UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE 
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA 
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 
CURSO DE GEOLOGIA 
 
 
Relatório de graduação 
 
 
DALTON DA SILVA PINHEIRO 
 
 
ORIGEM DOS MEGACRISTAIS DE K-FELDSPATO NOS PLUTONS 
BARCELONA E MONTE DAS GAMELEIRAS, RN 
 
 
 
 
 
FREDERICO CASTRO JOBIM VILALVA (DGEO-CCET/UFRN) 
Orientador 
 
 
 
 
 
 
NATAL 
2019 
Dalton da Silva Pinheiro
ORIGEM DOS MEGACRISTAIS DE K-FELDSPATO NOS
PLUTONS BARCELONA E MONTE DAS GAMELEIRAS,
RN
Relatório de Graduação apresentado no dia 5 de
julho de 2019 à Universidade Federal do Rio
Grande do Norte como requisito à obtenção do
título de Bacharel em Geologia.
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Departamento de Geologia
Curso de Geologia
Orientador:
Prof. Dr. Frederico Castro Jobim Vilalva
Natal
Julho/2019
ORIGEM DOS MEGACRISTAIS DE K-FELDSPATO NOS PLUTONS 
BARCELONA E MONTE DAS GAMELEIRAS 
 
 
 
DALTON DA SILVA PINHEIRO 
 
 
 
BANCA EXAMINADORA 
 
 
 
______________________________________________________ 
Prof. Dr. Frederico Castro Jobim Vilalva (DGEO-CCET/UFRN - Orientador) 
 
 
______________________________________________________ 
Prof. Dr. Marcos Antônio Leite do Nascimento (DGEO-CCET/UFRN – Membro 
Interno) 
 
 
______________________________________________________ 
MSc. Rogério Cavalcante (SGB/CPRM - Membro Externo) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Natal, RN – 5 de julho de 2019. 
À minha avó materna, Maria das Dores da Silva (in memorian), e à minha mãe, Marisete
Pereira da Silva.
AGRADECIMENTOS
Ao longo desses anos pude contar com várias pessoas que colaboraram e incentivaram
esta conquista, que nem sempre é tão árdua, mas que requer dedicação. Destarte, presto aqui
meus agradecimentos:
Ao meu orientador e amigo, Prof. Dr. Frederico C. J. Vilalva, pelo apoio, dedicação,
direcionamento e pelo conhecimento compartilhado.
Ao amigo Prof. Dr. Marcos A. L. do Nascimento, pelas discussões e pela disponibilidade
em sempre compartilhar o conhecimento geológico.
Aos professores Antônio C. Galindo, Emanuel F. Jardim de Sá, Alex F. Antunes, e
Vanildo P. da Fonseca que contribuíram imensamente para minha formação.
A Rogério Cavalcante (CPRM/NANA), que sempre se disponibilizou para sanar dúvidas.
Aos meus amigos da turma de 2015.1, que me acompanharam nessa jornada, em especial
Dinarte Lucas e João Victor Freire (inseparáveis nos grupos de campo), Juliana Monteiro, Larisse
Cruz e Danielle Costa.
Aos amigos da turma do técnico em geologia no IFRN (eterna 2010.1433), em especial
aos amigos Marcos Jacinto, Luiz Henrique Oliveira, Matheus Rebolo, Lara Trindade, Gabriel
Barreto, Iara Marques e Thalita Bezerra.
Aos amigos da arquitetura e urbanismo, em especial a Beatriz Simões, Natália Queiróz
(Nalu ou Naru), Bruna Pacini e Alana Kelly Costa (Araninha) pelo incentivo e pelos momentos
de descontração.
A Raisa R. dos Santos, minha companheira, a pessoa que mais me motiva a seguir em
frente, cuja paciência, suporte, e acima de tudo amor foram extremamente importantes para que
essa etapa se concluísse com êxito.
A Ana Luísa Santos e à José Rodrigues Neto, por todo apoio.
Por fim, a minha família, em especial minha avó materna, D. Dorinha, meus pais,
Marisete Pereira e Edmilson Pinheiro, que são minha base. As minhas tias Geralda, Janaína e
Zeninha, que mesmo as vezes estando longe contribuem imensamente. A minha irmã Vivian
Pinheiro e minha Prima Janine Silva que sempre me aconselham nos momentos de aflição.
Meu muito obrigado a todos que fizeram parte desta etapa!
"O homem sábio é forte,
e o homem de conhecimento consolida a força."
Rei Salomão
RESUMO
Os plútons Barcelona e Monte das Gameleiras, localizados na porção nordeste da Província
Borborema, Domínio São José do Campestre, são caracterizados pela presença de três fácies,
com amplo domínio de granitos porfiríticos com assinatura química cálcio-alcalina de alto
K. Os granitos porfiríticos destes plútons são marcados pela presença de megacristais de K-
feldspato micropertítico com uma variedade de inclusões minerais marcando uma zonação
concêntrica. Este trabalho apresenta uma caracterização textural qualitativa e quantitativa e,
química mineral de elementos maiores, menores e traços para os megacristais de K-feldspato dos
granitos porfiríticos, além da descrição petrográfica detalhada de suas principais inclusões. Os
resultados apontam para um prolongado intervalo de cristalização e arrefecimento magmático
relativamente lento, o que exclui a formação dos megacristais por processos subsolidus. O
zonamento dos megacristais é marcado pela variação nas quantidades de inclusões minerais dos
núcleos para as bordas cristalinas, bem como pela variação nos teores de Na2O (0,54 e 1,15%
em peso). As análises de elementos traços também revelam variações nos teores de Ba (2871,8 e
4406,4 ppm), Rb (261,5 e 329,2 ppm) e Sr (273,4 e 420,2 ppm). Tais características refletem
a cristalização concomitante de plagioclásio, quartzo e outras fases que influenciam a partição
destes elementos. A análise textural quantitativa utilizando a técnica de distribuição do tamanho
dos cristais (DTC) aponta padrões de engrossamento textural em ambos os plútons, além de
acumulação para o Plúton Barcelona e fracionamento para o Plúton Monte das Gameleiras.
Palavras-chave: megacristais de K-feldspato, química mineral, DTC, viscosidade.
ABSTRACT
The Barcelona and Monte das Gameleiras Plutons, located in the northeast portion of the
Borborema Province, São José do Campestre Domain, are characterized by the presence of
three facies, with a large domain of porphyritic granites with high-K calc-alkaline chemical
signatures. The porphyritic granites of these plutons are marked by the presence of microperthitic
K-feldspar megacrysts with a variety of mineral inclusions defining a concentric zonation. This
work presents a qualitative and quantitative textural characterization, and mineral chemistry of
major, minor and trace element for the K-feldspar megacrysts from the porphyritic granites,
as well as the detailed petrographic description of its main inclusions. The results point to an
extensive and relatively slow crystallization and cooling interval, which excludes the megacrysts
formation by subsolidus processes. The zoning of the megacrysts is marked by the variation of
the mineral inclusions amounts of the nuclei to the crystalline edges, as well as by the variation
in Na2O (0.54 and 1.15 wt.%). The analysis of the trace elements also reveal variations in Ba
(2871.8 and 4406.4 ppm), Rb (261.5 and 329.2 ppm) and Sr (273.4 and 420.2 ppm). These
features reflect the concomitant crystallization of plagioclase, quartz and other phases that
influence the partitioning of these elements. Quantitative textural analysis using the crystal size
distribution (CSD) technique indicates patterns of textural coarsening in both plutons, as well as
accumulation for the Barcelona Pluton, and fractionation for the Monte das Gameleiras Pluton.
Keywords: K-feldspar megacrysts, mineral chemistry, CSD, viscosity.
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1.1 – Mapa de localização e vias de acesso aos setores de estudo. . . . . . . . . . 16
Figura 1.2 – Medição dos megacristais em campo no PGB . . . . . . . . . . . . . . . . 18
Figura 1.3 – A) Amostra escaneada de granito porfirítico com cristais de K-feldspato
tingidos. B) Amostra tratada com programas de edição de imagem. . . . . . 19
Figura 2.1 – Mapa representativo do modelo de compartimentação da Província Borbo-
rema em domínios . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
Figura 2.2 – Mapa representativo do plutonismo ediacarano. . . . . . . . . . . . . . . . 25
Figura 3.1 – Mapa geológico simplificado do Plúton Granítico Barcelona com base nos
limites definidos por Cavalcante (2015). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
Figura 3.2 – Fácies petrográficas e feições texturais/estruturais do Plúton Barcelona. . . . 32
Figura 3.3 – Diagramas QAP e Q’(A+P)M das fácies do Plúton Granítico Barcelona com
base em dados modais. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
Figura 3.4 – Fotomicrografia da fácies diorítica do Plúton Granítico Barcelona. . . . . . 34
Figura 3.5 – Fotomicrografia da fácies granítica porfirítica do Plúton Granítico Barcelona. 38
Figura 3.6 – Mapa geológico simplificado do Plúton Monte das Gameleiras com base nos
limites definidos por Antunes (1999). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
Figura 3.7 – Fácies petrográficas e feições texturais/estruturais do Plúton Monte das Ga-
meleiras. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
Figura 3.8 – Diagramas QAP e Q’(A+P)M das fácies do Plúton Granítico Monte das
Gameleiras com base em dados modais. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
Figura 3.9 – Fotomicrografias da fácies granítica porfirítica no Plúton Monte das Ga-
meleiras com destaque para os megacristais de K-feldspato e inclusões de
plagioclásio. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
Figura 3.10–Feições relacionadas a zonas de acumulação. . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
Figura 3.11–Zona de cisalhamento de origem magmática, destacada pela linha tracejada
em amarelo, impressa na fácies porfirítica do PGB. . . . . . . . . . . . . . 51
Figura 3.12–Estruturas magmáticas lineares e planares. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52
Figura 3.13–Feições do dique em escada no Plúton Monte das Gameleiras. . . . . . . . . 52
Figura 4.1 – Diagrama de química mineral apresentando variações de BaO e Na2O para
megacristais de K-feldspato e cristais da matriz do Plúton Barcelona. . . . . 57
Figura 4.2 – Diagrama de química de elementos traços apresentando variações de Ba, Rb
e Sr para os feldspatos dos plútons Barcelona e Monte das Gameleiras. . . . 59
Figura 5.1 – Esquema de distribuição do tamanho dos cristais (Higgins, 1999). . . . . . . 63
Figura 5.2 – Gráfico DTC para os plútons Monte das Gameleiras (em vermelho) e Barce-
lona (em azul) demonstrando a composição global com a plotagem de todas
as análises. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
Figura 5.3 – Ilustração representativa do gráfico DTC, Ln densidade de população versus
Tamanho dos cristais, destacando a formação de três segmentos. . . . . . . 65
Figura 5.4 – Gráficos DTC para o Plúton Monte das Gameleiras, demonstrando padrões
de fracionamento e engrossamento textural. . . . . . . . . . . . . . . . . . 66
Figura 5.5 – Gráficos DTC para o Plúton Granítico Barcelona, demonstrando padrões de
acumulação e engrossamento textural. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67
Figura 6.1 – Megacristais euédricos zonados, com inclusões marcando linhas concêntricas. 70
Figura 6.2 – Esquema de origem e evolução dos megacristais de K-feldspato. . . . . . . 74
Figura 6.3 – Evolução de viscosidade versus fração de sólidos para sistema ígneo demons-
trando, em azul, as condições obtidas para os corpos estudados. . . . . . . . 76
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 – Análises químicas EDS nos megacristais de K-feldspato da fácies porfirítica
do Plúton Barcelona. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55
Tabela 2 – Análises químicas EDS e WDS realizadas em megacristais e cristais de
K-feldspato da matriz de granitos porfiríticos do Plúton Barcelona. . . . . . 56
Tabela 3 – Análises químicas de elementos traços realizadas em amostras de K-feldspato
e plagioclásio da fácies porfirítica do Plúton Barcelona. . . . . . . . . . . . 57
Tabela 4 – Análises químicas de elementos traços realizadas em amostras de plagioclásio
da fácies porfirítica do Plúton Monte das Gameleiras. . . . . . . . . . . . . 58
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
1.1 Apresentação . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
1.2 Justificativas e Objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
1.3 Localização e Vias de Acesso . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
1.4 Materiais e Métodos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
1.4.1 Análise Petrográfica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
1.4.2 Análise Textural Quantitativa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
1.4.3 Química Mineral . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
2.1 Província Borborema . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
2.2 Domínio São José do Campestre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
2.3 Magmatismo Ediacarano-Cambriano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
2.3.1 Suíte Shoshonítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
2.3.2 Suíte Cálcio-Alcalina de Alto-K Porfirítica . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
2.3.3 Suíte Cálcio-Alcalina de Alto-K Equigranular . . . . . . . . . . . . . . . 27
3 PETROGRAFIA E RELAÇÕES DE CAMPO . . . . . . . . . . . . . . . 29
3.1 Plúton Granítico Barcelona . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29
3.1.1 Aspectos Mesoscópicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.1.2 Aspectos Micropetrográficos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
3.1.2.1 Fácies Diorítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
3.1.2.2 Fácies Microgranítica Equigranular . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
3.1.2.3 Fácies Granítica Porfirítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
3.2 Plúton Monte das Gameleiras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39
3.2.1 Aspectos Mesoscópicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
3.2.2 Aspectos Micropetrográficos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
3.2.2.1 Fácies Diorítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
3.2.2.2 Fácies Microgranítica Equigranular . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
3.2.2.3 Fácies Granítica Porfirítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
3.3 Estruturas Magmáticas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49
4 QUÍMICA MINERAL . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55
4.1 Elementos maiores e menores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55
4.2 Elementos traços . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57
5 ANÁLISE TEXTURAL . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
5.1 Distribuição do Tamanho dos Cristais (DTC) . . . . . . . . . . . . . . . 61
6 ORIGEM E EVOLUÇÃO DOS MEGACRISTAIS . . . . . . . . . . . . 70
6.1 Condições de Viscosidade . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74
7 CONCLUSÕES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79
REFERÊNCIAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
ANEXOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91
ANEXO A – DADOS DE TAMANHO DOS CRISTAIS [L(MM)] E LO-
GARÍTMO NATURAL DA DENSIDADE DE POPULA-
ÇÃO [LN(DP)] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91
ANEXO B – COMPOSIÇÃO MODAL DOS PLÚTONS BARCELONA
E MONTE DAS GAMELEIRAS . . . . . . . . . . . . . . 92
1.INTRODUÇÃO 
14
1 INTRODUÇÃO
1.1 Apresentação
Esta monografia é parte dos requisitos curriculares básicos para obtenção do título de
geólogo pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte e tem como foco principal a discussão
da origem e evolução dos megacristais de feldspato potássico nos granitos que compõem os
plútons Barcelona (PGB) e Monte das Gameleiras (PMG), localizados no Domínio São José do
Campestre, extremo NE da Província Borborema.
1.2 Justificativas e Objetivos
A concepção do modelo de origem e desenvolvimento de megacristais de feldspato
potássico em granitoides porfiríticos tem sido ao longo de décadas um tema de intenso debate
na Petrologia Ígnea, de forma que ainda não há um consenso estabelecido sobre os processos
envolvidos, os mecanismos de desenvolvimento ou momento de formação dos megacristais de
feldspato potássico na sequência de cristalização de um magma granítico, especialmente aqueles
de assinatura cálcio-alcalina (e.g., Vernon, 1986; Higgins, 1999; Słaby et al., 2007; Vernon &
Paterson, 2008; Johnson & Glazner, 2010).
No extremo nordeste da Província Borborema (PB), a área representada pelos domínios
tectono-estruturais Rio Piranhas-Seridó e São José do Campestre tem como importante feição
geológica a ocorrência de um extenso plutonismo granítico lato sensu, de idades ediacaranas
a cambrianas (Nascimento et al., 2015), que tem em granitos porfiríticos cálcio-alcalinos de
alto K seus litotipos mais volumosos. Desta forma, esta região destaca-se como uma excelente
oportunidade para estudos sobre a formação e desenvolvimento de megacristais de feldspato
potássico em magmas graníticos. Destarte, a escolha dos plútons de natureza porfiríticas contidas
no Domínio São José do Campestre, onde se tem corpos graníticos de dimensões batolíticas e de
fácil acesso devido à proximidade, torna-se imprescindível para o desenvolvimento de estudos
que possam contribuir para o debate deste mote.
Um fator que justifica o desenvolvimento do debate é a escassez de trabalhos científicos
que discutem a origem e desenvolvimento dos megacristais de feldspato potássico nos granitos
porfiríticos da região. Poucos autores desenvolveram o tema (e.g. Souza, 1985; Galindo, 1988;
Pinheiro & Vilalva, 2018), e não há consenso nas conclusões. Destarte, a aplicação de novas
técnicas que possam elucidar o desenvolvimento dos megacristais em granitos porfiríticos a luz
do aspecto textural e petrográfico, especificamente relacionado ao desenvolvimento do feldspato
potássico na assembleia das rochas descritas se torna fundamental.
Com base na discussão proposta, este trabalho apresenta um estudo integrado apoiado
na petrografia, em técnicas de análise e quantificação textural (Distribuição do Tamanho dos
Cristais - DTC) e química mineral, visando investigar a formação de megacristais de feldspato
potássico em granitos porfiríticos no Domínio São José do Campestre, Província Borborema,
Capítulo 1. Introdução 15
tendo como estudo de casos os plútons Barcelona (PGB) e Monte das Gameleiras (PMG), ambos
no estado do Rio Grande do Norte.
1.3 Localização e Vias de Acesso
As áreas de estudo se localizam geograficamente na porção leste do estado do Rio
Grande do Norte e em uma pequena parte da porção nordeste do estado da Paraíba. Desta
forma, para melhor localização dos plútons estudados, foram criados, restritivamente para este
capítulo, setores da área em dois pólos relativos à posição dos corpos tratados, sendo estes o
Setor Barcelona e o Setor Monte das Gameleiras.
Partindo de Natal/RN o acesso ao Setor Barcelona se dá pelas estradas federais BR-226 e
BR-304, pelas estradas estaduais RN-203, RN-093 e RN-023, além de várias estradas carroçáveis.
Já o acesso ao Setor Monte das Gameleiras, partindo de Natal/RN, se dá pelas estradas federais
BR-101 e BR-226, pelas estradas estaduais RN-003, RN-093, RN-269, RN-279 e PB-125, além
de várias estradas carroçáveis (Figura 1.1).
Capítulo 1. Introdução 16
Figura 1.1 – Mapa de localização e vias de acesso aos setores de estudo. Figura confeccionada com base
de dados IBGE e USGS integrados em sistema de informações geográficas.
1.4 Materiais e Métodos
Do ponto de vista metodológico este trabalho se baseia essencialmente em três conjuntos
de técnicas: a análise petrográfica, a análise textural quantitativa e a química mineral. Para
isso, foram realizadas algumas etapas para obtenção, tratamento e interpretação dos métodos
aplicados. As etapas de campo, de aproximadamente três dias para cada corpo objetivaram
o reconhecimento de feições texturais e estruturais em afloramento, descrição petrográfica
mesoscópica, amostragem e realização das medidas relativas à análise textural quantitativa. As
etapas de laboratório focaram na descrição petrográfica microscópica, processamento dos dados
para análise de DTC, e aquisição e interpretação dos dados de química mineral.
Capítulo 1. Introdução 17
1.4.1 ANÁLISE PETROGRÁFICA
A análise petrográfica dos principais litotipos do PMB e PMG foi feita inicialmente de
forma mesoscópica, em amostras de mão e afloramentos, em conjunto com a descrição de relações
de campo entre as fácies dos corpos. Em uma segunda etapa, procedeu-se à caracterização
micropetrográfica detalhada dos fácies de ambos plútons, incluindo a descrição dos megacristais
de feldspato potássico, suas inclusões, padrões de zoneamento e relação com os demais minerais
máficos e félsicos da matriz dos granitos porfiríticos. Para tal, foram utilizados microscópios
de luz polarizada modelo Olympus BX41TF do Laboratório de Microscopia Estudantil do
Departamento de Geologia da UFRN.
1.4.2 ANÁLISE TEXTURAL QUANTITATIVA
A análise textural quantitativa foi conduzida nos fácies porfiríticos de ambos plútons,
com ênfase para os megacristais de feldspato potássico. A análise foi realizada através da técnica
de distribuição de tamanho de cristais, DTC (crystal size distribution – CSD; cf. Higgins, 2006).
Os procedimentos empregados na aplicação do DTC envolvem uma fase de campo, e uma fase
de laboratório, onde a metodologia empregada onde se levantou a análise de duas populações
de feldspato potássico, sendo a principal formada de megacristais e a secundária formada pelos
cristais da matriz.
As duas populações de feldspato potássico passaram por duas técnicas de quantificação
distintas. Os megacristais foram medidos em campo utilizando régua comum em áreas de 0,5 a 1
m2, onde foram medidos os eixos de maior e menor dimensão de todos cristais superiores a 10
mm (Figura 1.2). Esse método foi utilizado devido à dimensão dos megacristais (até 15 cm) e
corresponde a uma adaptação do método empregado por Johnson & Glazner (2010).
Capítulo 1. Introdução 18
Figura 1.2 – Medição dos megacristais em campo no PGB
Os cristais da matriz passaram por um processo mais cuidadoso, iniciando com a coleta de
amostras de mão em campo, sucedendo em corte e semi-polimento em uma seção. A posteriori a
amostra passou pelo processo de tingimento, que envolveu o uso de ácido fluorídrico em solução
40%, cobaltonitrito de sódio [Na3CO(NO2)6] diluído em água destilada (30g em 100 ml de água),
onde as fatias de rocha foram atacadas com ácido, a fim de aumentar a rugosidade na superfície, e
mergulhadas na solução de cobaltonitrito com objetivo de destacar os cristais de K-feldspato em
cor amarela (Figura 1.3A). As amostras passaram pelo processo de escaneamento e tratamento
da imagem com softwares comerciais (Adobe Photoshop e ImageJ; Figura 1.3), onde foram
detectados os eixos maiores e menores de todos os cristais inferiores a 10 mm.
Após a medição dos cristais gerou-se um banco de dados que foi analisado e interpretado
com o auxílio do programa CSDcorrections (Higgins, 2006), onde foram integradas as duas
populações. A análise textural envolveu ainda estimativa de viscosidade utilizando dados de
rocha total disponíveis na literatura para os plútons estudados (Antunes et al., 2000; Cavalcante,
2015; Nascimento et al., 2015), utilizando o modelo de Baker (1998), para temperaturas de
referência entre 700 e 900oC, o que permitiu inferências a respeito da reologia do magma.
Capítulo 1. Introdução 19
Figura 1.3 – A) Amostra escaneada de granito porfirítico com cristais de K-feldspato tingidos. B) Amostra
tratada com programas de edição de imagem.
1.4.3 QUÍMICA MINERAL
Análises químicas minerais semi-quantitativas (EDS) de elementos maiores e alguns
menores foram conduzidas em três seções delgado-polidas representativas dos granitos por-
firíticos do PGB. Foram analisados megacristais e cristais da matriz de feldspato potássico
sendo complementado por algumas análises realizadas em cristais de plagioclásio inclusos nos
megacristais e na matriz. Utilizou-se o detector EDS Oxford X-ACT acoplado à microssonda ele-
trônica Shimadzu EPMA-1720H do Laboratório de Caracterização de Resíduos Sólidos, Núcleo
de Processamento Primário e Reuso de Água Produzida e Resíduos (NUPRAR; UFRN). Para
análise utilizou-se uma voltagem do feixe de elétrons de 20 kV. A interferência entre as linhas
Ba Lα e Ti Kα foi controlada pela inspeção visual cuidadosa dos picos adquiridos. Análises
WDS obtidas por Cavalcante et al. (2014), foram incorporadas ao banco de dados e utilizadas
como guia na obtenção da análise EDS. A fórmula estrutural do feldspato potássico foi calculada
com base em 32 oxigênios, de acordo com Deer et al. (2013).
Adicionalmente, foram quantificados os teores de elementos traços nos megacristais de
feldspato potássico do PMG e PGB. As análises foram conduzidas no laboratório de LA-ICP-
MS do GeoAnalítica, Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo. O equipamento
utilizado na análise foi um espectrômetro ICP-MS do tipo quadrupolo modelo iCAP-Q da
Thermo Scientific, acoplado a um sistema de laser ablation Y(Nd)AlG de 213 nm modelo
UP-213 da New Wave. As condições analíticas empregadas foram: feixe do laser com spot de 65
µm e taxa de repetição de 15 Hz. Para as amostras do PGB a energia do laser utilizada foi de
Capítulo 1. Introdução 20
0,183 mJ, com fluência de 5,52 J/cm2; para as amostras do PMG a energia foi de 0,122 mJ, com
fluência de 3,68 J/cm2.
CONTEXTO
2.
GEOLÓGICO
REGIONAL 
22
2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
Este capítulo traz a contextualização geológica dos plútons Barcelona e Monte das Ga-
meleiras no magmatismo granitoide ediacarano a cambriano do Domínio São José do Campestre
da Província Borborema, NE do Brasil.
2.1 Província Borborema
O setor de estudo se insere na Província Borborema (PB), descrita por Almeida et al.
(1977) como uma unidade geotectônica no nordeste do Brasil afetada pela Orogênese Brasiliana.
Compreende um cinturão de dobramentos formado por várias sequências metassupracrustais so-
brepostas a complexos gnáissico-migmatítitcos Paleoproterozoicos e Arqueanos. Muitos autores
correlacionam a estabilidade da PB ao ciclo Brasiliano evidenciado pelo intenso plutonismo e
pela natureza dos lineamentos (e. g., Brito Neves et al., 2001; Angelim et al., 2006).
Segundo Van Schmus et al. (2008) a PB é resultado de convergência entre os crátons São
Francisco, do Congo e o Oeste Africano durante a Orogênese Ediacarana o que gerou as faixas
móveis da Borborema. A região de faixas móveis registra um complexo sistema de zonas de
cisalhamento em ambientes de alta temperatura formando lineamentos que descrevem os esforços
compressivos do final da montagem do Gondwana Ocidental (ca. 0,6 Ga, Almeida et al., 1981).
A Orogênese Ediacarana caracteriza-se na PB pelo volumoso magmatismo plutônico associado
às zonas de cisalhamento (Brito Neves et al., 2003), que por sua vez atuaram como zonas
limítrofes de blocos tectonoestruturais distintos, definindo contatos entre terrenos arqueanos e
paleoproterozoicos (gnaisses migmatíticos) e terrenos mesoproterozoicos e neoproterozoicos
(metassupracrustais). Em trabalho mais recente, Ganade de Araújo et al. (2014) propuseram
o desenvolvimento da PB em eventos colisionais discretos, onde se tem o primeiro evento em
ca. 620-610 Ma, como resultado de colisão entre o Bloco Parnaíba e o antigo embasamento da
PB, e o segundo evento em ca. 590-580 Ma, como resultado da reativação da zona de sutura,
permitindo a aproximação e colisão da PB contra o Cráton São Francisco.
Santos et al. (1984) sugeriram uma compartimentação dividindo os domínios estruturais
da PB em cinco, sendo estes o Domínio Sergipano, o Domínio Extremo Nordeste, o Domínio
Transnordestino, o Domínio Cearense e o Domínio Médio Coreaú. Jardim de Sá (1994) definiu
zonas geotectônicas em domínios mais complexos e faixas metassupracrustais, sendo estes o
Domínio Ceará Central, o Domínio da Zona Transversal, a Faixa Nordeste do Ceará, a Faixa Orós-
Jaguaribe, a Faixa Riacho do Pontal, a Faixa Sergipana, a Faixa Salgueiro-Cachoeirinha, e a Faixa
Seridó. Delgado et al. (2003) propuseram a compartimentação da PB em três segmentos, sendo
estes a Sub-província Setentrional, a Zona Transversal e a Externa ou Meridional. Por sua vez,
Medeiros & Jardim de Sá (2009) compartimentaram a PB em sete domínios tectonoestruturais,
sendo estes o Domínio Médio Coreaú, o Domínio Ceará Central, o Domínio Jaguaribeano, o
Domínio Rio Piranhas-Seridó, o Domínio Zona Transversal, o Domínio Externo e o Domínio
São José do Campestre. Mais recentemente Medeiros et al. (2017) definiram nove domínios,
Capítulo 2. Contexto Geológico Regional 23
sendo estes o Domínio Médio Coreaú, o Domínio Ceará Central, o Domínio Jaguaribeano, o
Domínio Rio Piranhas-Seridó, o Domínio São José do Campestre, o Domínio Zona Transversal,
o Domínio Pernambuco-Alagoas, o Domínio Sergipano e o Domínio Riacho do Pontal. No
desenvolvimento deste trabalho serão utilizados os limites propostos por Medeiros et al. (2017,
Figura 2.1).
Figura 2.1 – Mapa representativo do modelo de compartimentação da Província Borborema em domínios
(Medeiros et al., 2017).
2.2 Domínio São José do Campestre
O Domínio São José do Campestre (DJC) é um dos núcleos mais antigos da Placa
Sul-Americana. Está localizado no extremo NE da Província Borborema, representando um
fragmento de crosta de idade Arqueana, circundado por gnaisses paleoproterozoicos, sendo
Capítulo 2. Contexto Geológico Regional 24
definido por uma variedade de episódios de deformação, refletindo momentos de acresção crustal
e evolução de blocos tectônicos.
A área aflorante do DJC é delimitada a norte e leste pela Bacia Potiguar, a oeste pela
Zona de Cisalhamento Picuí-João Câmara, e a sul pela Zona de Cisalhamento Remígio-Pocinhos.
A caracterização do DJC como uma unidade de idade Arqueana foi iniciada por Dantas (1996).
Souza & Dantas (2008) subdividiram a posteriori esse domínio em duas grandes unidades, uma
ortoderivada e outra paraderivada.
As rochas ortoderivadas foram caracterizadas por Dantas (1996), Souza & Dantas (2008)
e Dantas et al. (2013) como gnaisses de idade neo-paleoarquena (Suíte Bom Jesus, Complexo
Riacho das Telhas, Complexo Presidente Juscelino, Complexo Brejinho, Complexo Senador
Elói de Souza e Complexo São José do Campestre) circundados por gnaisses paleoproterozoicos
(Complexo Santa Cruz, Complexo João Câmara, Complexo Serrinha-Pedro Velho). Dantas
(1996) e Dantas et al. (2004, 2013) em estudos geocronológicos apontam idades U-Pb (zircão)
para essa grande unidade entre 2,7 a 3,45 Ga.
As rochas paraderivadas são descritas como rochas de alto grau metamórfico, represen-
tadas principalmente por cordierita - sillimanita - granada - biotita paragnaisses, e, de forma
menos expressiva, por gnaisses calciossilicáticos, anfibolitos e mármores (Souza & Dantas,
2008; Dantas et al., 2013). Aspectos de campo destacam, para as rochas ortoderivadas, carac-
terísticas intrusivas em relação às paraderivadas. Desta forma é possível sugerir que as rochas
paraderivadas sejam mais antigas (Souza & Dantas, 2008).
2.3 Magmatismo Ediacarano-Cambriano
O magmatismo sin- a pós-orogênico, de idade ediacarana a cambriana, e caráter essen-
cialmente plutônico, é bastante expressivo na Província Borborema, sendo representado por
batólitos, stocks e diques marcando a província com feições geomorfológicas colinosas. Este
grupo de rochas possui características petrográficas, texturais, geoquímicas e geocronológicas
distintas, o que levou Nascimento et al. (2015) a agrupá-las em seis suítes distintas, sendo estas:
Suíte Shoshonítica, Suíte Cálcio-alcalina de Alto K Porfirítica, Suíte Cálcio-alcalina de Alto K
Equigranular, Suíte Cálcio-alcalina, Suíte Alcalina e a Suíte Alcalina Charnoquítica (Figura 2.2).
As Suítes Shoshonítica, Cálcio-alcalina e Alcalina são individualizadas geoquimicamente com
facilidade, enquanto que a Alcalina Charnoquítica é distinguida por alguns diagramas discrimi-
nantes (Nascimento et al., 2015). As suítes Cálcio-alcalina de Alto K Porfirítica e Cálcio-alcalina
de Alto K Equigranular possuem geoquímica similar, sendo distinguidas uma da outra a partir de
dados petrográficos e de campo, além de dados geocronológicos que também contribuem para
essa distinção (Nascimento et al., 2015).
Capítulo 2. Contexto Geológico Regional 25
 Atlân
tico
Ocean
o
38°00'W 37°00'W 36°00'W
35
Bacia Potiguar Açu
BRASIL 64 5746 9
Lajes
1
19 51 48 49
2 20 32 54
10 Natal
21
29 31 53Umarizal
6°00'S 65 55 52
36
3 18
N 28 5622 34
45 8 41
Currais Santa Cruz
23 4 Novos 16
63
7 1715
Acari 11 37
24 Caicó 14
33
27 58 47 50
26 62 42
25 4430 6
5 ParelhasPombal
Sousa 12 13
38 42
43 39
40 nho
s
io-P
oci
61 íg
Rem
7°00'S ZC Egsrcaaplha iGc rsácfaiclae
59 60 0 10 20 30 40 km
ZC Patos Domínio Zona Tranversal
Suíte Shoshonítica Suíte Cálcio-alcalina Alto-K Porfirítica  
1 Quixaba 7 Acari 13 Solânea 19 Prado 25 Pombal 31 Serra João do Vale 37 Monte das Gameleiras
2 Prado 8 Totoró 14 Riachão 20 Caraúbas 26 Pedregulho 32 São Rafael 38 Cabeçudo
3 Serra do Lima 9 Cardoso 15 Poço Verde 21 Tourão 27 Serra Branca 33 Acari 39 Jandaíra
4 Catolé do Rocha 10 Barcelona 16 Monte das Gameleiras 22 Serra do Lima 28 Serrinha dos Pintos 34 Totoró 40 Serra da Boa Vista
5 São José de Espinharas 11 Japi 17 Serrinha 23 Catolé do Rocha 29 Portalegre 35 Cardoso 41 Serrinha
6 São João do Sabugi 12 Casserengue 18 Serra da Garganta 24 Serra do Moleque 30 São José de Espinharas 36 Barcelona 42 Solânea
Suíte Cálcio-alcalina Alto-K Equigranular Suíte Cálcio-alcalina Suíte Alcalina Suíte Alcalina Bacias Sedimentares
43 Capuxu 47 Picuí 51 Caramuru 55 Serra da Garganta 58 Serra Negra do Norte 62 Caxexa Charnoquí tica
44 Santa Luzia 48
Embasamento Arqueano
Taipu 52 Cerro Corá 56 Serra Verde 59 Olho D´Água 63 Japi 65 Umarizal
45 Acari 49 Macaíba 53 Serra da Rajada 57 Gameleira 60 Serra do Boqueirão 64 Flores Embasamento Paleoproterozoico
46 Angicos 50 Dona Inês 54 Macambira 61 Serra do Algodão Embasamento Neoproterozoico
Estrutura Transcorrente Estrutura Compressiva Estrutura Distensiva Municípios Capital
Figura 2.2 – Mapa representativo do plutonismo ediacarano destacando seis suítes intrusivas nos Domínios Rio Piranhas-Seridó (a oeste da Zona de Cisalhamento
Picuí-João Câmara) e São José do Campestre (a leste), e embasamento simplificado (Modificado de Nascimento et al., 2015).
Domínio Jagua
Z rC ib P eor at nal oegre
 
