GRANITOS E A DEFORMAÇÃO NA FAIXA SERGIPANA: O INÍCIO DA COLISÃO ENTRE O CRÁTON SÃO FRANCISCO E O MACIÇO PERNAMBUCO-ALAGOAS 

Bueno, J.F.¹; Oliveira, E.P.²; Araújo, M.N.C³; Carvalho, M.J.⁴; McNaughton, N.⁵

 

1. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Campinas- SP, Brasil.  juliana.bueno@ige.unicamp.br

2. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Campinas- SP, Brasil.  elson@ige.unicamp.br

3. CENPES, Petrobrás, Rio de Janeiro –RJ, Brasil. mario_araujo@petrobras.com.br

4. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Campinas- SP, Brasil. carvalho@ige.unicamp.br

5. Centre for Global Metallogeny – UWA,  WA, Austrália. nmcnaugh@cyllene.uwa.edu.au

 

 

ABSTRACT

In the investigation of orogenic belts, granites are used in order to isolate snapshosts of the superimposed deformations as they freeze part of their structural evolution. In the Sergipano belt (NE-Brazil), the Nossa Senhora de Lourdes structure, a regional boomerang interference pattern delineated in the Macururé schist Domain marks the interference of successive folding events. They occurred by the overprinting of three deforming events (D₁-D₃), each one followed or crosscut by different magmatic plutons. The first magmatic pulse materializes the pre to sin-D₁ granites that occur injected according to the S₁ mylonitic fabric. They are dominantly sheet-like microporphyritic granites of monzogranitic to granodioritic composition, in which mylonitization occurs in variable degrees. These granites are normally deformed by the subsequent deformations. Cutting across structures ascribed to the D₁ event is a post-D₁ granite (Camará Tonalite), which is intensively deformed by later events, not preserving primary structures. In the sequence the syn to late-D₂ granites form E-W to NE-SW (ex.: Itabi Granite) lengthened bodies that range from coarse-grained monzogranites to tonalities, practically free of solid-state deformation features coeval with the D₂ event. These granites are paralleled with the S₂ foliation and show pre-full crystallization fabrics in agreement with the southward sense of shearing seen in their host rocks. It was obtained a U-Pb SHRIMP age of 628±12 Ma in zircons of the Camará Tonalite. This age can be considered as minimal for the D₂ event, which is the main collision event in the Sergipano Belt. 

Palavras-chave: Granitos colisionais, geocronologia, domínio Macururé, Faixa Sergipana

INTRODUÇÃO

Os granitos gerados durante colisões podem se alojar em momentos diversos da evolução orogenética; são subdivididos em dois grupos: sin-colisionais ou pós-colisionais (Pearce et al., 1984). Os granitos sin-colisionais apresentam-se deformados, como suas encaixantes, e são associados ao espessamento crustal resultante de colisões. Os granitos pós-colisionais normalmente truncam a última fase principal de deformação regional, ou são fracamente afetados por ela, e estão relacionados à extensão associada ao colapso do orógeno ou à tectônica de extrusão em faixas orogênicas. Desta forma é comum a utilização de corpos graníticos como marcadores da deformação, e que tem ao longo dos anos conseguido êxito considerável no estabelecimento das relações temporais entre eventos orogênicos em regiões polideformadas, como em faixas móveis.

Vários corpos graníticos são conhecidos na Faixa Sergipana, Nordeste do Brasil, um orógeno de direção WNW-ESE resultante da colisão entre o Maciço Pernambuco-Alagoas (PEAL) e o Cráton São Francisco (CSF) durante o Neoproterozóico (e.g. Brito Neves et al., 1977). Essa faixa é composta por sete domínios lito-estruturais, limitados por zonas de cisalhamento; os domínios são: Sul-Alagoas, Canindé, Poço Redondo, Marancó, Macururé, Vaza Barris e Estância (Santos et al., 1988; Davison & Santos, 1989; Silva Filho, 1998). Os corpos graníticos neoproterozóicos ocorrem nos cinco primeiros domínios e, mais ao norte, no PEAL, mas em particular abundância no domínio Macururé.

Na Faixa Sergipana, os granitos têm sido descritos como tardi a pós-tectônicos (Silva, 1992; Silva-Filho, 1997; McReath et al., 1998) ou sin a pós-tectônicos (D’el-Rey Silva, 1999). No entanto, trabalhos de detalhe de Bueno (2003) e Bueno et al. (2003), no domínio Macururé, revelam a existência de, pelo menos, três pulsos magmáticos distintos, relacionados às diferentes fases deformacionais.

Estão sendo apreesentados aqui dados preliminares sobre a contextualização tectônica e geocronológica de granitos colisionais próximos à cidade de Nossa Senhora de Lourdes (SE) no domínio Macururé, com a finalidade de definir o intervalo de tempo que durou a colisão entre o CSF e o PEAL, resultando na formação da Faixa Sergipana.

