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GRANITOS
E A DEFORMA��O NA FAIXA SERGIPANA: O IN�CIO DA COLIS�O ENTRE O CR�TON
S�O FRANCISCO E O MACI�O PERNAMBUCO-ALAGOAS
1. Instituto de Geoci�ncias, Universidade Estadual de Campinas, Campinas- SP, Brasil.� juliana.bueno@ige.unicamp.br 2. Instituto de Geoci�ncias, Universidade Estadual de Campinas, Campinas- SP, Brasil.� elson@ige.unicamp.br 3. CENPES, Petrobr�s, Rio de Janeiro �RJ, Brasil. mario_araujo@petrobras.com.br 4. Instituto de Geoci�ncias, Universidade Estadual de Campinas, Campinas- SP, Brasil. carvalho@ige.unicamp.br 5. Centre for Global Metallogeny � UWA,� WA, Austr�lia. nmcnaugh@cyllene.uwa.edu.au
ABSTRACT Palavras-chave: Granitos colisionais, geocronologia, dom�nio Macurur�, Faixa Sergipana INTRODU��OOs granitos gerados durante colis�es podem se alojar em momentos diversos da evolu��o orogen�tica; s�o subdivididos em dois grupos: sin-colisionais ou p�s-colisionais (Pearce et al., 1984). Os granitos sin-colisionais apresentam-se deformados, como suas encaixantes, e s�o associados ao espessamento crustal resultante de colis�es. Os granitos p�s-colisionais normalmente truncam a �ltima fase principal de deforma��o regional, ou s�o fracamente afetados por ela, e est�o relacionados � extens�o associada ao colapso do or�geno ou � tect�nica de extrus�o em faixas orog�nicas. Desta forma � comum a utiliza��o de corpos gran�ticos como marcadores da deforma��o, e que tem ao longo dos anos conseguido �xito consider�vel no estabelecimento das rela��es temporais entre eventos orog�nicos em regi�es polideformadas, como em faixas m�veis.V�rios corpos gran�ticos s�o conhecidos na Faixa Sergipana, Nordeste do Brasil, um or�geno de dire��o WNW-ESE resultante da colis�o entre o Maci�o Pernambuco-Alagoas (PEAL) e o Cr�ton S�o Francisco (CSF) durante o Neoproteroz�ico (e.g. Brito Neves et al., 1977). Essa faixa � composta por sete dom�nios lito-estruturais, limitados por zonas de cisalhamento; os dom�nios s�o: Sul-Alagoas, Canind�, Po�o Redondo, Maranc�, Macurur�, Vaza Barris e Est�ncia (Santos et al., 1988; Davison & Santos, 1989; Silva Filho, 1998). Os corpos gran�ticos neoproteroz�icos ocorrem nos cinco primeiros dom�nios e, mais ao norte, no PEAL, mas em particular abund�ncia no dom�nio Macurur�. Na Faixa Sergipana, os granitos t�m sido descritos como tardi a p�s-tect�nicos (Silva, 1992; Silva-Filho, 1997; McReath et al., 1998) ou sin a p�s-tect�nicos (D�el-Rey Silva, 1999). No entanto, trabalhos de detalhe de Bueno (2003) e Bueno et al. (2003), no dom�nio Macurur�, revelam a exist�ncia de, pelo menos, tr�s pulsos magm�ticos distintos, relacionados �s diferentes fases deformacionais. Est�o sendo apreesentados aqui dados preliminares sobre a contextualiza��o tect�nica e geocronol�gica de granitos colisionais pr�ximos � cidade de Nossa Senhora de Lourdes (SE) no dom�nio Macurur�, com a finalidade de definir o intervalo de tempo que durou a colis�o entre o CSF e o PEAL, resultando na forma��o da Faixa Sergipana.