ZC Picuí - João Câmara
Capítulo 2. Contexto Geológico Regional 26
As fácies petrográficas que compõem os plútons estudados estão distribuídas entre as Suí-
tes Cálcio-alcalina de alto K porfirítica (principalmente), Cálcio-alcalina de alto K equigranular
e shoshonítica (de forma secundária). Estas suítes são detalhadas a seguir.
2.3.1 SUÍTE SHOSHONÍTICA
A Suíte Shoshonítica é representada por corpos isolados ou associados à Suíte Cálcio-
alcalina de Alto K Porfirítica, e menos comumente à Suíte Cálcio-alcalina. É composta por
rochas gabro-dioríticas a quartzo monzoníticas, caracterizadas petrograficamente por texturas
equigranular a inequigranular de granulação fina a média, ou mesmo grossa nas rochas ga-
broides (Macêdo-Filho, 2016). Quando a Suíte Shoshonítica está no mesmo contexto que a
Cálcio-alcalina de Alto K Porfirítica ocorrem texturas em mingling e mixing, apresentando, por
vezes, inclusões de megacristais de feldspato potássico nos enclaves de composição máfica-
intermediária (Cavalcante, 2015).
A assembleia mineral nos termos menos evoluídos é composta por K-feldspato (em
menor quantidade) e plagioclásio (labradorita). Os máficos principais são piroxênios (augita,
diopsídio e/ou hiperstênio) e anfibólios (Macêdo-Filho, 2016). Nos termos mais evoluídos a
assembleia mineral inclui plagioclásio (oligoclásio e andesina), feldspato potássico, hornblenda
(Fe-edenita e hastingsita) e biotita (Macêdo-Filho, 2016), além de titanita, magnetita e ilmenita,
zircão e apatita como acessórios (Cavalcante, 2015). Do ponto de vista químico apresentam
os seguintes teores em elementos maiores: SiO2 (46,7-61,5%, em peso), Fe2O3 (4,9-14,9%),
MgO (0,4-11,9%), CaO (3,0-9,9%) e TiO2 (0,5-3,1%). Ao passo que os elementos traços como
Ba, Rb e Zr são incompatíveis; Sr é compatível e Y e Nb estão dispersos. Os elementos terras-
raras (ETR) são pouco a moderadamente fracionados, com anomalias negativas de Eu discretas
(Eu/Eu* = 0,4-1,4; Nascimento et al., 2015). São rochas metaluminosas, com caráter químico
transicional entre cálcio-alcalino e shoshonítico.
2.3.2 SUÍTE CÁLCIO-ALCALINA DE ALTO-K PORFIRÍTICA
A Suíte Cálcio-alcalina de Alto-K Porfirítica é a suíte mais representativa e volumosa
do magmatismo ediacarano-cambriano, ocorrendo como corpos isolados de dimensões batolíti-
cas (Nascimento et al., 2015; Campos et al., 2016). Suas rochas caracterizam-se pela textura
porfirítica dada por megacristais de feldspato potássico de até 15 cm de comprimento, com fina
borda de plagioclásio sódico, caracterizando textura tipo rapakivi (Galindo, 1988; Nascimento et
al., 2015; Cavalcante, 2015; Pinheiro & Vilalva, 2018). Incluem essencialmente monzogranitos,
além de granodioritos e quartzo monzonitos subordinados, por vezes com estruturas do tipo
schlieren.
A assembléia mineral apresenta predominância de plagioclásio (oligoclásio), microclina
e quartzo, com anfibólio e biotita como máficos principais e titanita, epídoto, allanita, zircão,
apatita, magnetita e ilmenita como acessórios (Cavalcante, 2015; Campos et al., 2016). Do ponto
Capítulo 2. Contexto Geológico Regional 27
de vista químico, a suíte é caracterizada por SiO2 entre 62,0 e 76,2% e teores relativamente
elevados de álcalis (K2O+Na2O=7,4-10,8%). Os traços Ba, Sr e Zr são considerados compatíveis;
o Rb é incompatível e Nb e Y estão dispersos. Os ETRs apresentam-se fortemente fracionados,
com anomalias negativas de Eu bem marcadas (Nascimento et al., 2015). São rochas meta a
peraluminosas, apresentando natureza transicional entre cálcio-alcalina e alcalina, predominando
a natureza ferroana (Nascimento et al., 2015).
2.3.3 SUÍTE CÁLCIO-ALCALINA DE ALTO-K EQUIGRANULAR
A Suíte Cálcio-alcalina de Alto-K Equigranular é representada em sua grande maioria
por diques e soleiras, ora como corpos isolados, ora em maciços polidiapíricos de composição
dominantemente monzonítica (Cavalcante, 2015). Petrograficamente é caracterizada por trama
equigranular de granulação fina a média ou microporfirítica, sendo a primeira mais comum
(Nascimento et al., 2015).
A assembleia mineral é representada por plagioclásio (oligoclásio), microclina e quartzo.
Os minerais máficos são biotita e anfibólio, enquanto os acessórios incluem titanita, apatita,
epídoto, allanita, zircão, opacos e turmalina. Alguns autores (e.g. McMurry et al., 1987b; Dantas,
1996; Borges, 1996) apontam ainda a ocorrência de granada em alguns corpos da suíte. A
caracterização geoquímica, segundo Nascimento et al. (2015), aponta teores de SiO2 entre
66,7 - 76,5%), com altas razões K2O/Na2O (0,8-4,4). Os traços Ba, Sr e Zr são compatíveis;
Rb é incompatível e Y e Nb dispersos. Os ETRs são descritos com anomalia negativa de Eu
bem marcada (Eu/Eu*=0,3-0,9). São rochas de natureza meta a peraluminosa, subalcalina,
transalcalina ou cálcio-alcalina de alto K, de caráter predominantemente ferroso (Nascimento et
al., 2015).
PETROGRAFIA E
3.
RELAÇÕES DE
CAMPO 
29
3 PETROGRAFIA E RELAÇÕES DE CAMPO
Este capítulo traz a descrição petrográfica das principais fácies observadas nos plútons
Barcelona e Monte das Gameleiras. Desta forma, os dados apresentados neste capítulo serão
organizados de modo a dar uma ideia panorâmica das relações de campo entre as unidades
plutônicas descritas, a caracterização textural e a sequência de cristalização das principais fases
minerais presentes.
3.1 Plúton Granítico Barcelona
O Plúton Granítico Barcelona corresponde a um corpo granítico de dimensões batolíticas
( 260 Km2) localizado na porção leste do estado do Rio Grande do Norte, entre os municípios
de Sítio Novo, Santa Cruz, São Tomé, Barcelona, Ruy Barbosa, Riachuelo e Lagoa de Velhos.
Aflora na porção nordeste da Província Borborema, intrusivo em rochas gnáissico-migmatíticas
do Domínio São José do Campestre (Angelim et al., 2006; Medeiros, 2013). Possui geometria en
cornue (Figura 3.1) e é orientado segundo NE-SW por influência das zonas de cisalhamento Sítio
Novo a leste, e Lajes Pintadas a oeste, sendo esta última controlada pela Zona de Cisalhamento
Picuí-João Câmara.
Três fácies podem ser reconhecidas no Plúton Barcelona: (1) fácies granítica porfirítica,
(2) fácies microgranítica, e (3) fácies diorítica/quartzo-diorítica (Cavalcante, 2015). A fácies
porfirítica é a mais importante e de maior expressão volumétrica (>95% do total do corpo).
É formada por biotita monzogranitos porfiríticos, leucocráticos (7<M<23%; Cavalcante et
al., 2014), de granulação média a grossa, tendo como característica principal a ocorrência de
megacristais de feldspato potássico zonados e texturas típicas de fluxo magmático.
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 30
Figura 3.1 – Mapa geológico simplificado do Plúton Granítico Barcelona com base nos limites definidos
por Cavalcante (2015).
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 31
3.1.1 ASPECTOS MESOSCÓPICOS
O Plúton Granítico Barcelona (PGB) é composto por rochas agrupadas em três fá-
cies petrográficas distintas identificadas em campo. Estas unidades são descritas como: (1)
fácies diorítica (quartzo dioritos); (2) fácies microgranítica equigranular (monzo a sienogranitos
equigranulares de granulação fina); e (3) fácies granítica porfirítica (monzo a sienogranitos
porfiríticos).
Essas fácies petrográficas apresentam uma relação cronológica íntima de acordo com as
interpretações feitas em campo. A análise estrutural das rochas do PGB demonstrou estruturas
relacionadas ao último evento deformacional (D3) descrito por Jardim de Sá (1994), afetando as
rochas em fases sin- a tardi-magmáticas. O evento deformacional é reconhecido nas unidades
do PGB sob efeito de zonas de cisalhamento atuantes nas bordas do plúton, que resultam em
feições como schlierens alongados e rotação de cristais em regiões periféricas do corpo. É
descrita ainda uma fácies leucogranítica grossa como uma unidade que não preserva estruturas
relacionadas a D3, sendo desta forma interpretada como uma fácies mais tardia relacionada a
corpos pegmatíticos que cortam as unidades do PGB.
A fácies granítica porfirítica (3.2A) apresenta mistura de magmas com a fácies micro-
granítica equigranular e diorítica (3.2B e C, mingling e mixing). Porém, os critérios de campo
sugerem que a fácies granítica porfirítica possui uma história de cristalização relativamente mais
antiga que as demais, iniciada anteriormente à chegada do magma gerador das fácies microgra-
nítica equigranular e diorítica. Tal interpretação é sustentada pela ocorrência de xenocristais
idiomórficos de feldspato potássico nas fácies dioríticas e microgranítica equigranular, o que
sugere que a chegada posterior dos magmas dioríticos e micrograníticos ocasiona a captura dos
megacristais de feldspato potássico que já haviam iniciado o processo de cristalização na fácies
porfirítica. Por fim, a fácies leucogranítica é a mais recente e corta todas as outras fácies (3.2D).
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 32
Figura 3.2 – Fácies petrográficas e feições texturais/estruturais do Plúton Barcelona. A) Fácies granítica
porfirítica demonstrando foliação magmática penetrativa. B) Fácies microgranítica equi-
granular apresentando feições de mistura de magmas com a fácies granítica porfirítica. C)
Fácies diorítica/quartzo-diorítica como um schlieren. D) Fácies leucogranítica grossa tardia
intrudindo a fácies porfirítica.
3.1.2 ASPECTOS MICROPETROGRÁFICOS
3.1.2.1 Fácies Diorítica
As rochas desta fácies classificam-se como quartzo dioritos com base em dados modais
[diagramas QAP e Q’(A+P)M; Streckeisen, 1976; Figura 3.3]. Possuem duas sub-fácies, sendo
uma mais rica em biotita e uma mais rica em hornblenda. São rochas leuco- a mesocráticas, de
textura fanerítica fina a média (cristais entre 0,1 – 1,4 mm) e equigranulares. A mineralogia inclui
plagioclásio (35-61%), quartzo (3-4%), feldspato potássico (0-3%), além de biotita (17-26%) e
hornblenda (0-43%) como máficos principais. Os minerais acessórios são titanita (1-3%), opacos
(1%), epídoto (0,1-3%), allanita (0,1-1%), apatita (tr.) e zircão (tr.). As fases minerais secundárias,
relacionadas a processos pós-magmáticos/hidrotermais, são representadas por clorita (0,1-0,5%),
mica branca (0-2%) e carbonatos (tr.).
O plagioclásio corresponde a um oligoclásio, (An21−30, método de Michel-Lévy) e
aparece em duas gerações texturais aqui denominadas Pl-I e Pl-II. O Pl-I corresponde a cristais
xenomórficos a hipidiomórficos, granulares a tabulares (0,1 e 0,7 mm de comprimento) que
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 33
Figura 3.3 – Diagramas QAP e Q’(A+P)M das fácies do Plúton Granítico Barcelona com base em dados
modais. (Streckeisen, 1976).
compõem a trama principal da rocha. Mostram zonação concêntrica bem marcada, geminação
segundo a lei da albita-periclínio e inclusões de biotita, allanita, zircão e apatita. Em alguns pontos
é possível reconhecer textura tipo synneusis. Alguns cristais mostram processo de saussuritização
já avançado, com a geração de epídoto e carbonatos, em especial nos núcleos cristalinos. Junto
ao contato entre cristais de Pl-I e quartzo podem ocorrer mirmequitas. Neste caso, o plagioclásio
ameboide intercrescido com quartzo caracteriza a geração Pl-II.
O K-feldspato é de ocorrência restrita e, tal como o plagioclásio, cristaliza-se em duas
gerações distintas. A primeira geração (Mc-I) corresponde a microclina, sendo um componente
da trama principal da rocha. Forma cristais hipidiomórficos (0,2 a 0,3 mm de comprimento),
com geminação do tipo tartan, localmente com inclusões de plagioclásio. A segunda geração de
K-feldspato (Mc-II) aparece em intercrescimentos granofíricos com quartzo.
O quartzo foi também identificado em dois tipos distintos. Desta forma, tem-se Qz-I
representando cristais da trama principal da rocha, predominantemente xenomórficos, granulares
(0,05 a 0,2 mm de comprimento), com bordas irregulares ou retas e extinção ondulante como
resultado de deformação em baixo strain. Já os cristais de Qz-II aparecem compondo as texturas
granofíricas e mirmequíticas.
A hornblenda ocorre como cristais prismáticos hipidiomórficos de 0,1 a 1,4 mm de
comprimento. Possui coloração verde, com padrão pleocroico em tons de amarelo pálido a verde.
Inclusões comuns são de plagioclásio, apatita e titanita. Uma característica importante a se
considerar é o fato dos cristais de hornblenda estarem alinhados segundo o fluxo magmático
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 34
(3.4A).
A biotita forma cristais lamelares hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões entre
0,2 e 2 mm e pleocroísmo variando de amarelo pálido a marrom. Possui inclusões de minerais
opacos, apatita, epídoto e allanita. Clorita e minerais opacos são fases minerais resultantes de
processos de alteração hidrotermal. Assim como observado na hornblenda, a biotita também está
alinhada segundo o fluxo magmático (3.4B).
Figura 3.4 – Fotomicrografia da fácies diorítica do Plúton Granítico Barcelona. A) Sub-fácies rica em
hornblenda. B) Sub-fácies rica em biotita.
Dentre os acessórios, a titanita ocorre em duas gerações distintas, denominadas Tit-I e Tit-
II. A Tit-I ocorre como cristais losangulares idiomórficos, entre 0,1 e 0,3 mm de comprimento,
que compõem a trama principal da rocha. Possuem inclusões de apatita e allanita. A Tit-II
aparece como grãos xenomórficos formando coroas no entorno de minerais opacos resultantes
do processo de esfenitização. Já a apatita ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos
em forma de bastonetes de 0,01 a 0,2 mm de comprimento, ora como cristais isolados em meio a
quartzo e feldspatos, ora como inclusões nos minerais máficos principais.
Allanita e epídoto ocorrem geralmente associados. A allanita aparece como cristais
prismáticos hipidiomórficos a idiomórficos, de coloração castanha e dimensões entre 0,1 e 0,6
mm. Apresenta zonação e processo de metamictização bastante proeminentes. O epídoto aparece
em duas gerações texturais denominadas Ep-I e Ep-II. Ep-I forma cristais granulares de origem
magmática, com coloração amarela a verde pálida e dimensões entre 0,1 e 0,7 mm. O Ep-II é da
fase pós-magmática e aparece como cristais irregulares resultantes da alteração hidrotermal do
plagioclásio (saussuritização).
Dentre os minerais opacos, foram reconhecidas duas gerações texturais: Op-I e Op-II.
O Op-I é de origem primária e forma cristais hipidiomórficos, com hábitos equidimensionais
e granulometria entre 0,05- e 0,6 mm. Por sua vez, Op-II compreende grãos xenomórficos de
origem pós-magmática, como produto de alteração de biotita e outros acessórios.
A sequência de cristalização inicia-se com a precipitação precoce da apatita, seguida
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 35
de zircão, allanita e minerais opacos (Op-I). A titanita (Tit-I), o epídoto (Ep-I) e a hornblenda
cristalizam na sequência. O plagioclásio (Pl-I) é a primeira fase mineral félsica principal a se
cristalizar compondo a trama principal. Segue-se a precipitação da biotita, feldspato potássico
(Mc-I) e quartzo (Qz-I). Em estágios tardi- a pós-magmáticos formam-se os intercrescimentos
mirmequíticos e granofíricos e os processos de esfenitização com a geração de Tit-II.
Gerações tardias de plagioclásio e quartzo aparecem no final do processo de cristalização,
como o Pl-II e o Qz-II, que surgem após a incorporação dos xenocristais do granito porfirítico e
sua interação com o líquido, sendo estas ligadas a texturas como mirmequitas.
Processos de alteração hidrotermal (pós-magmática) levam à formação da segunda
geração de minerais opacos (Op-II) e clorita a partir da alteração da biotita, seguida pela geração
de carbonatos, muscovita, e epídoto (Ep-II) a partir da alteração dos plagioclásios.
3.1.2.2 Fácies Microgranítica Equigranular
As rochas desta fácies classificam-se como granodioritos a monzogranitos com base
em dados modais [diagramas QAP e Q’(A+P)M; Streckeisen, 1976]. São rochas hololeuco- a
leucocráticas, de textura fanerítica fina a média (cristais entre 0,1 – 7 mm) e equigranulares.
A mineralogia inclui quartzo (27-42%), feldspato potássico (13-34%), plagioclásio (19-39%),
além de biotita (3-12%) como máfico principal. Os minerais acessórios são titanita (1-2%),
opacos (0,1-1%), epídoto (0,1-1%), allanita (0,1-1%), e hornblenda (tr.), apatita (tr.) e zircão
(tr.). As fases minerais secundárias, relacionadas a processos pós-magmáticos/hidrotermais, são
representadas por clorita (0,1-0,5%), mica branca (0-2%) e carbonatos (tr.).
O quartzo foi identificado em dois tipos distintos. Desta forma, tem-se Qz-I representando
cristais da trama principal da rocha, predominantemente xenomórficos, granulares (0,1 a 3 mm
de comprimento), com bordas irregulares ou retas e extinção ondulante como resultado de
deformação em baixo strain. Já os cristais de Qz-II aparecem compondo as texturas granofíricas
e mirmequíticas.
O feldspato potássico, tal como o plagioclásio, cristaliza-se em duas gerações distintas.
A primeira geração (Mc-I) corresponde a microclina, sendo um componente da trama principal
da rocha. Forma cristais hipidiomórficos (1 a 4 mm de comprimento), com geminação do tipo
tartan, localmente com inclusões de plagioclásio. A segunda geração de feldspato potássico
(Mc-II) aparece em intercrescimentos granofíricos com quartzo.
O plagioclásio corresponde a um oligoclásio (An22−23, método de Michel-Lévy) e
aparece em duas gerações texturais aqui denominadas Pl-I e Pl-II. O Pl-I corresponde a cristais
xenomórficos a hipidiomórficos, granulares a tabulares (0,1 e 3 mm de comprimento) que
compõem a trama principal da rocha. Mostram zonação concêntrica bem marcada, geminação
segundo a lei da albita-periclínio e inclusões de biotita, allanita, e apatita. Em alguns pontos é
possível reconhecer textura tipo synneusis. Alguns cristais mostram processo de saussuritização
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 36
já avançado, com a geração de epídoto e carbonatos, em especial nos núcleos cristalinos. Junto
ao contato entre cristais de Pl-I e quartzo podem ocorrer mirmequitas. Neste caso, o plagioclásio
ameboide intercrescido com quartzo caracteriza a geração Pl-II.
A biotita forma cristais lamelares hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões entre
0,1 e 1 mm e pleocroísmo variando de amarelo pálido a marrom. Possui inclusões de minerais
opacos, apatita, epídoto e allanita. Clorita e minerais opacos são fases minerais resultantes de
processos de alteração hidrotermal.
Dentre os acessórios, a titanita ocorre em duas gerações distintas, denominadas Tit-I e
Tit-II. A Tit-I ocorre como cristais losangulares idiomórficos, entre 0,1 e 2 mm de comprimento,
que compõem a trama principal da rocha. Possuem inclusões de apatita e allanita. A Tit-II
aparece como grãos xenomórficos formando coroas no entorno de minerais opacos resultantes
do processo de esfenitização. Já a apatita ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos
em forma de bastonetes de 0,01 a 0,1 mm de comprimento, ora como cristais isolados em meio a
quartzo e feldspatos, ora como inclusões nos máficos principais.
Allanita e epídoto ocorrem geralmente associados. A allanita aparece como cristais
prismáticos hipidiomórficos a idiomórficos, de coloração castanha e dimensões entre 0,1 e 1
mm. Apresenta zonação e processo de metamictização bastante proeminentes. O epídoto aparece
em duas gerações texturais denominadas Ep-I e Ep-II. Ep-I forma cristais granulares de origem
magmática, com coloração amarela a verde pálida e dimensões entre 0,1 e 1,5 mm. O Ep-II é
fase pós-magmática e aparece como cristais irregulares resultantes da alteração hidrotermal do
plagioclásio (saussuritização).
Dentre os minerais opacos, foram reconhecidas duas gerações texturais: Op-I e Op-II.
O Op-I é de origem primária e forma cristais hipidiomórficos, com hábitos equidimensionais e
granulometria entre 0,01 e 2 mm. Por sua vez, Op-II compreende grãos xenomórficos de origem
pós-magmática, como produto de alteração de biotita e outros acessórios.
A sequência de cristalização inicia-se com a precipitação precoce da apatita, seguida
de zircão, allanita e minerais opacos (Op-I). A titanita (Tit-I), o epídoto (Ep-I) e a hornblenda
cristalizam na sequência. O plagioclásio (Pl-I) é a primeira fase mineral félsica principal a se
cristalizar compondo a trama principal. Segue-se a precipitação da biotita, feldspato potássico
(Mc-I) e quartzo (Qz-I). Em estágios tardi- a pós-magmáticos formam-se os intercrescimentos
mirmequíticos e granofíricos, os processos de esfenitização com a geração de Tit-II.
Gerações tardias de plagioclásio e quartzo aparecem no final do processo de cristalização
como o Pl-II e o Qz-II, que surgem após a incorporação dos xenocristais do granito porfirítico e
sua interação com o líquido, sendo estas ligadas a texturas como mirmequitas.
Processos de alteração hidrotermal (pós-magmática) levam à formação da segunda
geração de minerais opacos (Op-II) e clorita a partir da alteração da biotita, seguida pela geração
de carbonatos, muscovita, e epídoto (Ep-II) a partir da alteração dos plagioclásios.
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 37
3.1.2.3 Fácies Granítica Porfirítica
As rochas desta fácies classificam-se como monzogranitos a sienogranitos com base
em dados modais [diagramas QAP e Q’(A+P)M; Streckeisen, 1976; Figura 3.3]. São rochas
leucocráticas, de textura fanerítica média a muito grossa (0,3 – 100 mm) e inequigranula-
res megaporfiríticas. A mineralogia inclui quartzo (21-32%), feldspato potássico (37-43%),
plagioclásio (17-29%), além de biotita (4-8%) como máfico principal. Os minerais acessó-
rios são titanita (1-3%), opacos (0,1-1%), epídoto (0,1-1%), allanita (0,1-0,6%), hornblenda
(0,2-1%), apatita (tr.) e zircão (tr.). As fases minerais secundárias, relacionadas a processos
pós-magmáticos/hidrotermais, são representadas por clorita (0,1-2%), mica branca (0-2%) e
carbonatos (tr.).
O quartzo foi identificado em quatro tipos distintos. Desta forma, tem-se Qz-I represen-
tando cristais da trama principal da rocha, predominantemente xenomórficos, granulares (0,3 e
9 mm de comprimento), com bordas irregulares ou retas e extinção ondulante como resultado
de deformação em baixo strain. Já os cristais de Qz-II são caracterizados como inclusões nos
megacristais de feldspato potássico. O Qz-III é caracterizado como produto da desestabilização
dos megacristais de feldspato potássico, sendo xenomórfico, de granulação mais fina que os
cristais O Qz-IV aparece compondo as texturas granofíricas e mirmequíticas.
O feldspato potássico cristaliza-se em duas gerações distintas. A primeira geração (Mc-I)
corresponde a microclina, sendo um componente da trama principal da rocha, caracterizando
os cristais da matriz e os megacristais (Figura 3.5A). Forma cristais hipidiomórficos (1 a 100
mm de comprimento), com geminação do tipo tartan, localmente com inclusões de plagio-
clásio (Figura 3.5B, C e D). A segunda geração de feldspato potássico (Mc-II) aparece em
intercrescimentos granofíricos com quartzo.
O plagioclásio corresponde a um oligoclásio (An22−24, método de Michel-Lévy) e
aparece em quatro tipos texturais aqui denominadas Pl-I, Pl-II, Pl-III e PL-IV. O Pl-I corresponde
a cristais xenomórficos a hipidiomórficos, granulares a tabulares (0,3 e 13 mm de comprimento)
que compõem a trama principal da rocha (Figura 3.5A). Mostram zonação concêntrica bem
marcada, geminação segundo a lei da albita-periclínio e inclusões de biotita, allanita, e apatita.
Em alguns pontos é possível reconhecer textura tipo synneusis. Alguns cristais mostram processo
de saussuritização já avançado, com a geração de epídoto e carbonatos, em especial nos núcleos
cristalinos. O Pl-II é caracterizado como cristais inclusos nos megacristais de feldspato potássico
(Figura 3.5B, C e D). O Pl-III é descrito como produto de desestabilização do feldspato potássico.
Junto ao contato entre cristais de Pl-I e quartzo podem ocorrer mirmequitas. Neste caso, o
plagioclásio ameboide intercrescido com quartzo caracteriza a geração Pl-IV.
A biotita forma cristais lamelares hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões entre
0,1 e 2 mm e pleocroísmo variando de amarelo pálido a marrom. Possui inclusões de minerais
opacos, apatita, zircão epídoto e allanita. Clorita e minerais opacos são fases minerais resultantes
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 38
Figura 3.5 – Fotomicrografia da fácies granítica porfirítica do Plúton Granítico Barcelona. A) Aspectos da
matriz do granito porfirítico. B) Inclusões de plagioclásio alinhadas no cristal de microclina.
C) Cristal de plagioclásio incluso na microclina, apresentando zonação com macla invertida.
D) Cristal de plagioclásio incluso em microclina apresentando processo de saussuritização.
Abreviações: Mc: microclina; Pl: plagioclásio.
de processos de alteração hidrotermal.
Dentre os acessórios, a titanita ocorre em duas gerações distintas, denominadas Tit-I e Tit-
II. A Tit-I ocorre como cristais losangulares idiomórficos, entre 0,1 e 1,1 mm de comprimento,
que compõem a trama principal da rocha. Possuem inclusões de apatita e allanita. A Tit-II
aparece como grãos xenomórficos formando coroas no entorno de minerais opacos resultantes
do processo de esfenitização. Já a apatita ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos
em forma de bastonetes de 0,05 e 0,2 mm de comprimento, ora como cristais isolados em meio a
quartzo e feldspatos, ora como inclusões nos minerais máficos principais.
Allanita e epídoto ocorrem geralmente associados. A allanita aparece como cristais
prismáticos hipidiomórficos a idiomórficos, de coloração castanha e dimensões entre 0,2 e 0,9
mm. Apresenta zonação e processo de metamictização bastante proeminentes. O epídoto aparece