 

GEOLOGIA REGIONAL

Com exceção do domínio Estância, que se apresenta pouco deformado, os demais domínios foram afetados por três fases de deformação dúctil (Jardim de Sá et al., 1986; D’el-Rey Silva, 1995; Araújo et al., 2003). O início da deformação (D₁) é marcado por nappes com vergência para SSW, desenvolvidas em um estágio de colisão precoce entre o PEAL e o CSF. Em D₂ as estruturas da D₁ são retrabalhadas por uma deformação de médio a alto ângulo fortemente penetrativa, gerando padrões estruturais complexos como o redobramento coaxial F₂. Essas estruturas foram posteriormente afetadas por zonas de cisalhamento transpressivas (D₃) possivelmente relacionadas à endentação do PEAL no final da orogênese Brasiliana (Araújo et al., 2003). O evento deformacional responsável pela configuração estrutural do embasamento não será abordado neste trabalho porque este não aflora nesta porção da Faixa Sergipana.

Os granitos em estudo estão localizados no domínio Macururé na região de Nossa Senhora de Lourdes, onde se destaca uma estrutura de interferência do tipo cogumelo.  Esta região é composta essencialmente por rochas metamórficas, paraderivadas e intrudidas por granitos diversos; subordinadamente ocorrem corpos máficos-ultramáficos serpentinizados e BIF´s. A estrutura de interferência de Nossa Senhora de Lourdes resultou da superposição dos eventos D₁+D₂ e D_3.  Já a superposição da fase D₁ e D₂ gerou um padrão de interferência coaxial.

Na região estudada, o evento de deformação D₁ é caracterizado por uma tectônica de nappes com vergência para SW, denotando um forte componente de encurtamento crustal para este evento. As estruturas relacionadas a este evento são evidentes em toda área de trabalho e são responsáveis pela formação de uma foliação S₁, penetrativa do tipo xistosidade, de baixo a médio ângulo (10 a 40º), que devido à ação dos eventos de deformação superpostos, não possui uma orientação única. Esta foliação é dada pela orientação preferencial de muscovita+biotita±cianita. As dobras F₁ geradas neste evento variam sua geometria de apertadas a isoclinais, com flancos recumbentes, eixo (L₁^B) com direção NW-SE e NE-SW e mergulhos variando de 5 a 10º para NW e NE. A superfície S₁ porta uma lineação de estiramento L₁^X,com direção NE-SW e mergulhos aproximados de 10º, evidenciada pelos estiramentos de barras de quartzo e boudins de quartzo nos muscovita quartzitos e de seixos nos metaconglomerados. Esta lineação em geral é down dip principalmente na parte sul da área, onde está localizada a parte frontal da estrutura de interferência de Nossa Senhora de Lourdes, e dispõe-se obliquamente aos eixos das minidobras F₁. Devido ao efeito de eventos de deformação superpostos, esta lineação, em alguns afloramentos, encontra-se rotacionada. Os indicadores cinemáticos, tais como minidobras F₁ e sigmóides em veios de quartzo, encontrados nos quartzitos, indicam transporte tectônico para SW ao longo de zonas miloníticas D₁.

O evento de deformação D₂ é coaxial ao D₁ e ocorre em continuidade cinemática e metamórfica com este, compondo um caminho progressivo. O evento D₂ não é penetrativo na área gerando uma foliação S₂ incipiente de mergulhos médios (20 a 40º) para NE-SW, principalmente na parte norte da área. As dobras geradas neste evento são assimétricas, variando de fechadas a apertadas e chegam a apresentar comprimentos de onda da ordem de 2 km aproximadamente. Os eixos de dobra L₂^B possuem orientação preferencial NE-SW e NW-SE com mergulhos variando de 5 a 10º para NW e NE. A lineação de estiramento (L₂^X), evidenciada através do estiramento de barras de quartzo, atribuída a este evento possui direção predominante NE-SW e mergulhos variando de 5 a 10º.

O evento de deformação D₃ é oblíquo aos eventos anteriores com direção de maior encurtamento N-S, gerando cavalgamentos para SSE. As estruturas correlacionadas a este evento são crenulações F₃ com orientação E-W nos xistos e clivagens disjuntivas nos quartzitos; estas feições são indicativas de que este evento possui características de um regime dúctil-rúptil, já em um nível crustal mais raso. As dobras F₃ são abertas e a foliação plano axial destas dobras tem orientação preferencial E-W com mergulhos elevados, da ordem de 50 a 70º, podendo chegar a ser subverticais. Os cavalgamentos são responsáveis 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 DEFORMAÇÃO

O evento D₂ é responsável pelas estruturas mais expressivas da Faixa Sergipana. Em D_2, parte dos empurrões e nappes gerados durante o evento D₁ são reaproveitados, sendo que o efeito da aproximação do PEAL durante esse evento produz o empinamento progressivo dos empurrões, resultando em um importante espessamento crustal, acomodado principalmente nas rochas do domínio Macururé (Araújo et al., 2005). Durante os eventos D₁ e D₂ alojam-se diversos granitos colisionais na região da estrutura de interferência de Nossa Senhora de Lourdes.