GEOLOGIA REGIONALCom exce��o do dom�nio Est�ncia, que se apresenta pouco deformado, os demais dom�nios foram afetados por tr�s fases de deforma��o d�ctil (Jardim de S� et al., 1986; D�el-Rey Silva, 1995; Ara�jo et al., 2003). O in�cio da deforma��o (D1) � marcado por nappes com verg�ncia para SSW, desenvolvidas em um est�gio de colis�o precoce entre o PEAL e o CSF. Em D2 as estruturas da D1 s�o retrabalhadas por uma deforma��o de m�dio a alto �ngulo fortemente penetrativa, gerando padr�es estruturais complexos como o redobramento coaxial F2. Essas estruturas foram posteriormente afetadas por zonas de cisalhamento transpressivas (D3) possivelmente relacionadas � endenta��o do PEAL no final da orog�nese Brasiliana (Ara�jo et al., 2003). O evento deformacional respons�vel pela configura��o estrutural do embasamento n�o ser� abordado neste trabalho porque este n�o aflora nesta por��o da Faixa Sergipana. Os granitos em estudo est�o localizados no dom�nio Macurur� na regi�o de Nossa Senhora de Lourdes, onde se destaca uma estrutura de interfer�ncia do tipo cogumelo.� Esta regi�o � composta essencialmente por rochas metam�rficas, paraderivadas e intrudidas por granitos diversos; subordinadamente ocorrem corpos m�ficos-ultram�ficos serpentinizados e BIF�s. A estrutura de interfer�ncia de Nossa Senhora de Lourdes resultou da superposi��o dos eventos D1+D2 e D3.� J� a superposi��o da fase D1 e D2 gerou um padr�o de interfer�ncia coaxial. Na regi�o estudada, o evento de deforma��o D1 � caracterizado por uma tect�nica de nappes com verg�ncia para SW, denotando um forte componente de encurtamento crustal para este evento. As estruturas relacionadas a este evento s�o evidentes em toda �rea de trabalho e s�o respons�veis pela forma��o de uma folia��o S1, penetrativa do tipo xistosidade, de baixo a m�dio �ngulo (10 a 40�), que devido � a��o dos eventos de deforma��o superpostos, n�o possui uma orienta��o �nica. Esta folia��o � dada pela orienta��o preferencial de muscovita+biotita�cianita. As dobras F1 geradas neste evento variam sua geometria de apertadas a isoclinais, com flancos recumbentes, eixo (L1B) com dire��o NW-SE e NE-SW e mergulhos variando de 5 a 10� para NW e NE. A superf�cie S1 porta uma linea��o de estiramento L1X,com dire��o NE-SW e mergulhos aproximados de 10�, evidenciada pelos estiramentos de barras de quartzo e boudins de quartzo nos muscovita quartzitos e de seixos nos metaconglomerados. Esta linea��o em geral � down dip principalmente na parte sul da �rea, onde est� localizada a parte frontal da estrutura de interfer�ncia de Nossa Senhora de Lourdes, e disp�e-se obliquamente aos eixos das minidobras F1. Devido ao efeito de eventos de deforma��o superpostos, esta linea��o, em alguns afloramentos, encontra-se rotacionada. Os indicadores cinem�ticos, tais como minidobras F1 e sigm�ides em veios de quartzo, encontrados nos quartzitos, indicam transporte tect�nico para SW ao longo de zonas milon�ticas D1. O evento de deforma��o D2 � coaxial ao D1 e ocorre em continuidade cinem�tica e metam�rfica com este, compondo um caminho progressivo. O evento D2 n�o � penetrativo na �rea gerando uma folia��o S2 incipiente de mergulhos m�dios (20 a 40�) para NE-SW, principalmente na parte norte da �rea. As dobras geradas neste evento s�o assim�tricas, variando de fechadas a apertadas e chegam a apresentar comprimentos de onda da ordem de 2 km aproximadamente. Os eixos de dobra L2B possuem orienta��o preferencial NE-SW e NW-SE com mergulhos variando de 5 a 10� para NW e NE. A linea��o de estiramento (L2X), evidenciada atrav�s do estiramento de barras de quartzo, atribu�da a este evento possui dire��o predominante NE-SW e mergulhos variando de 5 a 10�. O evento de deforma��o D3 � obl�quo aos eventos anteriores com dire��o de maior encurtamento N-S, gerando cavalgamentos para SSE. As estruturas correlacionadas a este evento s�o crenula��es F3 com orienta��o E-W nos xistos e clivagens disjuntivas nos quartzitos; estas fei��es s�o indicativas de que este evento possui caracter�sticas de um regime d�ctil-r�ptil, j� em um n�vel crustal mais raso. As dobras F3 s�o abertas e a folia��o plano axial destas dobras tem orienta��o preferencial E-W com mergulhos elevados, da ordem de 50 a 70�, podendo chegar a ser subverticais. Os cavalgamentos s�o respons�veis pelo redobramento das estruturas planares relacionadas aos eventos anteriores, gerando um sinforme aberto F3 com comprimento de onda da ordem de 12 km aproximadamente.