em duas gerações texturais denominadas Ep-I e Ep-II. Ep-I forma cristais granulares de origem
magmática, com coloração amarela a verde pálida e dimensões entre 0,1 e 1,2 mm. O Ep-II é da
fase pós-magmática e aparece como cristais irregulares resultantes da alteração hidrotermal do
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 39
plagioclásio (saussuritização).
Dentre os minerais opacos, foram reconhecidas duas gerações texturais: Op-I e Op-II.
O Op-I é de origem primária e forma cristais hipidiomórficos, com hábitos equidimensionais
e granulometria entre 0,05 e 0,3 mm. Por sua vez, Op-II compreende grãos xenomórficos de
origem pós-magmática, como produto de alteração de biotita e outros acessórios.
A sequência de cristalização inicia-se com a precipitação precoce da apatita, seguida
de zircão, allanita e minerais opacos (Op-I). A titanita (Tit-I), o epídoto (Ep-I) e a hornblenda
cristalizam na sequência. O plagioclásio (Pl-I, Pl-II) é a primeira fase mineral félsica principal a
se cristalizar compondo a trama principal. Segue-se a precipitação da biotita, feldspato potássico
(Mc-I) e quartzo (Qz-I). Em estágios tardi- a pós-magmáticos formam-se os intercrescimentos
mirmequíticos e granofíricos além dos processos de esfenitização com a geração de Tit-II.
Gerações tardias de plagioclásio e quartzo aparecem no final do processo de cristalização,
como o Pl-III/Pl-IV e o Qz-III/Qz-IV, que surgem após a incorporação dos xenocristais do granito
porfirítico e sua interação com o líquido, sendo estas ligadas a texturas como mirmequitas.
Processos de alteração hidrotermal (pós-magmática) levam à formação da segunda
geração de minerais opacos (Op-II) e clorita a partir da alteração da biotita, seguida pela geração
de carbonatos, muscovita, e epídoto (Ep-II) a partir da alteração dos plagioclásios.
3.2 Plúton Monte das Gameleiras
O Plúton Monte das Gameleiras corresponde a um corpo granítico de dimensões batolí-
ticas ( 350 Km2) localizado no extremo sudeste do estado do Rio Grande do Norte e extremo
nordeste do estado da Paraíba. Aflora na porção nordeste da Província Borborema, intrusivo
em rochas gnáissico-migmatíticas (Galindo, 1982; Antunes, 1999). Possui geometria losangular
(Figura 3.6) e é influenciado por três zonas de cisalhamento principais: a Zona de Cisalhamento
São José do Campestre, a Zona de Cisalhamento Serra de São Bento e a Zona de Cisalhamento
Passa e Fica.
Antunes (1999) reconhece quatro fácies petrográficas no Plúton Monte das Gamelei-
ras: (1) granitoides porfiríticos, (2) microgranitos equigranulares, (3) rochas dioritóides, e (4)
leucogranitos grossos. Dentre essas, a fácies mais expressiva é a referente aos granitoides porfirí-
ticos. Estes correspondem a anfibólio-biotita monzogranitos e biotita monzogranitos, porfiríticos,
leucocráticos (8,8<M<22,2, Antunes, 1999), com granulação variando de média a grossa.
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 40
Figura 3.6 – Mapa geológico simplificado do Plúton Monte das Gameleiras com base nos limites definidos
por Antunes (1999).
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 41
3.2.1 ASPECTOS MESOSCÓPICOS
A atividade de campo realizada no Plúton Monte das Gameleiras (PMG) permitiu reco-
nhecer três fácies petrográficas distintas. Estas unidades são descritas como: (1) fácies diorítica
(dioritos e quartzo dioritos); (2) fácies microgranítica equigranular (monzo a sienogranitos
equigranulares de granulação fina); e (3) fácies granítica porfirítica (monzo a sienogranitos
porfiríticos).
Essas fácies apresentam uma relação cronológica íntima de acordo com as interpretações
feitas em campo. A análise estrutural das rochas do PMG demonstrou estruturas relacionadas
ao último evento deformacional (D3) descrito por Jardim de Sá (1994) afetando as rochas em
fases sin- a tardi-magmáticas. O evento deformacional é reconhecido nas unidades do PMG
sob efeito de zonas de cisalhamento transcorrentes e de regime transpressional atuantes nas
bordas do plúton, por feições tais como schlierens alongados e rotação de cristais em regiões
periféricas do corpo. É descrita ainda uma fácies leucogranítica grossa como uma unidade que
não preserva estruturas relacionadas a D3, sendo desta forma interpretada como uma fácies mais
tardia relacionada a corpos pegmatíticos que cortam as unidades do PMG.
A fácies granítica porfirítica (Figura 3.7A), assim como nas rochas do PGB, apresenta
mistura de magmas (mingling e mixing) com a fácies microgranítica equigranular (Figura 3.7B)
e diorítica (Figura 3.7C), porém os critérios de campo apontam que a fácies granítica porfi-
rítica iniciou o processo de cristalização anterior as demais fácies e posteriormente houve a
chegada do magma gerador das fácies microgranítica equigranular e diorítica. Tal interpretação
é corroborada pela ocorrência de xenocristais idiomórficos de feldspato potássico nas fácies
dioríticas e microgranítica equigranular. Desta forma, a ocorrência de xenocristais sugere uma
interpretação, onde a chegada do magma gerador das fácies diorítica e microgranítica ocasiona a
captura dos cristais que já haviam iniciado o processo de cristalização na fácies porfirítica. Já a
fácies leucogranítica grossa (Figura 3.7D) apresenta contato intrusivo com as rochas das fácies
mais antigas, truncando estruturas de fluxo magmático. Destarte a interpretação de que a fácies
leucogranítica grossa é posterior é reafirmada, não pertencendo ao evento de plutonismo relativo
ao PMG, e por este motivo não será descrita petrograficamente como as demais.
A fácies granítica porfirítica (Figura 3.7A), assim como nas rochas do PGB, apresenta
evidências de mistura de magmas (mingling e mixing) com a fácies microgranítica equigranular
(Figura 3.7B) e diorítica (Figura 3.7C), porém os critérios de campo apontam que a fácies
granítica porfirítica iniciou o processo de cristalização anterior às demais fácies, com posteriore
aporte do magma gerador das fácies microgranítica equigranular e diorítica. Tal interpretação
é corroborada pela ocorrência de xenocristais idiomórficos de feldspato potássico nas fácies
dioríticas e microgranítica equigranular. Desta forma, a ocorrência de xenocristais sugere uma
interpretação, onde a chegada do magma gerador das fácies diorítica e microgranítica ocasiona a
captura dos cristais que já haviam iniciado o processo de cristalização na fácies porfirítica. Já a
fácies leucogranítica grossa (Figura 3.7D) apresenta contato intrusivo com as rochas das fácies
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 42
mais antigas, truncando estruturas de fluxo magmático. Tais evidências reforçam a interpretação
de que a fácies leucogranítica grossa é posterior, não pertencendo ao evento de plutonismo
relativo ao PMG. Por este motivo, esta fácies não será detalhada do ponto de vista petrográfico
como as demais.
Figura 3.7 – Fácies petrográficas e feições texturais/estruturais do Plúton Monte das Gameleiras. A)
Fácies granítica porfirítica apresentando megacristais alinhados. B) Fácies microgranítica
equigranular apresentando feições de mistura de magmas com a fácies granítica porfirítica.
C) Fácies diorítica/quartzo-diorítica como um schlieren. D) Fácies leucogranítica grossa
tardia intrudindo a fácies porfirítica.
3.2.2 ASPECTOS MICROPETROGRÁFICOS
3.2.2.1 Fácies Diorítica
As rochas desta fácies classificam-se como quartzo dioritos com base em dados modais
[diagramas QAP e Q’(A+P)M; Streckeisen, 1976; Figura 3.8]. Possuem duas sub-fácies, sendo
uma mais rica em biotita e uma mais rica em hornblenda. São rochas mesocráticas, de textura
fanerítica fina a média (0,1–2,3 mm) e equigranulares. A mineralogia inclui plagioclásio (32-
55%), quartzo (6-7%), feldspato potássico (0-2%), além de biotita (27-48%) e hornblenda
(0-12%) como máficos principais. Os minerais acessórios são titanita (1-6%), opacos (0,2-4%),
epídoto (tr.), allanita (tr.), apatita (tr.) e zircão (tr.). As fases minerais secundárias, relacionadas a
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 43
processos pós-magmáticos/hidrotermais, são representadas por clorita (0,1-0,5%), mica branca
(0-2%) e carbonatos (tr.).
Figura 3.8 – Diagramas QAP e Q’(A+P)M das fácies do Plúton Granítico Monte das Gameleiras com
base em dados modais (Streckeisen, 1976).
O plagioclásio corresponde a um oligoclásio (An20−23, método de Michel-Lévy) e
aparece em duas gerações texturais aqui denominadas Pl-I e Pl-II. O Pl-I corresponde a cristais
xenomórficos a hipidiomórficos, granulares a tabulares (0,1 e 2,3 mm de comprimento) que
compõem a trama principal da rocha. Mostram zonação concêntrica bem marcada, geminação
segundo a lei da albita-periclínio e inclusões de biotita, allanita, zircão e apatita. Em alguns pontos
é possível reconhecer textura tipo synneusis. Alguns cristais mostram processo de saussuritização
já avançado, com a geração de epídoto e carbonatos, em especial nos núcleos cristalinos. Junto
ao contato entre cristais de Pl-I e quartzo podem ocorrer mirmequitas. Neste caso, o plagioclásio
ameboide intercrescido com quartzo caracteriza a geração Pl-II.
O feldspato potássico é de ocorrência restrita e, tal como o plagioclásio, cristaliza-se
em duas gerações distintas. A primeira geração (Mc-I) corresponde a microclina, sendo um
componente da trama principal da rocha. Forma cristais hipidiomórficos (0,4 a 0,5 mm de
comprimento), com geminação do tipo tartan, localmente com inclusões de plagioclásio. A
segunda geração de feldspato potássico (Mc-II) aparece em intercrescimentos granofíricos com
quartzo.
O quartzo foi também identificado em dois tipos distintos. Desta forma, tem-se Qz-I
representando cristais da trama principal da rocha, predominantemente xenomórficos, granulares
(0,1 a 2 mm de comprimento), com bordas irregulares ou retas e extinção ondulante como
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 44
resultado de deformação em baixo strain. Já os cristais de Qz-II aparecem compondo as texturas
granofíricas e mirmequíticas.
A biotita forma cristais lamelares hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões entre
0,05 e 0,65 mm e pleocroísmo variando de amarelo pálido a marrom. Possui inclusões de
minerais opacos, apatita e zircão. Clorita e minerais opacos são fases minerais resultantes de
processos de alteração hidrotermal. Uma característica importante a se considerar é o fato dos
cristais de biotita estarem alinhados segundo o fluxo magmático.
A hornblenda ocorre como cristais prismáticos hipidiomórficos de 0,05 a 0,7 mm de
comprimento. Possui coloração verde, com padrão pleocroico em tons de amarelo pálido a verde.
Inclusões comuns são de plagioclásio, apatita, minerais opacos, zircão e titanita. Assim como
observado na biotita, a hornblenda também está alinhada segundo o fluxo magmático.
Dentre os acessórios, a titanita ocorre em duas gerações distintas, denominadas Tit-I e
Tit-II. A Tit-I ocorre como cristais losangulares idiomórficos, entre 0,1 e 0,5 mm de comprimento,
que compõem a trama principal da rocha. Possuem inclusões de apatita. A Tit-II aparece como
grãos xenomórficos formando coroas no entorno de minerais opacos resultantes do processo
de esfenitização. Já a apatita ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos em forma de
bastonetes de 0,01 a 0,1 mm de comprimento, ora como cristais isolados em meio a quartzo e
feldspatos, ora como inclusões nos minerais máficos principais.
Allanita e epídoto ocorrem geralmente associados. A allanita aparece como cristais
prismáticos hipidiomórficos a idiomórficos, de coloração castanha e dimensões entre 0,2 e 0,5
mm. Apresenta zonação e processo de metamictização bastante proeminentes. O epídoto aparece
em duas gerações texturais denominadas Ep-I e Ep-II. Ep-I forma cristais granulares de origem
magmática, com coloração amarela a verde pálida e dimensões entre 0,1 e 0,7 mm. O Ep-II é
fase pós-magmática e aparece como cristais irregulares resultantes da alteração hidrotermal do
plagioclásio (saussuritização).
Dentre os minerais opacos, foram reconhecidas duas gerações texturais: Op-I e Op-II.
O Op-I é de origem primária e forma cristais hipidiomórficos, com hábitos equidimensionais
e granulometria entre 0,05 e 0,4 mm. Por sua vez, Op-II compreende grãos xenomórficos de
origem pós-magmática, como produto de alteração de biotita e outros acessórios.
A sequência de cristalização inicia-se com a precipitação precoce da apatita, seguida
de zircão, allanita e minerais opacos (Op-I). A titanita (Tit-I), o epídoto (Ep-I) e a hornblenda
cristalizam na sequência. O plagioclásio (Pl-I) é a primeira fase mineral félsica principal a se
cristalizar compondo a trama principal. Segue-se a precipitação da biotita, feldspato potássico
(Mc-I) e quartzo (Qz-I). Em estágios tardi- a pós-magmáticos formam-se os intercrescimentos
mirmequíticos e granofíricos, os processos de esfenitização com a geração de Tit-II.
Gerações tardias de plagioclásio e quartzo aparecem no final do processo de cristalização,
como o Pl-II e o Qz-II, após a incorporação dos xenocristais do granito porfirítico e sua interação
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 45
com o líquido, sendo estas ligadas a texturas como mirmequitas.
Processos de alteração hidrotermal (pós-magmática) levam à formação da segunda
geração de minerais opacos (Op-II) e clorita a partir da alteração da biotita, seguida pela geração
de carbonatos, muscovita, e epídoto (Ep-II) a partir da alteração dos plagioclásios.
3.2.2.2 Fácies Microgranítica Equigranular
As rochas desta fácies classificam-se como monzogranitos com base em dados modais
[diagramas QAP e Q’(A+P)M; Streckeisen, 1976]. São rochas hololeuco- a leucocráticas, de
textura fanerítica fina a média (cristais entre 0,1 – 2,3 mm) e equigranulares. A mineralogia inclui
quartzo (28-38%), feldspato potássico (23-33%), plagioclásio (21-39%), além de biotita (4-12%)
como máfico principal. Os minerais acessórios são titanita (1-3%), opacos (0,1-1%), epídoto (0,1-
1%), allanita (0,1-1%), e hornblenda (tr.), apatita (tr.) e zircão (tr.). As fases minerais secundárias,
relacionadas a processos pós-magmáticos/hidrotermais, são representadas por clorita (0,1-1%),
mica branca (0-1%) e carbonatos (tr.).
O quartzo foi identificado em dois tipos distintos. Desta forma, tem-se Qz-I representando
cristais da trama principal da rocha, predominantemente xenomórficos, granulares (0,1 a 1,5
mm de comprimento), com bordas irregulares ou retas e extinção ondulante como resultado de
deformação em baixo strain. Já os cristais de Qz-II aparecem compondo as texturas granofíricas
e mirmequíticas.
O feldspato potássico, tal como o plagioclásio, cristaliza-se em duas gerações distintas.
A primeira geração (Mc-I) corresponde a microclina, sendo um componente da trama principal
da rocha. Forma cristais hipidiomórficos (0,8 a 5 mm de comprimento), com geminação do tipo
tartan, localmente com inclusões de plagioclásio. A segunda geração de feldspato potássico
(Mc-II) aparece em intercrescimentos granofíricos com quartzo.
O plagioclásio corresponde a um oligoclásio (An21−23, método de Michel-Lévy) e
aparece em duas gerações texturais aqui denominadas Pl-I e Pl-II. O Pl-I corresponde a cristais
xenomórficos a hipidiomórficos, granulares a tabulares (0,1 e 3 mm de comprimento) que
compõem a trama principal da rocha. Mostram zonação concêntrica bem marcada, geminação
segundo a lei da albita-periclínio e inclusões de biotita, allanita, e apatita. Em alguns pontos é
possível reconhecer textura tipo synneusis. Alguns cristais mostram processo de saussuritização
já avançado, com a geração de epídoto e carbonatos, localizados nos núcleos cristalinos. Junto
ao contato entre cristais de Pl-I e quartzo podem ocorrer mirmequitas. Neste caso, o plagioclásio
ameboide intercrescido com quartzo caracteriza a geração Pl-II.
A biotita forma cristais lamelares hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões entre
0,1 e 0,7 mm e pleocroísmo variando de amarelo pálido a marrom. Possui inclusões de minerais
opacos, apatita, epídoto e allanita. Clorita e minerais opacos são fases minerais resultantes de
processos de alteração hidrotermal.
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 46
Dentre os acessórios, a titanita ocorre em duas gerações distintas, denominadas Tit-I e Tit-
II. A Tit-I ocorre como cristais losangulares idiomórficos, entre 0,1 e 0,8 mm de comprimento,
que compõem a trama principal da rocha. Possuem inclusões de apatita e allanita. A Tit-II
aparece como grãos xenomórficos formando coroas no entorno de minerais opacos resultantes
do processo de esfenitização. Já a apatita ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos
em forma de bastonetes de 0,05 a 0,2 mm de comprimento, ora como cristais isolados em meio a
quartzo e feldspatos, ora como inclusões nos minerais máficos principais.
Allanita e epídoto ocorrem geralmente associados. A allanita aparece como cristais
prismáticos hipidiomórficos a idiomórficos, de coloração castanha e dimensões entre 0,4 e 0,8
mm. Apresenta zonação e processo de metamictização bastante proeminentes. O epídoto aparece
em duas gerações texturais denominadas Ep-I e Ep-II. Ep-I forma cristais granulares de origem
magmática, com coloração amarela a verde pálida e dimensões entre 0,1 e 0,5 mm. O Ep-II é da
fase pós-magmática e aparece como cristais irregulares resultantes da alteração hidrotermal do
plagioclásio (saussuritização).
Dentre os minerais opacos, foram reconhecidas duas gerações texturais: Op-I e Op-II.
O Op-I é de origem primária e forma cristais hipidiomórficos, com hábitos equidimensionais e
granulometria entre 0,01 e 2 mm. Por sua vez, Op-II compreende grãos xenomórficos de origem
pós-magmática, como produto de alteração de biotita e outros acessórios.
A sequência de cristalização inicia-se com a precipitação precoce da apatita, seguida
de zircão, allanita e minerais opacos (Op-I). A titanita (Tit-I), o epídoto (Ep-I) e a hornblenda
cristalizam na sequência. O plagioclásio (Pl-I) é a primeira fase mineral félsica principal a se
cristalizar compondo a trama principal. Segue-se a precipitação da biotita, feldspato potássico
(Mc-I) e quartzo (Qz-I). Em estágios tardi- a pós-magmáticos formam-se os intercrescimentos
mirmequíticos e granofíricos, os processos de esfenitização com a geração de Tit-II.
Gerações tardias de plagioclásio e quartzo aparecem no final do processo de cristalização,
como o Pl-II e o Qz-II. Surgem após a incorporação dos xenocristais do granito porfirítico e sua
interação com o líquido, sendo estas ligadas a texturas como mirmequitas.
Processos de alteração hidrotermal (pós-magmática) levam à formação da segunda
geração de minerais opacos (Op-II) e clorita a partir da alteração da biotita, seguida pela geração
de carbonatos, muscovita, e epídoto (Ep-II) a partir da alteração dos plagioclásios.
3.2.2.3 Fácies Granítica Porfirítica
As rochas desta fácies classificam-se como monzogranitos a sienogranitos com base em
dados modais [diagramas QAP e Q’(A+P)M; Streckeisen, 1976]. São rochas leucocráticas, de
textura fanerítica média a muito grossa (0,2–140 mm) e inequigranulares megaporfiríticas. A
mineralogia inclui quartzo (29-36%), feldspato potássico (25-35%), plagioclásio (15-31%), e
biotita (7-11%) como máfico principal. Os minerais acessórios são titanita (1-3%), opacos (1-2%),
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 47
epídoto (0,1-1%), allanita (0,1-0,5%), hornblenda (0,1-1%), apatita (tr.) e zircão (tr.). As fases
minerais secundárias, relacionadas a processos pós-magmáticos/hidrotermais, são representadas
por clorita (tr.), mica branca (tr.) e carbonatos (tr.).
O quartzo foi identificado em quatro tipos distintos. Desta forma, tem-se Qz-I represen-
tando cristais da trama principal da rocha, predominantemente xenomórficos, granulares (0,1 e
11 mm de comprimento), com bordas irregulares ou retas e extinção ondulante como resultado
de deformação em baixo strain. Já os cristais de Qz-II são caracterizados como inclusões nos
megacristais de feldspato potássico. O Qz-III é caracterizado como produto da desestabilização
dos megacristais de feldspato potássico, sendo xenomórfico, de granulação mais fina que os
cristais. O Qz-IV aparece compondo as texturas granofíricas e mirmequíticas.
O feldspato potássico cristaliza-se em duas gerações distintas. A primeira geração (Mc-I)
corresponde a microclina, sendo um componente da trama principal da rocha, caracterizando os
cristais da matriz e os megacristais. Formam cristais hipidiomórficos (1 a 140 mm de compri-
mento), com geminação do tipo tartan, localmente com inclusões de plagioclásio (Figura 3.9). A
segunda geração de feldspato potássico (Mc-II) aparece em intercrescimentos granofíricos com
quartzo.
Figura 3.9 – Fotomicrografias da fácies granítica porfirítica no Plúton Monte das Gameleiras com destaque
para os megacristais de K-feldspato e inclusões de plagioclásio. A) e B) Padrão de zonação
marcada por inclusões de plagioclásio. C) Contato matriz/megacristal demonstrando textura
tipo mortar. D) Textura mirmequítica em contato megacristal/matriz.
O plagioclásio corresponde a um oligoclásio (An21−26), método de Michel-Lévy) e
aparece em quatro tipos texturais aqui denominadas Pl-I, Pl-II, Pl-III e Pl-IV. O Pl-I corresponde
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 48
a cristais xenomórficos a hipidiomórficos, granulares a tabulares (0,2 e 11 mm de comprimento)
que compõem a trama principal da rocha. Mostram zonação concêntrica bem marcada, geminação
segundo a lei da albita-periclínio e inclusões de biotita, allanita, e apatita. Em alguns pontos é
possível reconhecer textura tipo synneusis. Alguns cristais mostram processo de saussuritização
já avançado, com a geração de epídoto e carbonatos, em especial nos núcleos cristalinos. O Pl-II
é caracterizado como cristais inclusos nos megacristais de feldspato potássico (Figura 3.9A,
B, C). O Pl-III é descrito como produto de desestabilização do feldspato potássico. Junto ao
contato entre cristais de Pl-I e quartzo podem ocorrer mirmequitas (Figura 3.9D). Neste caso, o
plagioclásio ameboide intercrescido com quartzo caracteriza a geração Pl-IV.
A biotita forma cristais lamelares hipidiomórficos a idiomórficos, com dimensões entre
0,1 e 2 mm e pleocroísmo variando de amarelo pálido a marrom. Possui inclusões de minerais
opacos, apatita, zircão epídoto e allanita. Clorita e minerais opacos são fases minerais resultantes
de processos de alteração hidrotermal.
Dentre os acessórios, a titanita ocorre em duas gerações distintas, denominadas Tit-I e Tit-
II. A Tit-I ocorre como cristais losangulares idiomórficos, entre 0,08 e 0,9 mm de comprimento,
que compõem a trama principal da rocha. Possuem inclusões de apatita. A Tit-II aparece como
grãos xenomórficos formando coroas no entorno de minerais opacos resultantes do processo
de esfenitização. Já a apatita ocorre como cristais hipidiomórficos a idiomórficos em forma de
bastonetes de 0,05 e 0,2 mm de comprimento, ora como cristais isolados em meio a quartzo e
feldspatos, ora como inclusões nos minerais máficos principais.
Allanita e epídoto ocorrem geralmente associados. A allanita aparece como cristais
prismáticos hipidiomórficos a idiomórficos, de coloração castanha e dimensões entre 0,2 e 0,9
mm. Apresenta zonação e processo de metamictização bastante proeminentes. O epídoto aparece
em duas gerações texturais denominadas Ep-I e Ep-II. Ep-I forma cristais granulares de origem
magmática, com coloração amarela a verde pálida e dimensões entre 0,05 e 3 mm. O Ep-II é da
fase pós-magmática e aparece como cristais irregulares resultantes da alteração hidrotermal do
plagioclásio (saussuritização).
Dentre os minerais opacos, foram reconhecidas duas gerações texturais: Op-I e Op-II.
O Op-I é de origem primária e forma cristais hipidiomórficos, com hábitos equidimensionais e
granulometria entre 0,05 e 3 mm. Por sua vez, Op-II compreende grãos xenomórficos de origem
pós-magmática, como produto de alteração de biotita e outros acessórios.
A sequência de cristalização inicia-se com a precipitação precoce da apatita, seguida
de zircão, allanita e minerais opacos (Op-I). A titanita (Tit-I), o epídoto (Ep-I) e a hornblenda
cristalizam na sequência. O plagioclásio (Pl-I, Pl-II) é a primeira fase mineral félsica principal a
se cristalizar compondo a trama principal. Segue-se a precipitação da biotita, feldspato potássico
(Mc-I) e quartzo (Qz-I). Em estágios tardi- a pós-magmáticos formam-se os intercrescimentos
mirmequíticos e granofíricos, os processos de esfenitização com a geração de Tit-II.
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 49
Gerações tardias de plagioclásio e quartzo, como o Pl-III/Pl-IV e o Qz-III/Qz-IV, surgem
após a incorporação dos xenocristais do granito porfirítico e sua interação com o líquido, sendo
estas ligadas a texturas como mirmequitas.
Processos de alteração hidrotermal (pós-magmática) levam à formação da segunda
geração de minerais opacos (Op-II) e clorita a partir da alteração da biotita, seguida pela geração
de carbonatos, muscovita, e epídoto (Ep-II) a partir da alteração dos plagioclásios.
3.3 Estruturas Magmáticas
O estudo e caracterização de critérios estruturais primários em corpos granitóides é uma
ferramenta bastante útil na caracterização de processos e cinemática envolvendo a colocação de
um plúton, podendo revelar informações acerca da história evolutiva de um magma. Aspectos
como reologia, viscosidade e direção do movimento de massa podem ser definidos qualitati-
vamente a partir de dados de campo e estudos petrográficos mais detalhados. Para tal, neste
tópico serão descritas brevemente algumas estruturas primárias que ocorrem em ambos os corpos
estudados, a fim de gerar interpretações que corroborem com o escopo deste trabalho.