Na área de estudos foram cartografados três tipos cronológicos de granitos. Os granitos pré a sin-D₁ ocorrem injetados segundo a trama milonítica S₁=15^o/162^o. Eles são dominantemente granitos finos a microporfiríticos de composição monzogranítica a granodiorítica, variavelmente milonitizados e afetados pelas deformações subseqüentes. Em escala mesoscópica os granitos desse grupo cortam os micaxistos e quartzitos encaixantes, marcam a foliação S₁ e absorvem prontamente os efeitos dos eventos D₂-D₃.

O granitóide pós-D₁ (Tonalito Camará) tem composição tonalítica com granulação grossa e está intensamente deformado pelos incrementos deformacionais posteriores, não preservando estruturas de fluxo magmático. O Tonalito Camará possui uma foliação S₂ paralela à S₂ das encaixantes e contêm xenólitos dos xistos encaixantes com uma foliação S₁ muito penetrativa preservada. Embora as estruturas presentes no Tonalito Camará concordem com as das encaixantes, a ausência de tramas magmáticas preservadas impede interpretações sobre o seu caráter sintectônico. No entanto, por ele ter registrado as estruturas D_2, sendo afetado em diferentes graus de intensidade pelos eventos subseqüentes, permite-nos interpretar uma colocação pós-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 granulação grossa, pouco deformados pelo evento D₂. Estes granitos são corpos tabulares que, em alguns casos, cortam a foliação S₂ das rochas encaixantes e preservam feições magmáticas como bandamento magmático, abundância de estruturas schlieren alinhadas segundo a atitude média de 20^o/350^o. Essa orientação é confirmada pelo alinhamento preferencial de biotita e enclaves máficos paralelos à foliação S₂ das encaixantes. A concordância entre as estruturas magmáticas e a foliação S₂ marcada nas encaixantes e o fato de, em alguns casos, os granitos cortarem esta foliação, sugere que os granitos desse grupo se colocaram sin a tardi-D₂.

O intervalo de tempo absoluto da colisão entre o CSF e o PEAL pode ser delimitado através de estudos de granitos espacial e temporalmente relacionados à orogênese. Na área de estudos existem pelo menos três pulsos magmáticos distintos, os granitos pré a sin-D₁, pós-D₁ e sin a tardi-D₂, cuja datação radiométrica poderia fornecer a idade mínima para o evento deformacional D₂ que é o principal evento de espessamento crustal na Faixa Sergipana. No entanto, apesar das relações de campo estarem estabelecidas, há dificuldades na obtenção das idades destes granitos porque eles são dominantemente granitos do tipo-S, originados provavelmente a partir da fusão dos xistos encaixantes e, por este motivo, quase todos os grãos de zircão encontrados nas amostras são herdados. Uma última possibilidade a ser testada é a análise de titanita; apesar deste mineral ter uma temperatura de fechamento bem abaixo do zircão, ele pode fornecer uma idade mínima para a cristalização dos granitos em estudo e, desta forma, dar uma indicação acerca do intervalo de tempo que operou o evento D₂ na Faixa Sergipana.

Uma exceção às dificuldades na obtenção das idades dos granitos, acima citadas, é o Tonalito Camará que é o exemplo de uma intrusão pós-D₁ nos xistos do domínio Macururé. Foi obtida uma idade, U-Pb SHRIMP em zircões, de 628±12 Ma para o Tonalito Camará, marcando desta forma, a idade mínima para o início da deformação D₂ na Faixa Sergipana. Apesar dos granitos sin a tardi-D₂, em estudo, não terem sido datados até o momento, pode-se fazer uma correlação temporal destes granitos com o granito Coronel João Sá, localizado na região central do domínio Macururé. Segundo McReath et al. (1998) o granito Coronel João Sá é um pluton tardi a pós-D₂ com 614±18 Ma (Rb-Sr em rocha total), sendo, portanto um marcador dos estágios finais do evento D₂. Long et al. (2003) atribuíram uma idade de 625±2 Ma (U-Pb em zircão) para o granito Coronel João Sá e de 621 Ma em titanita. Considerando-se a idade de 628 Ma para o tonalito pós-D₁ Camará e a idade de 625 Ma para o granito tardi a pós-D₂ Coronel João Sá, temos um intervalo curto de magmatismo colisional para a Faixa Sergipana. Correlacionando-se os granitos com os eventos de deformação regional, pode-se inferir que a idade mínima para o início do evento evento D₂ é de 628 Ma (idade do tonalito Camará e deformado durante D₂) o qual dever ter perdurado até cerca de 625 Ma (idade do granito Coronel João Sá, tardi a pós- D₂). Trabalhos futuros de datação U-Pb dos granitos pré a sin-D₁ e sin a tardi-D₂ serão executados a fim de se estabelecer mais precisamente o intervalo de tempo do magmatismo colisional e, conseqüentemente, da fase principal de colisão entre o CSF e o PEAL.

 

REFERÊNCIAS

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