GRANITOS E A DEFORMA��OO evento D2 � respons�vel pelas estruturas mais expressivas da Faixa Sergipana. Em D2, parte dos empurr�es e nappes gerados durante o evento D1 s�o reaproveitados, sendo que o efeito da aproxima��o do PEAL durante esse evento produz o empinamento progressivo dos empurr�es, resultando em um importante espessamento crustal, acomodado principalmente nas rochas do dom�nio Macurur� (Ara�jo et al., 2005). Durante os eventos D1 e D2 alojam-se diversos granitos colisionais na regi�o da estrutura de interfer�ncia de Nossa Senhora de Lourdes. Na �rea de estudos foram cartografados tr�s tipos cronol�gicos de granitos. Os granitos pr� a sin-D1 ocorrem injetados segundo a trama milon�tica S1=15o/162o. Eles s�o dominantemente granitos finos a microporfir�ticos de composi��o monzogran�tica a granodior�tica, variavelmente milonitizados e afetados pelas deforma��es subseq�entes. Em escala mesosc�pica os granitos desse grupo cortam os micaxistos e quartzitos encaixantes, marcam a folia��o S1 e absorvem prontamente os efeitos dos eventos D2-D3. O granit�ide p�s-D1 (Tonalito Camar�) tem composi��o tonal�tica com granula��o grossa e est� intensamente deformado pelos incrementos deformacionais posteriores, n�o preservando estruturas de fluxo magm�tico. O Tonalito Camar� possui uma folia��o S2 paralela � S2 das encaixantes e cont�m xen�litos dos xistos encaixantes com uma folia��o S1 muito penetrativa preservada. Embora as estruturas presentes no Tonalito Camar� concordem com as das encaixantes, a aus�ncia de tramas magm�ticas preservadas impede interpreta��es sobre o seu car�ter sintect�nico. No entanto, por ele ter registrado as estruturas D2, sendo afetado em diferentes graus de intensidade pelos eventos subseq�entes, permite-nos interpretar uma coloca��o p�s-D1. Os granitos sin a tardi-D2 (ex. Granitos Itabi, Angicos, Areias, Lagoas e Pedra Furada) formam corpos alongados E-W a NE-SW e variam de monzogranitos a tonalitos com granula��o grossa, pouco deformados pelo evento D2. Estes granitos s�o corpos tabulares que, em alguns casos, cortam a folia��o S2 das rochas encaixantes e preservam fei��es magm�ticas como bandamento magm�tico, abund�ncia de estruturas schlieren alinhadas segundo a atitude m�dia de 20o/350o. Essa orienta��o � confirmada pelo alinhamento preferencial de biotita e enclaves m�ficos paralelos � folia��o S2 das encaixantes. A concord�ncia entre as estruturas magm�ticas e a folia��o S2 marcada nas encaixantes e o fato de, em alguns casos, os granitos cortarem esta folia��o, sugere que os granitos desse grupo se colocaram sin a tardi-D2. O intervalo de tempo absoluto da colis�o entre o CSF e o PEAL