A investigação de estruturas magmáticas vem sendo objeto de estudo há bastante tempo
na academia (e.g., Closs, 1925; Closs, 1936), com a discussão centrada em estruturas primárias
como foliação magmática, zonas de cisalhamento magmáticas, cumulatos e schlierens. Os
diques em escada (Ladder Dykes) são um tipo de estrutura que ainda gera controvérsias entre
petrologistas quanto à origem e mecanismos de formação. Muitos pesquisadores (e.g., Reid et
al., 1993; Weinberg et al., 2001; Paterson, 2009; Wiebe et al., 2017) relacionam a origem dessas
estruturas a fluxos magmáticos, acumulação ou mistura de magmas. Desta forma, a caracterização
de estruturas relacionadas a movimentação magmática é fundamental na discussão acerca dos
processos de desenvolvimento na câmara magmática, tais como recarga de aporte térmico,
convecção local, acumulação, fracionamento, entre outros.
Os plútons abordados neste trabalho são caracterizados pela predominância de granitos
porfiríticos apresentando megacristais de feldspato potássico euédricos (Figura 3.10A) como fase
principal desta fácies. Em ambos os corpos é comum a ocorrência de zonas de acumulação de
megacristais (i.e., clusters, nests; Figura 3.10B). Estas zonas são caracterizadas pela ocorrência
de alta concentração de cristais euédricos de feldspato potássico em contato direto, e quantidades
diminutas de outras fases minerais, o que confere a essas zonas composições álcali-feldspato
graníticas. É comum a associação destas estruturas com enclaves máficos com formas irregulares
(Figura 3.10C), o que pode indicar uma movimentação interna e expulsão da massa de minerais
máficos pelo choque entre os megacristais.
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 50
Figura 3.10 – Feições relacionadas a zonas de acumulação. A) Megacristal euédrico de K-feldspato
zonado. B) Zona de acumulação de K-feldspato. C) Enclave máfico associado à zona
de acumulação englobando megacristal. D) entelhamento/imbricação de cristais de K-
feldspato.
As zonas de acumulação são identificadas tanto no PGB, quanto no PMG, porém são
muito mais abundantes no primeiro, onde é possível descrever grandes zonas de acumulação por
vezes em formas tabulares e em pipes. Nestas zonas geralmente não se visualiza texturas típicas
de fluxo magmático tão bem marcadas quanto na trama principal. Os megacristais acumulados
geralmente se organizam em direções aleatórias em função da disponibilidade de espaço. Um
dos tipos de textura de fluxo que geralmente é visualizado em zonas de acumulação e regiões
periféricas é a textura de entelhamento/imbricação (Figura 3.10D), apontando o movimento de
fluxo magmático.
Outro tipo de estrutura observado no PGB são as zonas de cisalhamento de origem
magmáticas (Figura 3.11), sendo a observação desse tipo de estrutura muito rara. Esse tipo de
estrutura pode ser interpretado como resultado de movimentação de massa com transição de
reologia do magma, de viscoso para frágil (Kendrick et al., 2012), o que é função da fração
de sólidos presente no magma durante o cisalhamento. A movimentação de massa em um
magma com reologia em transição pode ser gerada tanto por células convectivas internas,
quanto por atuação de tensões tectônicas. Wallace et al. (2019) afirmam que a ascensão de um
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 51
magma pode gerar um strain localizado. A capacidade de geração de strain localizado durante
a movimentação do magma é favorecida pela resposta não-newtoniana do magma seguindo a
cristalização (Lejeune & Richet, 1995), o que facilita a formação de zonas de cisalhamento
pouco expressivas.
Figura 3.11 – Zona de cisalhamento de origem magmática, destacada pela linha tracejada em amarelo,
impressa na fácies porfirítica do PGB.
Entre as estruturas ligadas a movimentação do magma é possível destacar ainda nos
plútons a presença de uma foliação magmática penetrativa (Figura 3.12) e de enclaves máficos
alongados orientados segundo o fluxo magmático (Figura 3.12A). Estas estruturas são descritas
em ambos corpos estudados, em praticamente toda extensão dos plútons. Vernon (2000) descreve
o alinhamento paralelo a sub-paralelo de cristais alongados como um processo magmático onde
os mesmos têm liberdade para rotacionar sem sofrer deformação plástica. Paterson et al. (1998)
apontam ainda a necessidade de uma viscosidade suficientemente alta para que a estrutura se
preserve, e que a preservação desse tipo de estrutura deve ocorrer nos estágios mais tardios do
processo de cristalização. Já os enclaves orientados são definidos como glóbulos magmáticos
(Vernon, 2000) que fluem, se alinham e estiram segundo as condições impostas pelo fluxo
magmático.
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 52
Figura 3.12 – Estruturas magmáticas lineares e planares (L»S). A) Foliação magmática e enclave máfico
alongado. B) Foliação magmática penetrativa.
A descrição das estruturas magmáticas nos corpos estudados identificam diques em
escada no PMG (Figura 3.13A). Neste plúton ocorrem pelo menos dois diques de dimensões
consideráveis, e diques menores de ordem centimétrica. Tal como relatado acima, os processos
envolvidos na gênese destas estruturas ainda são motivo de muito debate na literatura (cf. revisão
em Wiebe et al., 2017). Desta forma é possível definir os diques em escada descritos como sendo
corpos alongados com espessuras métricas, compostos por bandas máficas e félsicas alternadas,
levemente côncavas (Figura 3.13B), orientadas de forma aproximadamente perpendicular às
bordas do dique.
Figura 3.13 – Feições do dique em escada no Plúton Monte das Gameleiras. A) Aspectos gerais do dique
em escada. B) Detalhe para as bandas máficas e félsicas demonstrando concentrações de
megacristais de K-feldspato.
Petrograficamente são caracterizadas pela ocorrência de bandas máficas e félsicas inter-
caladas, onde as bandas félsicas são compostas principalmente de megacristais de K-feldspato e,
secundariamente, por quartzo e plagioclásio. Ao passo que as bandas máficas são compostas
de biotita, hornblenda, titanita, allanita, epídoto e minerais opacos. Nas bandas máficas é pos-
Capítulo 3. Petrografia e Relações de Campo 53
sível identificar a presença de plagioclásio juntamente com quantidades menores de quartzo e
K-feldspato, definindo uma rocha de composição quartzo-diorítica a quartzo-monzodiorítica.
Uma característica pertinente quanto aos cristaisde máficos observados nas bandas
máficas é a dimensão destes quando comparados aos cristais das fácies petrográficas descritas
no PMG. A concentração de megacristais de K-feldspato associada à concentração de minerais
máficos de maiores dimensões pode ser interpretada como uma movimentação com equivalência
de viscosidade entre materiais composicionalmente distintos (Paterson et al., 2005). Neste
contexto a discussão da gênese desse tipo de estrutura ainda é bastante controversa. Alguns
autores interpretam a formação dos diques em escada como canais verticalizados que migram
gerando as concavidades nas bandas (e.g., Weinberg et al., 2001; Paterson, 2009), ou como
canais verticalizados em uma encaixante em estado semi-sólido, atuando como um fluxo de
detritos em série, em movimento descendente como uma espécie de "pequeno cânion"(e.g., Reid
et al., 1993). Outros autores afirmam que os diques em escada não são verticais e divergem do
centro da intrusão (e.g., Glazner et al., 2012; Hodge et al., 2012).
A partir das observações dos diques em escada no PMG surgiram outras interpretações
para a formação destas estruturas. As terminações dos diques em escada apontam uma estrutura
mais linear, similar a uma faixa alongada horizontalizada de baixo caimento, o que vai de
oposição às interpretações que assumem a estrutura como tabular vertical. Assim, pode-se
tentativamente pensar nos diques em escada como um conduto turbilhonar formado na câmara
magmática em estágios finais de cristalização do plúton. Este fato é corroborado pela presença
significativa de megacristais de K-feldspato acumulados nas bandas félsicas e de cristais com
dimensões de até 1 cm de hornblenda nas bandas máficas.
4.QUÍMICA
MINERAL
55
4 QUÍMICA MINERAL
Como ferramenta para melhor entender os aspectos texturais envolvidos na origem e
evolução dos megacristais de feldspato potássico, lançou-se mão de dados de química mineral
semi-quantitativa e quantitativa para elementos maiores e traços via espectroscopia por dispersão
de energia (EDS) e de ondas (WDS) e análises de alguns traços via ablação a laser (LA-ICP-MS).
As análises foram obtidas em megacristais de feldspatos potássicos e alguns plagioclásios da
fácies porfirítica do plúton Barcelona. Alguns resultados preliminares para plagioclásios do
plúton Monte das Gameleiras são também apresentados.
4.1 Elementos maiores e menores
Foram obtidas análises químicas semi-quantitativas (EDS) para três megacristais de
K-feldspato, bem como de cristais da matriz, provenientes de diferentes amostras do Plúton
Barcelona. Análises quantitativas (WDS) obtidas por Cavalcante et al. (2014) foram adicionadas
ao banco de dados e interpretadas em conjunto. Os resultados são apresentados nas Tabelas 1 e 2.
Tabela 1 – Análises químicas EDS nos megacristais de K-feldspato da fácies porfirítica do Plúton Barce-
lona.
Amostra RC-62 SN-4A2 SN-3.2
Cristal Megacristal 1 Megacristal 2 Megacristal 3
Análise 1-b 2-i 3-i 7-n 1-b 2-i 3-n 2-b 2.2-b 3-n/i 4-n
SiO2 (% peso) 63,79 64,46 64,01 64,2 64,35 64,83 65,03 64,38 64,23 65,02 63,67
Al2O3 18,76 18,38 18,54 18,71 18,67 18,65 18,76 18,46 18,51 18,85 19,32
CaO 0,46 0,11 0,11 0,21 0,05 0,07 0,07 0,09 0,1 0,12 0,31
BaO 1,23 0,8 0,73 0,95 0,86 0,26 0,34 0,63 0,43 0,35 1,04
Na2O 1,07 0,7 0,54 0,86 0,91 1,02 1,15 0,85 0,76 0,86 0,86
K2O 14,68 15,56 16,06 15,08 15,17 15,18 14,64 15,59 15,97 14,8 14,8
Total 99,99 100,01 99,99 100,01 100,01 100,01 99,99 100 100 100 100
Si (cpfu) 11,86 11,961 11,911 11,908 11,927 11,959 11,96 11,94 11,92 11,96 11,81
Al 4,11 4,02 4,06 4,09 4,07 4,05 4,06 4,03 4,05 4,08 4,22
Ca 0,09 0,02 0,02 0,04 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,06
Ba 0,09 0,05 0,05 0,06 0,06 0,01 0,02 0,04 0,03 0,02 0,07
Na 0,38 0,25 0,19 0,30 0,32 0,36 0,4 0,30 0,274 0,30 0,30
K 3,48 3,68 3,81 3,56 3,58 3,57 3,43 3,68 3,78 3,47 3,50
∑Cátions 20,01 19,99 20,05 19,98 19,99 19,98 19,92 20,03 20,07 19,88 19,98
Ab (% mol.) 10 6 5 8 8 9 11 8 7 8 8
An 2 1 1 1 0 0 0 0 0 1 2
Or 88 93 95 91 91 90 89 92 93 91 90
Localização das análises: b = borda; i = zona intermediária; n = núcleo dos megacristais. cpfu: cátions por
fórmula unitária; Ab: albita; An: anortita; Or: ortoclásio.
As composições dos K-feldspatos do Plúton Barcelona são relativamente homogêneas,
variando entre Or88Ab11An1 e Or94Ab6An<1 (% mol.; Tabela 1). Os teores de BaO variam
entre 0,26 e 1,23% em peso (Ba: 0,02–0,09 cpfu). Verifica-se uma variação composicional entre
os megacristais e destes com os cristais da matriz, em especial quanto aos teores de Na e Ba
Capítulo 4. Química Mineral 56
Tabela 2 – Análises químicas EDS e WDS realizadas em megacristais e cristais de K-feldspato da matriz
de granitos porfiríticos do Plúton Barcelona.
Amostra RC-10 SN-3.2
K-feldspato Megacristais Matriz
Cristal_ID P-188 P-190 P-192 P-189 P-185 P-170 KF-1 mtz KF-2 mtz KF-3 mtz
Análise 1-n 2-n 3-n 4-b 5-b 6-n 7-n 8-n 9-n 10-n
SiO2 (% peso) 63,83 63,87 64,37 64,34 64,89 64,35 64,35 64,71 65,7 64,41
Al2O3 18,18 18,63 18,46 18,47 18,48 18,63 18,63 18,36 19,05 18,58
CaO 0 0 0 0,02 0 0,02 0,02 0,09 0,17 0,17
BaO 0,42 0,8 0,72 0,46 0,42 0,73 0,73 0,34 0,45 0,49
Na2O 0,73 0,83 0,69 0,8 0,87 0,77 0,77 0,98 1,37 0,83
K2O 16,06 16 16,08 15,89 16,13 16,01 16,01 15,52 13,25 15,52
Total 99,22 100,13 100,32 99,98 100,79 100,51 100,51 100 99,99 100
Si (cpfu) 11,95 11,88 11,93 11,93 11,95 11,91 11,91 11,97 11,99 11,93
Al 4,01 4,08 4,03 4,03 4,01 4,06 4,06 4,00 4,10 4,05
Ca 0 0 0 0,004 0 0,004 0,004 0,01 0,03 0,03
Ba 0,03 0,05 0,05 0,03 0,03 0,05 0,05 0,02 0,03 0,03
Na 0,26 0,29 0,24 0,28 0,31 0,27 0,27 0,35 0,48 0,29
K 3,83 3,79 3,80 3,76 3,79 3,78 3,78 3,66 3,08 3,66
∑Cátions 20,09 20,12 20,07 20,06 20,09 20,08 20,08 20,03 19,73 20,02
Ab (% mol.) 6 7 6 7 8 7 7 9 13 7
An 0 0 0 0 0 0 0 0 1 1
Or 94 93 94 93 92 93 93 91 86 92
Localização das análises: b = borda; i = zona intermediária; n = núcleo dos megacristais. cpfu = cátion
por fórmula unitária. Ab = albita; An = anortita; Or = ortoclásio. Análises WDS (Cavalcante et al., 2014):
1 a 7.
(Tabela 2). Dentre os megacristais, a diminuição em suas dimensões máximas (e.g., de 6,0–8,0
cm a 2,0 cm) é acompanhada pelo aumento aparente nos teores médios de Na2O (0,79 ± 0,23 a
0,85 ± 0,12%) e diminuição de BaO (0,93 ± 0,22 a 0,59 ± 0,23%; Tabela 1). Por sua vez, os
cristais de feldspato potássico da matriz possuem teores médios maiores de Na2O (1,06 ± 0,28
% em peso) e menores de BaO (0,43 ± 0,08 %) quando comparados aos megacristais (Tabela 2).
Variações composicionais núcleo-borda para um mesmo megacristal são também identi-
ficadas para Na e Ba (Figura 4.1). Em linhas gerais, há uma diminuição inicial nos teores desses
elementos do núcleo em direção às regiões mais externas dos megacristais (intermediárias),
seguida por um aumento abrupto junto às suas bordas. Os megacristais das amostras SN-4A
e RC-10 mostram um comportamento ligeiramente distinto, com diminuição de sódio no pri-
meiro caso, e bário no segundo junto às bordas cristalinas. A diminuição nos teores de BaO é
acompanhado pelo aumento da quantidade de inclusões (Figura 4.1).
Análises químicas complementares foram também realizadas em cristais de plagioclásio
inclusos nos megacristais de feldspato potássico e dispersos na matriz dos granitos porfiríticos do
Plúton Barcelona. Os resultados mostram composições relativamente homogêneas, variando entre
oligoclásio (An21Ab78Or1) a andesina (An32Ab67Or2). O teor médio de anortita é semelhante
entre cristais inclusos (An25) e dispersos na matriz (An24). A composição mais cálcica analisada
corresponde a um cristal incluso em megacristal da amostra SN-4A. Esta inclusão está em uma
Capítulo 4. Química Mineral 57
Figura 4.1 – Diagrama de química mineral apresentando variações de BaO e Na2O para megacristais de
K-feldspato e para os cristais de K-feldspato da matriz do PGB.
posição mais periférica em relação ao megacristal, possuindo composição semelhante aos grãos
da matriz, de forma similar ao verificado por Cavalcante et al. (2014).
4.2 Elementos traços
As concentrações dos elementos traços Ba, Rb, Sr, Pb e Cs nos feldspatos dos plútons
Barcelona e Monte das Gameleiras foram quantificadas por ablação a laser (Laser Ablation –
LA-ICP-MS). Foram analisados um cristal de K-feldspato e quatro de plagioclásio do Plúton
Barcelona (amostra SN-3.2), bem como quatro cristais de plagioclásio do Plúton Monte das
Gameleiras (amostra DFA-4). Análises obtidas em K-feldspato para este plúton não se mostraram
satisfatórias e não serão apresentadas. Os elementos traços foram analisados com objetivo de se
observar a variação composicional em travessas núcleo-borda e observar possíveis competição
química e substituições, durante os estágios iniciais do crescimento, entre o potássio e os
elementos traços quantificados. Os resultados são apresentados nas Tabelas 3 e 4.
Tabela 3 – Análises químicas de elementos traços realizadas em amostras de K-feldspato e plagioclásio
da fácies porfirítica do Plúton Barcelona.
Plúton Granítico Barcelona
Cristal K-Feldspato Plagioclásio (I) Plagioclásio (II) Plagioclásio (III)
Análise (b) (i) (n) (b) (i) (n) (b) (n) (b) (b) (n) (b)
Na (ppm) 6689,19 6795,07 7852,16 65859,91 69796,52 65612,78 66165,56 65830,74 64107,40 65927,85 66113,89 67114,09
K 117884,33 123787,55 113523,3 1878,43 2677,89 2237,28 1870,86 2483,47 1524,62 1672,8 1307,28 1743,93
Rb 329,23 261,47 287,10 0,34 0,39 0,20 0,20 1,34 0,11 0,19 0,09 0,12
Sr 281,31 420,19 273,45 598,35 563,52 640,53 557,6 573,32 580,33 610,19 660,09 634,99
Cs 1,766 1,523 1,704 <ld 0,04 <ld <ld <ld <ld <ld <ld <ld
Ba 2871,79 4406,40 3200,31 35,42 53,08 46,38 28,59 42,35 29,11 31,32 29,14 34,72
Pb 58,76 87,21 59,12 30,49 30,55 29,42 26,82 27,85 27,37 28,3 30,5 29,48
Localização das análises: b = borda, n = núcleo cristalino, i = zona intermediária. cpfu = cátion por
fórmula unitária. Análises WDS (Cavalcante et al., 2014): 1 a 7.
Capítulo 4. Química Mineral 58
Tabela 4 – Análises químicas de elementos traços realizadas em amostras de plagioclásio da fácies
porfirítica do Plúton Monte das Gameleiras.
Plúton Monte das Gameleiras
Cristal ID Plagioclásio (I) Plagioclásio (II) Plagioclásio (III) Plagioclásio (IV)
Análise (b) (i) (n) (b) (i) (n) (b) (n) (b) (n)
Na (ppm) 72465,95 67460,62 66819,24 67781,24 69420,80 72542,98 67460,44 64565,02 68273,89 72706,95
K 2107,16 1603,43 2027,24 2143,22 1885,37 1851,87 909,58 1469,75 2510,61 2241,95
Rb 0,11 0,13 0,13 0,16 0,16 <ld 0,10 0,73 0,29 0,12
Sr 813,27 845,06 755,79 821,35 745,32 833,66 906,70 814,19 780,00 844,94
Cs <ld <ld <ld <ld <ld <ld <ld 0,03 <ld <ld
Ba 86,28 68,82 66,43 87,46 66,78 76,48 49,03 61,07 92,06 96,86
Pb 27,77 27,40 25,95 25,69 22,69 27,25 25,68 22,87 24,21 23,83
Localização das análises: b = borda, n = núcleo cristalino, i= zona intermediária, ppm = parte por milhão,
<Id = abaixo do limite de detecção.
Os teores dos elementos traços no feldspato potássico do Plúton Barcelona são variáveis,
com Ba entre 2871,8 e 4406,4 ppm, Rb entre 261,5 e 329,2 ppm, Sr entre 273,4 e 420,2 ppm,
Pb entre 58,8 e 87,2 ppm e Cs entre 1,5 e 1,7 ppm. Verifica-se uma variação composicional
núcleo-borda marcada pelo comportamento inverso entre Rb e Sr, onde do núcleo para a borda o
Sr diminui na região intermediária e volta a aumentar na borda, enquanto o Rb aumenta na região
intermediária e volta a diminuir na borda do cristal (Figura 4.2). O Cs tem comportamento similar
ao Sr, enquanto o Pb possui comportamento similar ao K, Ba e Rb. Os cristais de plagioclásio do
Plúton Barcelona apresentam teores de Ba variando entre 28,6 e 53,1 ppm e Sr entre 552,7 e 660,1
ppm. A diminuição de Ba e Sr no feldspato potássico pode ser explicado por competição com o
plagioclásio e outras fases que influenciam na partição destes elementos quando se cristalizam
concomitantemente. Como resposta o Rb tem seus teores aumentados no feldspato potássico, já
que não entra com facilidade na estrutura do plagioclásio. Os cristais de plagioclásio analisados
no Plúton Monte das Gameleiras apresentam Ba variando entre 49 e 96,9 ppm e Sr entre 745,3
e 906,7 ppm. Ressalta-se que o Ba nos cristais de plagioclásio de ambos plútons apresentam
comportamento similar: há um incremento em seus teores e paralelamente ao aumento de Na e
diminuição de K, do núcleo para as bordas cristalinas.
Capítulo 4. Química Mineral 59
Figura 4.2 – Diagrama de química de elementos traços apresentando variações de Ba, Rb e Sr para os
feldspatos do PGB e PMG. b = borda, i = zona intermediária, n = núcleo.
5.ANÁLISE
TEXTURAL
61
5 ANÁLISE TEXTURAL
A análise textural realizada no PGB e no PMG é baseada tanto em técnicas clássicas da
petrologia, de cunho mais qualitativo, como em técnicas de quantificação textural traduzidas na
ferramenta de distribuição do tamanho dos cristais (DTC).
A análise textural qualitativa se baseia principalmente na caracterização petrográfica e no
estudo das inclusões contidas nos megacristais de feldspato potássico de ambos os plútons. Algu-
mas interpretações texturais estão embasadas ainda pelos dados de química mineral apresentados
no Capítulo 4, o que permite descrever a possível origem e evolução dos megacristais.
A análise textural quantitativa é parte importante no estudo da gênese dos megacristais
de feldspato potássico, bem como do contexto evolutivo do magma. Durante muito tempo a
caracterização textural se restringiu à observação qualitativa da trama textural (fabric), ou seja, a
relação entre cristais e o seu tamanho médio (Higgins, 2000b). Aspectos texturais dos minerais
em rochas plutônicas (e.g., dimensões de eixos cristalinos, área da seção do cristal, número
de cristais por área de rocha) em muitos casos podem ser quantificados. A análise textural
neste contexto é uma ferramenta que pode auxiliar na caracterização petrológica das unidades
plutônicas descritas, comparando características dos megacristais com os cristais de um mesmo
mineral da matriz. Desta forma, a ferramenta pode fornecer informações pertinentes como
mecanismos de cristalização e condições físicas do magma progenitor dos granitos porfiríticos
dos plútons graníticos Barcelona e Monte das Gameleiras.
5.1 Distribuição do Tamanho dos Cristais (DTC)
A técnica do estudo da distribuição do tamanho dos cristais (DTC) vem sendo ampla-
mente empregada nas últimas décadas na análise textural quantitativa em granitoides com textura
porfirítica. Alguns autores (e.g., Higgins, 1999; Higgins, 2000a; Johnson et al., 2006) utilizam
a técnica como meio de caracterização de mecanismos envolvidos em estágios magmáticos
responsáveis por evidenciar alguns aspectos texturais em rochas porfiríticas. A partir dos dados
de DTC é possível ainda identificar indícios de ciclos térmicos, taxa de resfriamento, mecanismo
de acumulação, fracionamento, fluxo magmático etc.
O início do uso da técnica como conhecemos atualmente foi estabelecido com o de-
senvolvimento da base teórica em trabalhos como os de Marsh (1988) e Cashman & Marsh
(1988), que descrevem a composição do diagrama DTC em dois eixos cartesianos, onde se tem o
logaritmo natural da densidade de população dos cristais versus o seu comprimento. É a partir
deste gráfico que se extraem as interpretações dos mecanismos magmáticos. Os procedimentos
de aquisição e manipulação matemática envolvida na técnica são descritos por Higgins (2000b).
A utilização do DTC pode gerar questionamentos na comunidade científica devido a
aquisição do dado se dar em 2D (i.e., afloramentos, seções delgadas e fatias de rocha). Porém
o tratamento do dado envolve uma fase em que, a partir do modelo cristalográfico, o dado é
Capítulo 5. Análise Textural 62
corrigido e se lança mão de um dado 2D para gerar um modelo 3D (Higgins, 2000b). Desta forma
é possível fazer interpretações quanto aos mecanismos envolvidos no desenvolvimento do plúton,
dificilmente visualizados em 3D, analisando seções delgadas ou fatias de rocha independentes.
Os megacristais de K-feldspato em ambos os plútons possuem dimensões da ordem de
100 mm. Alguns autores (e.g., Swanson, 1977; Fenn, 1977; Paterson et al., 2005) interpretam
essa característica como resultado de geração em condições de supersaturação e baixa nucleação,
onde no processo de cristalização o K-feldspato cresce até alcançar dimensões incomuns em
relação a matriz da rocha.
Para entender o desenvolvimento desta fase mineral no PGB e PMG, foram elaborados
diagramas DTC ao longo de toda extensão dos plútons, para entender os mecanismos intrínsecos
às texturas observadas em campo e em laboratório. Desta forma se levantou a análise de duas
populações de feldspato potássico, sendo a principal formada de megacristais e a secundária
formada pelos cristais da matriz.
Para medição dos megacristais em campo procurou-se evitar regiões com acumulações
mecânicas muito evidentes, regiões com pequenos enclaves máficos e interações com outras
fácies, devido a possível não representatividade das fácies porfiríticas dos plútons estudados.
Isso pelo fato de que o resultado nos diagramas poderia não ser fiel à realidade. Também foram
realizadas medidas em alguns afloramentos nas regiões de borda dos plútons, porém sempre
tomando nota das feições tectônicas que eventualmente marcam anomalias no resultado e conse-
quentemente na interpretação. Procurou-se, destarte, escolher pontos de maior representatividade
da fácies porfirítica.
Marsh (1988) adaptou trabalhos clássicos de ciência de materiais para sistemas ígneos
e sugeriu que em fluxo contínuo, a cristalização em estado estacionário em um sistema aberto
de subarrefecimento linear gera funções retas em um gráfico de Ln (densidade de população)
versus comprimento do cristal. Ao analisar tal experimento para sistemas fechados, Marsh (1988)
mostrou que em estágio de cristalinidade avançada a densidade de população de cristais da
matriz é menor do que a prevista pelo modelo simples, devido a uma diminuição na quantidade
de líquido remanescente, no qual ocorre nucleação.
A cristalização fracionada e a acumulação gravitacional também podem ser destacadas
nos diagramas Ln (densidade de população) versus tamanho dos cristais (diagramas DTC; Marsh,
1988), tal como observado na Figura 5.1. Desta forma teremos o lado direito do diagrama
descrevendo uma deflexão, onde uma situação de fracionamento de cristais descreveria uma
concavidade para baixo, e uma situação de acumulação de cristais uma concavidade para cima
(Higgins, 1999; Figura 5.1). Outros aspectos como a variação da densidade de nucleação e
padrões de engrossamento (ou maturação) textural (textural coarsening) podem ser destacados.
No PGB e no PMG é possível apontar fortes indícios de que o sistema tenha se desenvol-
vido em aberto, incluindo feições de mistura de magmas gerando ciclos térmicos e introdução de
Capítulo 5. Análise Textural 63
material no sistema. Ainda assim, é razoável se pensar que em algum momento esses corpos
tenham se desenvolvido em um sistema fechado, onde pode ocorrer reciclagem de material. No
entanto, os diagramas DTC obtidos para os plútons (Figura 5.2) reforçam a interpretação de
sistema aberto.
Figura 5.1 – Esquema de distribuição do tamanho dos cristais (Higgins, 1999). A) Uma distribuição em
linha reta pode ser produzida por fluxo contínuo em estabilidade. B) Acumulação de cristais
sob influência da gravidade favorecem a concentração de cristais maiores, assim há uma
deflexão para cima, fracionamento favorece a retirada de material mais evoluído e favorecem
