Borborema. In: CONGRESSO BRASILEIRO DEGEOLOGIA, 36., Natal, 1990. Anais. Natal, SBG. v. 6.p. 2683-2696.

- 128 -


HACKSPACHER, P. C.; DANTAS, E. L. ; MAGINI, C. (1992)O batólito São Vicente-Caicó-RN. In: CONGRESSOBRASILEIRO DE GEOLOGIA, 37., São Paulo, 1992.Boletim de Resumos Expandidos. São Paulo, SBG-SP. v. 2, p.143-144.

HACKSPACHER, P. C.; DANTAS, E. L.;VAN SCHMUS,W. R. (1995) Datação do metamorfismo associado àtectônica colisional transamazônica; U-Pb em zircãoe titanita. In: SIMPÓSIO NACIONAL DE ESTUDOSTECTÔNICOS, 5., Gramado, 1995. Boletim de Resu-mos Expandidos. São Paulo, SBG. p. 379-381.

HIPPERT, J. H. (1988) Breakdown of feldspar, volumegain and lateral mass transfer during mylonitizationof granitoid in a low metamorphic shear zone. Jour-nal of Structural Geology, v. 20, n. 2-3, p.175-193.

JARDIM DE SÁ, E. F. (1994) A Faixa Seridó (ProvínciaBorborema, NE Brasil) e o seu significadogeodinâmico na cadeia Brasiliana/Pan-Africana.Brasília, 803p. Tese (Doutorado) – Universidade deBrasília.

LANCELOT, J. R.; BOULLIER, A. M.; MALUSKI, H.;DUCROT, J. (1983) Deformation and relatedradiochonology in a Late Pan-African mylonitic shearzone, Adrar des Iforas (Mali). Contributons to Min-eralogy and Petrology, v. 82, p. 312-326.

LEGRAND, J. M.; MAGINI, C. (1992) Avaliação das condi-ções termodinâmicas e dos movimentos de matériana transformação de um granito em um muscovitaquartzito numa zona de cisalhamento. In: CONGRES-SO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 37., São Paulo, 1992.Anais. São Paulo, SBG. v. 1 p. 433-435.

LUIZ SILVA, W. (2000) Mineralizações auríferas em veiosde quartzo na Faixa Seridó, NE do Brasil: exemplode depósitos de ouro de fácies anfibolito em faixamóvel proterozóica. Rio Claro, 197p. Tese (Doutora-do) - Universidade Estadual Paulista.

MAGINI, C. (1991) Geologia de uma área ao norte dacidade de Caicó - RN. Natal, 103p. Relatório de Gra-duação – Departamento de Geologia, UniversidadeFederal do Rio Grande do Norte.

MAGINI, C. (1995) Evolução metamórfica do batólito SãoVicente-Caicó-RN e sua relação com osmetassedimentos Seridó e Jucurutu. Rio Claro, 128p.Dissertação (Mestrado) – Universidade EstadualPaulista.

MARQUES, J. B. P. (1994) Mapeamento geológico da áreade São Fernando (RN). Natal, 85p. Relatório de Gra-duação – Departamento de Geologia, UniversidadeFederal do Rio Greande do Norte.

NYMAN, M. W.; TRACY, R. J. (1993) Petrologicalevolution of amphibolite shear zone, Cheyenne Belt,south-eastern Wyoming, USA. Journal ofMetamorphic Geology, v. 11, p. 757-773.

PATERSON, S. R.; VERNON, R. H.; TOBISCH, O. T. (1989)A reviewm of criteria for the identification of magmaticand tectonic foliations in granitoids. Journal ofStructural Geology, v. 11, p. 349-363.

O’HARA, K, (1988) Fluid flow and volume loss duringmylonitization: na origin for phyllonite in naoverthrust setting NC, USA. Tectonophysics, v. 156,p. 21-36.

SOUZA, Z. S.; MARTIN, H. (1991) Petrogênese dosgranitóides do complexo Caicó. In: SIMPOSIO DEGEOLOGIA DO NORDESTE, 14., Recife, 1991. Atas.Recife, SBG-Núcleo Nordeste. Boletim, n.12, p.175-177.

SELVERSTONE, J.; MORTEANI, G.; STAUDE, J. M. (1991)Fluid canneling during ductile shearing: transforma-tion of granodiorite into aluminous schist in theTauern Window, Estern Alps. Journal of Metamor-phic Geology, v. 9, p. 419-431.

STEYRER, H. P.; STURM, R. (2002) Stability of zircon in alow grade ultramylonite and its utility for chemicalmass balancing; the shear zone at Mieville, Switzer-land. Chemical Geology, v. 187, p. 1-19.

SU, Q.; FULLAGAR, P. D. (1995) Rb-Sr and Sm-Nd Isoto-pic systematics during Greenschist Faciesmetamorfism and deformation; Examples from theSouthern Appalachian Blue Ridge. Journal of Geol-ogy, v. 103, p. 423-436.

TORRES, H. H. F.; BARBOSA, A. G. ; SOUZA, E. M. ;SANTOS, J. S. (1973) Projeto tungestênio molibdênio.DNPM/CPRM. 221p. (Relatório Final).

TRINDADE, I. R. (2000) Estudo geoquímico egeocronológico Rb-Sr e Sm-Nd em zonas decisalhamento mineralizadas em ouro e suas rela-ções com as encaixantes e geocronologia Sm-Nd emmineralização de sheelita na Faixa Seridó. Natal,125p. Dissertação (Mestrado) – Universidade Fede-ral do Rio Grande do Norte.

VAN SCHMUS, W. R.; BRITO NEVES, B. B.;HACKSPACHER, P.; BABINSKI, M. (1995) U/Pb andSm/Nd geochronologic studies of eastern BorboremaProvince, northeastern Brazil: initial conclusions.Journal of South American Earth Sciences, v. 8, p.267-288.

VAN SCHMUS, W. R.; BRITO NEVES, B. B.;HACKSPACHER, P.; FETTER, A. H.; KOZUCH, M.;

��

Série Científica

- 129 -


DANTAS, E. L.; BABINSKI, M. (1997) The BorboremaProvince: a collage of polycyclic crustal domains inNE Brazil. In: INTERNATIONAL CONFERENCE ONBASEMENT TECTONICS, 14., Ouro Preto, 1998. Ab-stracts. Ouro Preto, UFOP. p. 80-83.

VAUCHEZ, A.; NEVES, S.; CABY, R.; CORSINI, M.;EGYDIO DA SILVA, M.; ARTHAUD, M.; AMARO, V.(1995). The Borborema shear zone system, NE Brazil.Journal of South American Earth Sciences, v. 8, n. 3-4, p. 247-266.

VERNON, R. H.; WILLIANS, V. A.; DAECY, W. F. (1983)Grain size reduction and foliaton development in adeformed granitoid batholith. Tectonophysics, v. 92,p. 123-145.

VOLL, G. (1976) Recrystallization of quartz, biotite and feld-spars from erstfeld to the Leventina nappe, SwissAlps and its geological significance. ScweizeirischeMineralogische Petrography Mitteilungen, v. 56, p.641-647.

Sistema Sm-Nd em Rocha-Total Aberto Versus Fechado: Comportamento Isotópico em Zonas de Alta...

Documents

Transcript of Sistema Sm-Nd em Rocha-Total Aberto Versus Fechado: Comportamento Isotópico em Zonas de Alta...