pode ser delimitado atrav�s de estudos de granitos espacial e temporalmente relacionados � orog�nese. Na �rea de estudos existem pelo menos tr�s pulsos magm�ticos distintos, os granitos pr� a sin-D1, p�s-D1 e sin a tardi-D2, cuja data��o radiom�trica poderia fornecer a idade m�nima para o evento deformacional D2 que � o principal evento de espessamento crustal na Faixa Sergipana. No entanto, apesar das rela��es de campo estarem estabelecidas, h� dificuldades na obten��o das idades destes granitos porque eles s�o dominantemente granitos do tipo-S, originados provavelmente a partir da fus�o dos xistos encaixantes e, por este motivo, quase todos os gr�os de zirc�o encontrados nas amostras s�o herdados. Uma �ltima possibilidade a ser testada � a an�lise de titanita; apesar deste mineral ter uma temperatura de fechamento bem abaixo do zirc�o, ele pode fornecer uma idade m�nima para a cristaliza��o dos granitos em estudo e, desta forma, dar uma indica��o acerca do intervalo de tempo que operou o evento D2 na Faixa Sergipana. Uma exce��o �s dificuldades na obten��o das idades dos granitos, acima citadas, � o Tonalito Camar� que � o exemplo de uma intrus�o p�s-D1 nos xistos do dom�nio Macurur�. Foi obtida uma idade, U-Pb SHRIMP em zirc�es, de 628�12 Ma para o Tonalito Camar�, marcando desta forma, a idade m�nima para o in�cio da deforma��o D2 na Faixa Sergipana. Apesar dos granitos sin a tardi-D2, em estudo, n�o terem sido datados at� o momento, pode-se fazer uma correla��o temporal destes granitos com o granito Coronel Jo�o S�, localizado na regi�o central do dom�nio Macurur�. Segundo McReath et al. (1998) o granito Coronel Jo�o S� � um pluton tardi a p�s-D2 com 614�18 Ma (Rb-Sr em rocha total), sendo, portanto um marcador dos est�gios finais do evento D2. Long et al. (2003) atribu�ram uma idade de 625�2 Ma (U-Pb em zirc�o) para o granito Coronel Jo�o S� e de 621 Ma em titanita. Considerando-se a idade de 628 Ma para o tonalito p�s-D1 Camar� e a idade de 625 Ma para o granito tardi a p�s-D2 Coronel Jo�o S�, temos um intervalo curto de magmatismo colisional para a Faixa Sergipana. Correlacionando-se os granitos com os eventos de deforma��o regional, pode-se inferir que a idade m�nima para o in�cio do evento evento D2 � de 628 Ma (idade do tonalito Camar� e deformado durante D2) o qual dever ter perdurado at� cerca de 625 Ma (idade do granito Coronel Jo�o S�, tardi a p�s- D2). Trabalhos futuros de data��o U-Pb dos granitos pr� a sin-D1 e sin a tardi-D2 ser�o executados a fim de se estabelecer mais precisamente o intervalo de tempo do magmatismo colisional e, conseq�entemente, da fase principal de colis�o entre o CSF e o PEAL.