a diminuição de feldspato potássico, assim há uma deflexão para baixo. C) Engrossamento
textural segundo a teoria LSW (Lifshitz-Slyozov-Wagner, 1961). D) Engrossamento textural
segundo a teoria CN (Communicating Neighbour; Dehoff, 1991).
O diagrama DTC para os megacristais de K-feldspato do PGB descreve uma situação
mais próxima a um contexto de acumulação gravitacional quando se analisa o resultado global
para o plúton (Figura 5.2A). Tal característica é marcada texturalmente por feições cumuláticas
observadas em campo. Já o PMG descreve uma situação mais próxima a um contexto de
fracionamento mineral quando se analisa o resultado global (Figura 5.2B). Isso não quer dizer
que este plúton (PMG) não possua feições cumuláticas, mas que as mesmas foram menos
frequentemente observadas em campo. Estas duas características diferenciam os dois plútons
em termos de assinatura textural, as quais encontram-se impressas no diagrama DTC. Vale
salientar que tanto o PGB quanto o PMG estão relacionados em um contexto tectônico onde
Capítulo 5. Análise Textural 64
a colocação dos mesmos é controlada estruturalmente por zonas de cisalhamento. No entanto
o PMG apresenta um contexto deformacional mais complexo e isso pode influenciar o dado
observado.
Com base nos resultados dos diagramas DTC (Figura 5.2) é possível ainda observar uma
feição particular: a composição em três segmentos médios considerando funções distintas. O
primeiro segmento é descrito como uma função negativa correspondente a pequenos cristais da
matriz. O segundo segmento é descrito como uma função positiva correspondente a perda ou
desestabilização de cristais menores. O terceiro segmento é descrito como uma função negativa
correspondente aos megacristais (Figura 5.3).
Figura 5.2 – Gráfico DTC para os plútons Monte das Gameleiras (em vermelho) e Barcelona (em azul)
demonstrando a composição global com a plotagem de todas as análises.
Capítulo 5. Análise Textural 65
A mudança na natureza da função (i.e., de negativa para positiva) evidencia origem
tardi- a pós-magmática (i.e., subsolidus) do feldspato potássico a partir do engrossamento
textural, definido pelo mecanismo da maturação de Ostwald (Ostwald Ripening), a partir do
desequilíbrio termodinâmico nos grãos da matriz (Voorhees, 1992), gerando uma espécie de
“autofagia mineral”, onde os grãos menores mais instáveis são digeridos no processo. Pinheiro &
Vilalva (2018) apontam a inclusão de fases minerais como plagioclásio (i.e., fases precoces no
processo de cristalização) como evidência de crescimento cristalino de feldspato potássico em
fases de engrossamento.
Figura 5.3 – Ilustração representativa do gráfico DTC, Ln densidade de população versus Tamanho dos
cristais, destacando a formação de três segmentos. O segmento I representa os cristais da
matriz; o segmento II representa o padrão de engrossamento textural; e o segmento III
representa os megacristais.
Para melhor ilustrar interpretações anteriores, foram selecionadas algumas amostras do
PMG (Figura 5.4) e do PGB (Figura 5.5) cujos resultados da análise DTC são mais representati-
vos.
Considerando o mecanismo de engrossamento textural (ou maturação de Ostwald), os
megacristais de K-feldspato se desenvolvem teoricamente sem nova nucleação. Desta forma, tal
mecanismo pode ser relacionado a um sistema com baixa nucleação. O sistema de fato pode ser
descrito como supersaturado, já que fornece material para cristalização de grande volume de
cristais. Contudo, não existem dados suficientes no diagrama DTC que permitam elucidar se o
sistema é de baixa nucleação. De fato, se o mecanismo de maturação de Ostwald funciona para
Capítulo 5. Análise Textural 66
Figura 5.4 – Gráficos DTC para o Plúton Monte das Gameleiras, demonstrando padrões de fracionamento
e engrossamento textural.
os exemplos estudados, o sistema não necessariamente possui baixa nucleação, visto que para
haver o consumo de cristais menores (i.e., da matriz dos granitos porfiríticos) é necessário que
estes tenham se nucleado antes de se desestabilizarem e serem incorporados a cristais maiores.
O mecanismo de engrossamento textural nos plútons descritos pode ser colocado ainda
como um indício de uma evolução em sistema aberto. De fato, a adição de magma novo na
câmara magmática além de disponibilizar material para desenvolvimento de novos cristais,
pode ocasionar ainda ciclos térmicos, o que favoreceria a desestabilização de cristais menores
Capítulo 5. Análise Textural 67
Figura 5.5 – Gráficos DTC para o Plúton Granítico Barcelona, demonstrando padrões de acumulação e
engrossamento textural.
já formados. A mudança de temperatura do sistema pode ocorrer em resposta aos sucessivos
eventos, onde esse processo pode se repetir.
Tanto nas rochas do PGB quanto do PMG são extremamente comuns a ocorrência de
texturas cumuláticas, demonstrando uma quantidade significativa de megacristais de feldspato
potássico por unidade de área. Higgins (1999) afirma que regiões onde se concentram texturas
cumuláticas são áreas onde há adição de material; o que não significa estritamente que sejam
regiões com maior grau de engrossamento textural.
O modelamento do engrossamento textural no diagrama DTC é governado por duas
equações que geram a função observada no gráfico. Desta forma, a interpretação do resultado
obtido com a ferramenta é feita com base nos estudos realizados para a construção dessas
equações. A primeira equação, denominada de equação LSW (Lifshitz-Slyozov-Wagner; Lifshitz
Capítulo 5. Análise Textural 68
& Slyozov, 1961), se baseia em uma situação onde se tem todos os cristais em comunicação
e a difusão não é um fator limitante ao desenvolvimento do mecanismo de engrossamento. A
segunda equação, denominada de equação CN (Communicating Neighbour; Dehoff, 1991),
assume a troca química entre cristais próximos, onde o crescimento dos mesmos é limitado pela
taxa de difusão.
Dentre as teorias que geraram os modelos supracitados, a que melhor descreve a natureza
real do mecanismo de engrossamento textural é a equação CN. Sabendo que a taxa de difusão
influencia o tamanho e a forma dos cristais, bem como a razão entre os eixos cristalográficos de
maior e menor dimensão, se torna imprudente desconsiderar este parâmetro na construção de uma
análise textural quantitativa. Na composição da função que controla este processo teremos uma
menor deficiência em cristais menores, descrevendo uma remoção menos eficiente de cristais da
matriz nesse sistema, e a taxa de crescimento de cristais maiores será favorecida (Higgins, 1998).
Neste contexto, a utilização da equação CN nos dará um resultado de maior representatividade
e, portanto, o efeito demonstrado no gráfico torna-se mais próximo ao modelo gerado por esta
equação.
ORIGEM E
6.
EVOLUÇÃO DOS
MEGACRISTAIS
70
6 ORIGEM E EVOLUÇÃO DOS MEGACRISTAIS
Apresenta-se a seguir uma interpretação para os processos envolvidos na gênese e no
desenvolvimento dos megacristais de feldspato potássico nos granitos porfiríticos dos plútons
Barcelona (PGB) e Monte das Gameleiras (PMG), tendo como base os dados petrográficos,
químicos e texturais apresentados nos capítulos anteriores.
O estudo das inclusões nos megacristais de ambos os plútons revelam um padrão con-
cêntrico, seguindo as faces cristalinas dos megacristais. Este padrão sugere o englobamento
destes cristais à medida que o desenvolvimento do crescimento cristalino do feldspato potássico
ocorreu. A subsequente caracterização mineralógica destas inclusões aponta o predomínio de
plagioclásio como a principal fase mineral inclusa nos megacristais. Vernon (2004) destaca
o padrão concêntrico das inclusões, paralelo às faces cristalinas de megacristais idiomórficos
como uma feição típica de cristalização magmática (Figura 3.5 e Figura 3.9). Neste contexto é
possível apontar que linhas concêntricas internas marcam os limites prévios do megacristal de
K-feldspato durante o processo de crescimento cristalino (Figura 6.1; Moore & Sisson, 2008).
Figura 6.1 – Megacristais euédricos zonados do PMG, com inclusões de minerais marcando as linhas
concêntricas.
Estudos de química mineral no PGB (Cavalcante et al., 2014; Pinheiro & Vilalva, 2018)
apontam composições semelhantes entre os cristais de plagioclásio da matriz e os cristais
inclusos nos K-feldspatos. Tais cristais inclusos apresentam texturas típicas do processo de
Capítulo 6. Origem e Evolução dos Megacristais 71
sintaxia, evidenciando a instabilidade do plagioclásio frente a presença de feldspato potássico
no sistema. A caracterização do processo é descrito pela inversão da geminação nos cristais
de plagioclásio, e formação de bordas mais sódicas. Essa feição é um dos indícios de que o
plagioclásio inicia seu processo de cristalização no líquido, em estágios anteriores ao processo
de inclusão nos megacristais de K-feldspato. Hibbard (1965) e Vernon (1986) afirmam que o
padrão idiomórfico dos cristais de plagioclásio inclusos é indicativo de cristalização no líquido
antes da incorporação destes pelo megacristal de K-feldspato. Ainda neste contexto, é possível
destacar a diferença de dimensões entre os cristais inclusos e os cristais presentes na matriz, onde
os primeiros são comparativamente menores em relação aos últimos. Esse aspecto se dá devido
a interrupção do crescimento cristalino após o processo de inclusão. Desta forma é possível
apontar a nucleação do feldspato potássico já na presença de plagioclásio no sistema.
Cristais de quartzo correspondem ao segundo tipo de inclusão mais abundante nos mega-
cristais de K-feldspato de ambos os plútons. Uma possível explicação para o desenvolvimento
do quartzo como uma fase inclusa seria a desestabilização metassomática do próprio felds-
pato potássico. Porém, nestas condições o feldspato potássico se desestabilizaria para formar
quartzo e plagioclásio em uma situação onde estes estariam em contato. Todavia, os cristais de
quartzo incluso raramente apresentam contato com os cristais de plagioclásio, sendo geralmente
caracterizados como xenomórficos, possuindo formas ameboidais e arredondadas.
Os cristais de quartzo xenomórficos inclusos podem ter sua gênese elucidada por três
hipóteses (cf. Porto Júnior, 2002): (1) fusão parcial, gerando cristais residuais menores; (2)
englobamento de cristais primários durante o processo de crescimento cristalino do feldspato
potássico (suprasolidus); ou (3) produto de co-precipitação de quartzo e feldspato potássico.
Desta forma, para os plútons estudados foi interpretado a ocorrência de duas dessas hipóteses:
co-precipitação de quartzo e feldspato potássico para aqueles cristais localizados em regiões mais
centrais do megacristal; e englobamento durante o crescimento cristalino para aqueles cristais
localizados em regiões mais periféricas. A hipótese de co-precipitação de quartzo e feldspato
potássico é reafirmada pela forma irregular dos cristais de quartzo, apontando competição
química entre estes em nucleação e crescimento simultâneo (Vernon & Paterson, 2008).
Além da zonação evidenciada pela petrografia, onde as inclusões marcam as linhas de
contorno, é possível descrever um zonamento composicional envolvendo Na, Ba, Rb, Sr, Pb
e Cs nos megacristais de feldspato potássico. Assim, verificou-se uma concentração variável
do centro para a borda dos megacristais, apresentando uma diminuição de Ba do núcleo para a
região intermediária, e o aumento da região intermediária para as bordas. Em alguns cristais a
concentração de BaO diminui e não volta a aumentar. Estes cristais são caracterizados pela baixa
densidade de inclusões. Sabendo que as características de zonação aparentemente acompanham
a densidade de inclusões de plagioclásio + quartzo, isto é, onde há maior densidade de inclusões
os teores de BaO diminuem, é possível evidenciar uma relação de competição química entre
plagioclásio + quartzo e feldspato potássico.
Capítulo 6. Origem e Evolução dos Megacristais 72
A análise de elementos traços em feldspatos dos plútons apontam uma zonação bem
evidente para Ba, Sr, Rb e Pb no feldspato potássico, e Ba e Sr quando se analisa o plagioclásio. É
importante salientar que nos feldspatos potássicos do PGB, a região mais abundante em inclusões
de plagioclásio corresponde àquela onde se verifica menores teores de Ba e Sr e maiores de
Rb. Desta forma é possível apontar competição em cristalização concomitante de plagioclásio e
feldspato potássico. Outra característica importante observada na análise de elementos traços
é o alto teor de Ba medido no feldspato potássico no PGB, chegando a 4406,4 ppm. Deering
& Bachmann (2010) empregam os teores de Ba em feldspato potássico como indicadores de
acumulação em magmas cálcio-alcalinos de alto K. Os autores apontam que, neste caso, o resíduo
de acumulação é levado a concentrações extremamente altas em relação à composição inicial (da
ordem de 4500 ppm) e baixas concentrações no líquido extraído (da ordem de 50 ppm). Cox et
al. (1996) ressalta que episódios de recarga de magmas máficos pode gerar suprimento adicional
de bário.
Em trabalho realizado em granitoides porfiríticos da região de Dixon-Penasco, Novo
México (EUA), Long & Luth (1986) demonstraram que variações nos teores de Ba e, consequen-
temente, a partição deste elemento em megacristais de feldspato potássico são influenciadas pela
cristalização de fases como plagioclásio e quartzo. Destarte, quando o feldspato potássico se
cristaliza no magma na ausência de outras fases que influenciem sua partição, o Ba é incorporado
preferencialmente neste mineral, provocando uma zonação normal (i.e., diminuição no teor
do núcleo para a borda). Tal situação é descrita em cristais de baixa densidade de inclusões.
Porém, quando há a cristalização de outras fases minerais que influenciam a partição de Ba nos
megacristais de K-feldspato, este tende a se concentrar nos líquidos residuais, ocasionando desta
forma um zonação inversa.
Cox et al. (1996) definiram, com uso de catodoluminescência, zonas concêntricas em
megacristais de feldspato potássico do granito Shap (Inglaterra). Os autores supracitados reconhe-
ceram uma nucleação, de composição oscilatória baseada no número atômico (Z) dos elementos
presentes, Assim, apresentaria uma zona intermediária, com afinidade química relacionada a um
menor Z e com maior densidade de inclusões, e uma zona externa de maior Z. Esse aspecto de
zonação concêntrica deve refletir à substituição de K por elementos menores ou traços (e.g., Ba,
Rb, Sr, Cs e Pb) durante os estágios iniciais de crescimento mineral. Assim, é interpretado para
os plútons estudados que o padrão de zonação composicional nos megacristais de K-feldspato é
resultado da cristalização concomitante com plagioclásio, o qual é englobado durante a fase de
crescimento relacionado ao desenvolvimento do processo de cristalização.
Com base nas discussões desenvolvidas neste tópico, bem como dos dados obtidos na
análise textural, é possível descrever a gênese e evolução dos megacristais de feldspato potássico
no PGB e PMG de forma sequencial tal como segue (Figura 6.2):
(a) Em fases de cristalização mais precoces, destaca-se a nucleação e crescimento do plagio-
Capítulo 6. Origem e Evolução dos Megacristais 73
clásio anteriormente ao início da nucleação do K-feldspato.
(b) Na fase posterior, há o processo de nucleação de K-feldspato e início do processo de
engrossamento textural.
(c) Na sequência, há o processo de crescimento cristalino do feldspato potássico influenciado
pelo mecanismo de engrossamento textural, corroborado pelos dados demonstrados nos
diagramas DTC;
(d) Posterior co-precipitação de quartzo;
(e) O processo de crescimento cristalino do feldspato potássico engloba os cristais menores
de plagioclásio e nas fases mais tardias os cristais de quartzo;
(f) O final do processo de cristalização é marcado por desestabilização das bordas cristalinas
do feldspato potássico e formação de texturas relacionadas ao ponto eutético (e.g., textura
granofírica e mirmequítica).
Os megacristais de feldspato potássico, ainda em uma etapa onde é possível a movimen-
tação do magma, passam por processos de acumulação e fracionamento. A movimentação dos
megacristais no líquido depende diretamente da fração de sólidos e da viscosidade do líquido.
Capítulo 6. Origem e Evolução dos Megacristais 74
Figura 6.2 – Esquema de origem e evolução dos megacristais de K-feldspato da fácies porfirítica dos
plutons Barcelona e Monte das Gameleiras.
6.1 Condições de Viscosidade
Os megacristais de feldspato potássico em plútons granitóides foram interpretados por
muito tempo como uma fase mineral prógona no modelo de cristalização. Porém experimentos
clássicos de cristalização e fusão parcial (e.g., Bowen, 1928; Piwinskii, 1968; Piwinskii &
Wyllie, 1968; Whitney, 1975; Clemens & Wall, 1981) demonstram que o feldspato potássico
é uma das últimas fases minerais a iniciar a nucleação, quando o magma tem baixa fração
de líquido. Destarte sua capacidade de fluir seria nula. Dados de campo do Plúton Granítico
Barcelona (PGB) e do Plúton Monte das Gameleiras (PMG) demonstram estruturas ligadas ao
Capítulo 6. Origem e Evolução dos Megacristais 75
fluxo magmático envolvendo os megacristais, tais como texturas de entelhamento, foliação como
um produto magmático sensu-stricto, cumulatos, mistura de magmas, etc. Tal característica
reforça a afirmativa que o desenvolvimento dos megacristais de K-feldspato ocorreu enquanto o
magma tinha a capacidade de fluir, o que é um tipo de feição relativamente comum nos granitos
porfiríticos do Domínio São José do Campestre.
Partindo do princípio que a fácies textural granito porfirítico nos plútons PMG e PGB
são dominantes nestes corpos, Johnson et al. (2006) sugerem que esse tipo de textura em
granitos é resultado de refusão de cristais instáveis, apontando uma prolongada história de
cristalização com maturação textural. Os resultados da distribuição do tamanho dos cristais
(DTC) revelaram padrões de acumulação, fracionamento e engrossamento textural (maturação
de Ostwald), causado por ciclos térmicos na câmara magmática (cf. item anterior e Capítulo 5).
Desta forma, durante o aumento de temperatura, cristais menores de K-feldspato são consumidos
em maior proporção e englobados, posteriormente, por cristais maiores durante o arrefecimento
dos ciclos, o que influencia, consequentemente, a reologia do magma.
Para melhor compreender a relação entre a formação e o papel dos megacristais de
K-feldspato na reologia do magma granítico do PGB e PMG, foram realizadas estimativas
quantitativas da viscosidade a partir de dados químicos em rocha-total, considerando-se um
intervalo de cristalização entre 700 e 900oC, de acordo com o modelo de Baker (1998). Os valores
obtidos variam entre 6,2×1011 Pa·s e 8,0×1012 Pa·s sendo compatíveis com uma carga de cerca
de 60% de cristais (fração de sólidos; Figura 6.3), de acordo com a equação de Einstein-Roscoe
adaptada para magmas graníticos (Vignerese et al., 1996).
As condições de viscosidade descritas representam o ambiente de cristalização das
porções mais internas do plúton, onde aglomerados de megacristais podem sustentar o stress e
a fração líquida pode ainda fluir, contribuindo para a geração das texturas de fluxo magmático
descritas. Por outro lado, as porções periféricas dos plútons já se comportam como unidades
rígidas de alta viscosidade, e concentram o strain, o que ocasiona deformação e orientação
em estado sólido dos megacristais de feldspato potássico e demais minerais, bem como das
encaixantes (comportamento não-newtoniano). Desta forma o magma ascende aproveitando
planos de anisotropia das encaixantes, em zonas de cisalhamento, tendo seu fluxo e reologia
influenciados pela cristalização, em especial dos megacristais de feldspato potássico.
No contexto em que se têm unidades rígidas de alta viscosidade é possível afirmar que o
mecanismo interno de transporte é condicionado principalmente pela fração de sólidos, onde a
trama textural (fabric) e a foliação magmática se desenvolvem principalmente nos estágios tardi-
a pós-evolução magmática. Destarte, estas estruturas são descritas como geradas posteriormente
à cristalização dos megacristais de feldspato potássico, onde o transporte de massa interno é
caracterizado como deformacional e não magmático. Esta interpretação é restrita apenas às
regiões de borda de ambos plútons.
É possível destacar a influência da viscosidade em aspectos texturais como a presença
Capítulo 6. Origem e Evolução dos Megacristais 76
Figura 6.3 – Evolução de viscosidade versus fração de sólidos para sistema ígneo demonstrando, em azul,
as condições obtidas para os corpos estudados.
de cumulatos associados a enclaves máficos. Esta característica pode ser interpretada como
choque dos megacristais no líquido, que remobilizam o material máfico para a vizinhança do
cumulato. Paterson et al. (2005) afirmam a existência de uma equivalência de viscosidade entre
um magma félsico rico em megacristais de K-feldspato e um magma máfico/intermediário
rico em minerais máficos mais densos. Desta forma, o movimento de um fundido onde há
a coexistência de magmas com estas características, seria capaz de gerar esse tipo de feição
textural. Essa equivalência de viscosidade pode ser um agente fundamental para caracterização e
elucidação dos processos que formam os diques em escada descritos no PMG, visto a ocorrência
de intercalações em bandas ricas em minerais máficos e bandas ricas em minerais félsicos,
onde os megacristais são os principais constituintes (Figura 3.13). Outra característica ligada
Capítulo 6. Origem e Evolução dos Megacristais 77
a esse processo é a ocorrência de megacristais de K-feldspato capturados pelo magma rico em
minerais máficos. Por influência da viscosidade e da fração de sólido no líquido, é possível
destacar áreas de maior acumulação em alguns afloramentos, sendo estes definidos como clusters.
Vance (1969) destaca que tal característica pode ser ocasionada no processo de synneusis. Outros
aspectos texturais são destacados em ambos os plútons como influenciados pela viscosidade, tal
como foliação magmática e imbricação (ou entelhamento) de megacristais (tiling ou tuillage).
Em conjunto, tais feições sugerem a presença dos megacristais de K-feldspato em condições
suprasolidus.
7.CONCLUSÕES 
79
7 CONCLUSÕES
Este trabalho apresentou uma análise textural e química detalhada para os megacristais
de feldspato potássico pertencentes às fácies granito porfiríticas dos plútons Barcelona e Monte
das Gameleiras, no Domínio São José do Campestre, extremo nordeste da Província Borborema.
As principais conclusões obtidas foram as seguintes:
1. Os Plútons Barcelona e Monte das Gameleiras são corpos de dimensões batolíticas (260
e 340 km2, respectivamente) que abrangem três fácies petrográficas distintas: a graní-
tica porfirítica, a microgranítica e a diorítica/quartzo-diorítica, sendo a primeira fácies a
principal.
2. O granito porfirítico de ambos os plútons é marcado pela presença de megacristais de
K-feldspato euédrico com zonação marcada por inclusões de plagioclásio ± quartzo
orientadas segundo as faces cristalinas dos megacristais. Outros minerais como biotita,
hornblenda, titanita, apatita e allanita aparecem como inclusões menos abundantes.
3. Os megacristais de K-feldspato possuem composição homogênea variando entre Or88Ab11An1
e Or96Ab4An<1 (% mol.), apresentando oscilações composicionais nos teores de BaO e
Na2O da borda para o núcleo do cristal.
4. Os elementos traços analisados demonstram uma diminuição nos teores de Ba e Sr no
feldspato potássico por competição com o plagioclásio e outras fases que influenciam na
partição destes elementos quando se cristalizam concomitantemente. Como resposta, o Rb
tem seus teores aumentados no K-feldspato.
5. Cristais de plagioclásio inclusos nos megacristais e dispersos na matriz mostram composi-
ções semelhantes e homogêneas, variando entre An21Ab78Or1 e An32Ab67Or2.
6. A forma das inclusões de plagioclásio e sua disposição em relação ao megacristal hospe-
deiro indicam cristalização anterior ao processo de inclusão, que, por sua vez, é controlado
pelo processo de crescimento cristalino do K-feldspato.
7. A cristalização dos megacristais de feldspato potássico evoluiu de forma lenta, finalizando
próximo ao ponto eutético. O processo de cristalização evoluiu em condições supraso-
lidus, com o magma ainda capaz de fluir, resultando em texturas de fluxo magmático,
imbricamento e cumulatos de megacristais.
8. O desenvolvimento dos megacristais de feldspato potássico e a geração dos padrões de
zonamento observados, em especial para o bário, são influenciados pela cristalização
concomitante de quantidades significativas de plagioclásio que são englobados pelos
megacristais durante seu crescimento cristalino.
Capítulo 7. Conclusões 80
9. Os diagramas DTC demonstram para ambos os plútons padrões de engrossamento textural,
onde cristais maiores se alimentam de cristais menores no processo de maturação de
Ostwald.
10. Nos diagramas DTC o Plúton Barcelona apresenta padrões de acumulação de cristais,
enquanto o Plúton Monte das Gameleiras apresenta padrões de fracionamento cristalino.
11. Estimativas de viscosidade indicam um ambiente de cristalização nas porções mais internas
dos plútons onde clusters de megacristais podem sustentar o stress deformacional e a fração
líquida pode ainda fluir, contribuindo para a geração das texturas de fluxo magmático.
12. As porções periféricas dos plútons se comportam como unidades rígidas de alta viscosidade,
e concentram o strain, o que ocasiona deformação e orientação em estado sólido dos
megacristais de feldspato potássico e demais minerais (comportamento não-newtoniano).
REFERÊNCIAS
BIBLIOGRÁFICAS
82
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS  
  
Almeida, F.F.M., Hasui, Y.; Brito Neves, B.B.; Fuck, R.A. Almeida, F.F.M., Hasui, Y.  
1977. Províncias Estruturais Brasileiras. In: Simpósio de Geologia do Nordeste 8, Campina 
Grande, p. 363-391  
Almeida, F.F.M., Hasui, Y.; Brito Neves, B.B.; Fuck, R.A. Almeida, F.F.M., Hasui, Y. 1981. 
Brazilian structural provinces: an introduction. Earth Science Review, 17, 1-29.  
Angelim, L.A.A., Nesi, J.R., Torres, H.H.F., Medeiros, V.C., Santos, C.A., Veiga Jr, J.P., 
Mendes, V.A. 2006. Geologia e recursos minerais do estado do Rio Grande do Norte - Escala 
1:500.000. Texto explicativo dos mapas geológicos e de recursos minerais do estado do Rio 
Grande do Norte. Recife: CPRM - Serviço geológico do Brasil.  
Antunes, A.F. 1999. Cinemática de alojamento e petrografia do Plúton Monte das Gameleiras, 
porção sudeste do estado do Rio Grande do Norte. UFRN, Natal, Relatório de Graduação, 
90p.  
Antunes, A.F.; Galindo, A.C; Alves da Silva, F.C.; Jardim de Sá, E.F. Souza  Lima,  R.F. 
2000.  Magmatismo  Granítico  de  Afinidade Subalcalina/Monzonítica no 
Maciço São José De Campestre, Província Borborema (NE do Brasil): O Exemplo do Plúton 
de Monte das Gameleiras. Geochimica Brasiliensis, 14(1): 51-69.  
Baker D.R. 1998. Granitic melt viscosity and dike formation. J. Struct. Geol. 20, 1395– 1404.  
Beurlen, H.; Rhede, D.; Silva, M.R.R. Thomas, R.; Guimarães, I.P. 2009. Petrography, 
geochemistry and chemical eletron microprobe U-Pb-Th dating of pegmatitic granites in 
Borborema Province, North-Eastern Brazil: a possible source of the rare element granitic 
pegmatites. Terrae, 6(1), 59-71.  
Borges, S.V.F. 1996. Geologia da região do médio Curimataú (PB) e o alojamento do granito 
de Dona Inês associado a zonas de cisalhamento transcorrentes brasilianas. Instituto de 
Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, Dissertação de Mestrado, 139p.  
Bowen, N. L. 1928. The evolution of the igneous rocks. London: Princeton Press. 332p.  
 