REFER�NCIASAra�jo, M.N.C.; Oliveira, E.P.; Carvalho, M.J. 2003. Endenta��o na Faixa Sergipana, NE do Brasil: compatibiliza��o entre os elementos estruturais e cinem�tica. Anais IX Simp�sio Nacional de Estudos Tect�nicos, B�zios, Rio de Janeiro, p. 115-117. Ara�jo, M.N.C.; Oliveira, E.P.; Carvalho, M.J.; Nascimento, R.S. 2005. Structural evolution of the Sergipano orogenic belt in the Neoproterozoic, Borborema Province, NE Brazil. Journal of Virtual Geology (corrected proof). Brito Neves, B.B.; Sial, A.N.; Albuquerque, J.P.T. 1977. Verg�ncia centr�fuga residual no Sistema de Dobramentos Sergipano. Rev. Bras. Geoc. 7: 102-114. Bueno, J.F. 2003. Geoqu�mica e coloca��o de granitos em terrenos polideformados da Faixa Sergipana: exemplo da estrutura de interfer�ncia de Nossa Senhora de Lourdes � SE. Trabalho de conclus�o de Curso do Instituto de Geoci�ncias da Unicamp, 61p. Bueno, J.F.; Ara�jo, M.N.C.; Oliveira, E.P. 2003. Coloca��o de granitos em terrenos polideformados da Faixa Sergipana: exemplo da Estrutura de Interfer�ncia de Nossa Senhora de Lourdes (Sergipe-SE). Anais VIII Simp�sio de Geologia do Sudeste, S�o Pedro, S�o Paulo, p-286. Davison, I. & Santos, R.A. 1989. Tectonic Evolution of the Sergipano Fold Belt, NE Brazil, during the Brasiliano Orogeny. Precambrian Research 45: 319-342. D�el-Rey Silva, L.J.H. 1995. Tectonic evolution of the Sergipano Belt, NE Brazil. Revista Brasileira de Geoci�ncias 25: 315-332. D�el-Rey Silva, L.J.H. 1999. Basin infilling in the southern-central part of the Segipano Belt (NE Brazil) and implications for the evolution of Pan-African/Brasiliano cratons and Neoproterozoic sedimentary cover. Journal of South American Earth Sciences 12: 453-470. Jardim de S�, E.F.; Moraes, J.A.C.; D'el-Rey Silva, L.J.H. 1986. Tect�nica tangencial na Faixa Sergipana. Abstracts, 34� Congresso Brasileiro de Geologia, 3: 1246-1259. Long, L.E.; Castellana, C.H.; Sial, A.N. 2003. Cooling history of the Coronel Jo�o S� Pluton, Bahia. Brazil. IV South American Symposium on Isotope Geology, Salvador, Bahia, Vol I: 92-94. McReath, I.; Lafon, J.M.; Davison, I.; Chaves, J.M.; Concei��o, H. 1998. Brasiliano-age granitoids in the Sergipana Fold Belt, NE Brazil: the Coronel Jo�o S� Pluton. Journal of South American Earth Science 11: 51-66. Pearce, J.A.; Harris, N.B.W; Tindle, A.G., 1984. Trace elements discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983. Santos, R.A.; Menezes Filho, N.R.; Souza, J.D. 1988. Programa Levantamentos B�sicos; carta geol�gica, carta metalogen�tica e previsional, 1:100.000, Projeto Carira. DNPM/CPRM, 4 vols. Silva, J.M.R. 1992. Evolu��o Tectono-Metam�rfica de uma parte da Faixa Sul-Alagoana, Sistema de Dobramentos Sergipano � Nordeste do Brasil. Tese de Doutoramento do Instituto de Geoci�ncias da Universidade de S�o Paulo, 130p. Silva Filho, A.F.; Guimar�es, I.P.; Lyra de Brito, M.F.; Pimentel, M.M. 1997. Geochemical signatures of main Neoproterozoic late-tectonic granitoids from the Proterozoic Sergipano Belt, Brazil: significance for the Brasiliano Orogeny. International Geology Review 39: 639-659. Silva Filho, M.A. 1998. Arco vulc�nico Canind�-Maranc� e a Faixa Sul-Alagoana: seq��ncias orog�nicas mesoproteroz�icas. Anais IX Congresso Brasileiro de Geologia, Belo Horizonte, Minas Gerais, p-16
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