Brito Neves, B.B.; Campos Neto, M.C.; Schmus, W.R.V.; Santos, E.J. 2001. O Sistema  
Pajeú-Paraíba e o maciço São José do Campestre no leste da Borborema. Revista Brasileira 
de Geociências, 31, 173-184.  
83
Brito Neves, B.B.; Passarelli, C.R.; Basei, M.A.S.; Santos E.J. 2003. U-Pb zircon ages of some 
classic granites of the Borborema Province. In: IV South American Symposium on isotope 
geology, Salvador, Brazil, Short Papers, 1, 158-159.  
Campos, B. C. S.; Vilalva, F. C. J.; Nascimento, M. A. L.; & Galindo, A. C. 2016. 
Crystallization conditions of porphyritic high-K calc-alkaline granitoids in the extreme 
northeastern Borborema Province, NE Brazil, and geodynamic implications. Journal of South 
American Earth Sciences, 70, 224-236.  
Cashman, K.V. & Marsh, B.D. 1988. Crystal size distribution (CSD) in rocks and the kinetics 
and dynamics of crystallisation II. Makaopuhi lava lake. Contributions to Mineralogy and 
Petrology, 99, 292–305.  
Cavalcante, R., Galindo, A. C., Silva, F. C. A., Souza, R. F. 2014. Química mineral e 
condições de cristalização do Plúton Granítico Barcelona, extremo nordeste da Província 
Borborema, Nordeste do Brasil. Pesquisas em Geociências, 41(3), 257-272.  
Cavalcante, R. 2015. Petrologia e geologia estrutural do Plutão Granítico Barcelona, Província 
Borborema, NE do Brasil. PPGG/UFRN, Natal, Dissertação de Mestrado, 145p.  
Clemens, J.D. & Wall, V.J. 1981. Origin and crystallization of some peraluminous (S- type) 
granitic magmas. Canadian Mineralogist 9, 111-131.  
Cloos, E. 1936. Der Sierra Nevada Pluton in Californien. Neues Jahrbuch für Mineralogie. 
Geol. Paleontol. 76, 355–450.  
Cloos, H. 1925. Einführung in die tektonische Behandlung magmatischer Erscheinungen: Das 
Riesengebirge in Schlesien. Borntraeger, Berlin.  
Cox, R. A., Dempster, T. J., Bell, B. R., Rogers, G. 1996. Crystallization of the Shap Granite; 
evidence from zoned K-feldspar megacrysts. J. Geol. Soc. London 153(4), 625635.  
Dantas, E.L. 1996. Geocronologia U-Pb e Sm-Nd de terrenos arqueanos e paleoproterozóicos 
do Maciço Caldas Brandão, NE do Brasil. Instituto de Geociências e Ciências Exatas, 
Universidade Estadual Paulista, Rio Claro, Tese de Doutorado, 206p.  
Dantas, E.L.; Van Schmus, W.R.; Hackspacher, P.C.; Fetter, A. H.; Brito Neves, B.B.;  
Cordani,  U.G.;  Nutman,  A.  P.;  Williams,  I.  S.  2004.  The  3.4-3.5  Ga  São  José do 
Campestre massif, NE Brazil: remnants of the oldest crust in South America. Precambrian 
Research, 130, 113-137.  
84
Dantas, E.L.; Souza, Z.S.; Wernick, E.; Hackspacher, P.C.; Martin, H.; Xiaodong, D.; Li,  
J.W. 2013. Crustal growth in the 3.4-2.7 Ga São José do Campestre Massif, Borborema 
Province, NE Brazil. Precambrian Research, 227, 120-156.  
Deer, W. A., Howie, R. A., Zussman, J. 2013. An introduction to the rock-forming minerals. 
London, Mineralogical Society, 498p.  
Deering, C.D., & Bachmann, O. (2010). Trace element indicators of crystal accumulation in 
silicic igneous rocks. Earth and Planet. Sci. Lett., 297(1-2), 324–331.  
Dehoff, R.T. 1991. A geometrically general theory of diffusion controlled coarsening. Acta 
Metallurgica et Materialia, 39, 2349-2360.  
Delgado, I.M., Souza, J.D., Silva, L.C., Silveira Filho, N.C., Santos, R.A., Pedreira, A.J., 
Guimarães, J.T., Angelim, L.A.A., Vasconcelos, A.M., Gomes, I.P., Lacerda Filho, J.V., 
Valente, C.R., Perrotha, M.M., Heineck, C.A. 2003. Geotectônica do Escudo Atlântico. In: 
Bizzi, L.A. (ed). Geologia, tectônica e Recursos Minerais do Brasil: Texto, mapas e SIG. 
Brasília, CPRM, p. 227-234.  
Fenn, P.M. 1977. The nucleation and growth of alkali feldspars from hydrous melts. Canadian 
Mineralogist 15: 135–161.  
Galindo, A.C. 1982. Estudo petrológico do corpo granítico de Monte das Gameleiras (RN-
PB). Centro de Tecnologia, Universidade Federal do Pernambuco, Recife, Dissertação de 
Mestrado, 99p.  
Galindo, A.C. 1988. Origem dos megacristais de K-feldspato do granito de Monte das 
Gameleiras, Rio Grande do Norte/Paraíba, Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 18: 417–
423.  
Ganade de Araújo, C.E.; Weinberg, R.F.; Cordani, U. 2014. Extruding the Borborema 
Province (NE-Brazil): a two stage Neoproterozoic collision process. Terra Nova, 26, 157- 
168.  
Glazner, A.F., Bartley, J.M., Law, B., Coleman, D.S., 2012. Ladder dikes, crazy geochemistry, 
and liquid immiscibility (?) in otherwise sane granites. Geological Society of America 
Abstracts with Programs, 44(3), 21.  
Guimarães, I.P.; Araújo, D.B.; Silva Filho, A.F.; Silva, F.M.V.; Armstrong, R. 2009. Idades 
U-Pb em zircão por shrimp do magmatismo máfico e félsico do Complexo Serrinha - Pedro 
85
Velho, Província Borborema, NE Brasil In: SBG/Núcleo Nordeste, Simpósio de Geologia do 
Nordeste, 23, Fortaleza, Boletim 21, 105-105.  
Hibbard, M. J. 1965. Origin of some alkali-feldspar phenocrysts and their bearing on 
petrogenesis. Am. J. Sci., 263: 245-261.  
Higgins, M.D. 1998. Origin of anorthosite by textural coarsening: Quantitative measurements 
of a natural sequence of textural development. Journal of Petrology, 39: 1307-1325.  
Higgins, M.D. 1999. Origin of megacrysts in granitoids by textural coarsening: A Crystal Size 
Distribution (CSD) Study of Microcline in the Cathedral Peak Granodiorite, Sierra Nevada, 
California. In C. Fernandez, and A. Castro, Eds., Understanding Granites: Integrating Modern 
and Classical Techniques. Special Publication 158: 207–219. Geological Society of London, 
London.  
Higgins, M.D. 2000a. Origin of megacrysts in granitoids by textural coarsening: A Crystal 
Size Distribution (CSD) Study of Microcline in the Cathedral Peak Granodiorite, Sierra 
Nevada, California. In C. Fernandez, and A. Castro, Eds. Understanding Granites: Integrating 
Modern and Classical Techniques. Special Publication 158, p. 207–219. Geological Society 
of London, London.  
Higgins, M.D. 2000b. Measurement of crystal size distributions. American Mineralogist, 85: 
1105–1116.  
Higgins, M.D. 2006. Quantitative textural measurements in igneous and metamorphic 
petrology. Cambridge University Press. Cambridge, 265 p.  
Hodge, K.F., Carazzo, G., Montague, X., Jellinek, A.M., 2012. Magmatic structures in the 
Tuolumne Intrusive Suite, California: a new model for the formation and deformation of 
ladder dikes. Contributions to Mineralogy and Petrology 164, 587-600.  
Jardim de Sá, E.F. 1994. A Faixa Seridó (Província Borborema, NE do Brasil) e o seu 
significado geodinâmico na Cadeia Brasiliana/Pan-Africana. Tese de Doutorado, Instituto de 
Geociências, Universidade de Brasília, 803 p.  
Johnson, B.R., Glazner, A.F. & Coleman, D.S. 2006. Significance of k-feldspar megacryst 
size and distribution in the Tuolumne Intrusive Suite, California. Geological Society of 
America Abstracts with Programs, 38(5), 93.  
86
Johnson, B.R. & Glazner, A.F. 2010. Formation of K-feldspar megacrysts in granodioritic 
plutons by thermal cycling and late-stage textural coarsening. Contributions to Mineralogy 
and Petrology, 159: 599–619.  
Kendrick, J. E.; Lavallée, Y.; Ferk, A.; Perugini, D.; Leonhardt, R.; Dingwell, D. B. 2012. 
Extreme frictional processes in the volcanic conduit of Mount St. Helens (USA) during the 
2004–2008 eruption. Journal of Structural Geology 38, 61–76.  
Lifshitz, I.M. & SlYozov, V.V. 1961. The kinetics of precipitation from supersaturated solid 
solutions. Journal of Physics and Chemistry of Solids, 19: 35-50.  
Lejeune, A. M. & Richet, P. (1995). Rheology of Crystal-Bearing Silicate Melts - An 
Experimental study at High Viscosities. Journal of Geophysical Research 100, 4215– 4229.  
Long, P. E., Luth, W. C. 1986. Origin of K-feldspar megacrysts in granitic rocks; implications 
of a partitioning model for barium. Am. Mineral 71(3–4), 367–375.  
Macêdo-Filho, A.A. 2016. Petrologia e geoquímica do magmatismo Ediacarano Serra do 
Caramuru, Rio Grande do Norte, NE do Brasil. PPGG/UFRN, Natal, Dissertação de Mestrado, 
115p.  
Marsh, B. 1988. Crystal size distribution (CSD) in rocks and the kinetics and dynamics of 
crystallization I. Theory. Contributions to Mineralogy and Petrology, 99: 277–291.  
McMurry, J.; Long, L.E.; Sial, A.N. 1987b. Petrology and isotope systematics of magma 
mushes: some porphyritic granitoids of Northeastern Brazil. Revista Brasileira de 
Geociências, 17(4), 473-480.  
Medeiros, V.C., Jardim de Sá E.F. 2009. O Grupo Cachoeirinha (Zona Transversal, NE do 
Brasil) redefinição e proposta de formalização. Revista de Geologia, 22(2), 124-136.  
Medeiros, V.C., Cavalcante, R., Cunha, A.L.C., Dantas, A.R., Costa, A.P., Brito, A.A., 
Rodrigues, J.B., Silva, M.A. 2017. O furo estratigráfico de Riacho Fechado (Currais 
Novos/RN), Domínio Rio Piranhas-Seridó (Província Borborema, NE Brasil): procedimentos 
e resultados. Estudos Geológicos, 27(3), 3-44.  
Moore, J.G., Sisson, T.W. 2008. Igneous phenocrystic origin of K-feldspar megacrysts in 
granitic rocks from the Sierra Nevada batholith. California. Geological Society of America. 
Geosphere. 4(2), 387–400.  
87
Nascimento, M.A.L., Galindo, A.C., Medeiros, V.C. 2015. Ediacaran to Cambrian magmatic 
suites in the Rio Grande do Norte domain, extreme Northeastern Borborema Province (NE of 
Brazil): Current knowledge. Journal of South American Earth Sciences, 58, 281-299.  
Paterson, S.R.; Fowler, T.K.; Schmidt, K.L.; Yoshinobu, A.S.; Yuan, E.S.; Miller, R.B. 
(1998). Interpreting magmatic fabric patterns in plutons. Lithos, 44, 53-82.  
Paterson, S.R.; Vernon, R.H. & Zák, J. 2005. Mechanical instabilities and accumulations of 
K-feldspar megacrysts in granitic magma, Tuolumne Batholith, California, USA. In: Köhn, 
D. (Ed.), General Contributions. Journal of the Virtual Explorer, Electronic Edition 18, Paper 
11441-8142.  
Paterson, S.R. 2009. Magmatic tubes, pipes, troughs, diapirs, and plumes: Late-stage 
convective instabilities resulting in compositional diversity and permeable networks in 
crystal-rich magmas of the Tuolumne batholith, Sierra Nevada, California. Geosphere, 5(6), 
496–527.  
Pinheiro, D.S. & Vilalva, F.C.J. 2018. Textura e quimismo dos megacristais de feldspato 
potássico do Plúton Granítico Barcelona, Domínio São José do Campestre, Província 
Borborema, NE do Brasil. Revista de Geologia (UFC), 31(1), 83-101.  
Piwinskii, A.J. 1968. Experimental studies of igneous rock series, central Sierra Nevada 
Batholith, California. Journal of Geology, 76, 548–570.  
Piwinskii, A.J. & Wyllie P.J. 1968. Experimental studies of igneous rock series; a zoned 
pluton in the Wallowa Batholith, Oregon. Journal of Geology 76(2): 205–234.  
Porto Jr., R. 2002. Inclusões em megacristais de microclina em granitos, Complexo Granítico 
Pedra Branca, Rio de Janeiro, RJ, Brasil. Revista Universidade Rural: Série Ciências Exatas 
e da Terra, Rio de Janeiro, 21, 37-47.  
Reid, J.B.; Murray, D.P.; Hermes, O.D.; Steig, J. 1993. Fractional crystallization in granites 
of the Sierra Nevada: how important is it? Geology 21, 587–590.  
Santos, E.J. & Brito Neves, B.B. 1984. Província Borborema. In: Almeida, F. F. M.; Hasui, 
Y. (eds.). O Pré-Cambriano do Brasil. Edgar Blücher, São Paulo, 123-186.  
Słaby, E.; Galbarczyk-Gąsiorowska, L; Seltmann, R; Müller, A. 2007. Alkali feldspar 
megacryst growth: geochemical modelling, Mineralogy and Petrology 89 (1-2), 1-29.  
88
Souza, Z.S. 1985. Os megacristais de K-feldspato do granito Dente de Cavalo de Acari (RN). 
Boletim do DG-CCE/UFRN, 9, 38–53.  
Souza, Z.S. & Dantas, E.L. 2008. O Arqueano do Maciço São José de Campestre, leste do Rio 
grande do Norte. Estudos Geológicos v. 18, 122- 128.  
Souza, Z.S.; Kalsbeek, F.; Deng, X.D.; Frei, R.; Kokfel, T.F.; Dantas, E.L.; Li, J.W.; Pimentel, 
M.M.; Galindo, A.C. 2016. Generation of continental crust in the northern part the Borborema 
Province, Northeastern Brazil, from Archaean to Neoproterozoic. Journal of South American 
Earth Sciences, 68: 68-96.  
Streckeisen, A. L. 1976. To each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews, 12, 
1-33.  
Swanson, S.E. 1977. Relation of nucleation and crystal-growth rate to the development of 
granitic textures. American Mineralogist, 62: 966–978.  
Van Schmus, W.R.; Oliveira, E.P.; Da Silva-Filho, A.F.; Toteu, S.F.; Penaye, J.; Guimarães, 
I.P. 2008. Proterozoic links between the Borborema Province, NE Brazil, and the Central 
African Fold Belt. Geological Society, London, Special Publications, 294, 69-  
99.  
Vance, J. A. 1969. On synneusis. Contributions to Mineralogy and Petrology. 24, 7-29.  
  
Vernon, R.H. 1986. K-feldspar megacrysts in granites; phenocrysts, not porphyroblasts.  
Earth Science Reviews, 23, 1–63.  
Vernon, R.H. 2000. Review of Microstructural Evidence of Magmatic and Solid-State Flow. 
Visual Geosciences, 5(2), 1–23.  
Vernon, R.H. 2004. A practical guide to rock microstructure. Cambridge, Cambridge 
University Press.  
Vernon, R.H. & Paterson, S.R. 2008. How late are K-feldspar megacrysts in granites? Lithos, 
104, 327–336.  
Vigneresse J.L., Barbey, P., Cuney, M. 1996. Rheological transitions during partial melting 
and crystallization with application to felsic magma segregation and transfer, J. Petrology, 37, 
1579-1600.  
89
Voorhees, P.W. 1992. Ostwald ripening of two-phase mixtures. Annual Review of Materials 
Science, 22, 197-215.  
Wallace, P.A.; Kendrick, J.E.; Miwa, T.; Ashworth, J.D.; Coats, R.; Utley, J.E.P.; Angelis, 
S.H.; Mariani, E.; Biggin, A.; Kendrick, R.; Nakada, S.; Matsushima, T.; Lavallée, Y. 2019. 
Petrological architecture of a magmatic shear zone: A multidisciplinary investigation of strain 
localisation during magma ascent at Unzen volcano, Japan. Journal of Petrology, 60(4), 791–
826.  
Weinberg, R.F.; Sial, A.N.; Pessoa, R.R. 2001. Magma flow within the Tavares pluton, 
northeastern Brazil: compositional and thermal convection. Bulletin of the Geological Society 
of America 113, 508–520.  
Whitney, J.A. 1975. The effects of pressure, temperature, and XH2O on phase assemblages 
in four synthetic rock compositions. Journal of Geology, 83, 1–31.  
Wiebe, R.A.; Jellinek, A.M.; Hodge, K.F. 2017. New insights into the origin of ladder dikes: 
Implications for punctuated growth and crystal accumulation in the Cathedral Peak 
granodiorite. Lithos, 277, 241-258.  
ANEXOS
Anexo 1: Dados de Tamanho dos cristais [L(mm)] e logarítmo natural da densidade de população [Ln(DP)]
PLÚTON GRANÍTICO BARCELONA
SN-02 SN-03 SN-04 SN-05 SN-06 SN-07 SN-08
L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP)
133,6 -20,25 192,3 -19,53 116,2 -18,41 60,7 -17,39 180,3 -20,1 101,1 -18,28 202,3 -20,27
84,3 -16,29 121,4 -17,46 73,3 -15,99 38,3 -14,4 113,8 -18,53 63,8 -15,58 127,6 -17,42
53,2 -14,25 76,6 -15,48 46,3 -14,95 24,2 -13,01 71,8 -16,08 40,3 -14,02 80,5 -15,12
33,5 -13,14 48,3 -13,6 29,2 -14,07 15,2 -13,65 45,3 -14,04 25,4 -13,51 50,8 -15,02
21,2 -14,36 30,5 -15,38 28,6 -15
SN-09 SN-10 SN-12 SN-14 SN-15 SN-16 SN-17 SN-18
L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP)
160,3 -19,89 133,6 -19,57 87,9 -17,63 86,9 -16,91 88,5 -18,04 79,8 -16,94 126,4 -17,29 91 -17,68
101,1 -19,06 84,3 -17,58 55,5 -14,77 54,8 -14,67 55,8 -16,05 50,4 -14,25 79,8 -15,59 57,4 -14,88
63,8 -16,47 53,2 -15,11 35 -13,3 34,6 -13,25 35,2 -13,12 31,8 -13,24 50,3 -13,54 36,2 -13,05
40,3 -13,36 33,5 -13,18 22,1 -14,88 21,8 -14,16 22,2 -15,39 31,8 -16,52
25,4 -13,83 21,2 -14,55
13,36 -10,83 10,15 -10,85 16,03 -10,43 10,54 -10,99 14,18 -11,54 11,02 -11,27 11,35 -11,01
8,43 -9,49 6,4 -8,96 10,11 -9,45 6,65 -9,94 8,95 -10,65 6,95 -9,73 7,16 -9,93
5,32 -8,84 4,04 -7,38 6,38 -8,33 4,2 -9,57 5,64 -9,1 4,39 -9,26 4,52 -8,93
3,35 -7,26 2,55 -6,11 4,03 -7,11 2,65 -8,16 3,56 -8,39 2,77 -7,44 2,85 -8,16
2,12 -7,53 1,67 -8,6 1,75 -11,24 1,8 -13,15
PLÚTON MONTE DAS GAMELEIRAS
DFA-01 DFA-02 DFA-03 DFA-04 DFA-4.2 Ladder Dike Ladder Dike
L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP)
77,2 -18,49 61,1 -14,97 129,7 -19,41 96,2 -17,63 150,3 -19,08 110,2 -17,09 117,5 -16,99
48,7 -15,28 38,5 -13,4 81,9 -15,16 60,7 -14,82 94,8 -15,77 69,5 -15,86 74,2 -15,5
30,7 -13,77 24,3 -13,41 51,7 -14 38,3 -14,25 59,8 -14,43 43,9 -15,45
19,4 -12,92 15,3 -14,77 32,6 -13,94 24,2 -13,27 37,7 -14,51
17,03 -12,08 8,4 -12,19
10,74 -10,52 5,3 -10,1
6,78 -11,67 3,34 -9,29
2,11 -8,27
1,33 -10,57
DFA-06 DFA-07 DFA-08 DFA-09 DFA-10 DFA-11
L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP) L (mm) Ln(DP)
126,9 -18,37 98,9 -15,88 133,6 -18,18 150,3 -18,96 98,3 -18,35 56,2 -16,59
80,1 -15,52 62,4 -14,5 84,3 -15,04 94,8 -15,38 62,1 -14,67 35,4 -14,24
50,5 -14,11 39,4 -14,3 53,2 -14,51 59,8 -14,54 39,2 -13,97 22,4 -12,36
31,9 -14,16 24,8 -16,12 33,5 -16,37 37,7 -14,61 24,7 -14,27 14,1 -13,57
21,2 -14,89 15,6 -18,21
10,24 -10,92
6,46 -9,71
Matriz Megacristais Matriz Megacristais Matriz Megacristais Megacristais
Anexo 2: Composição modal dos plútons Barcelona e Monte das Gameleiras
Plúton Granítico Barcelona Plúton Monte das Gameleiras
Granito Porfirítico Microgranito Maf./Int. Granito Porfirítico Microgranito Maf./Int.
SN3.2 SN5.1.1. SN4B SN5.1. RC06 RC49 RC46 RC43 RC18 RC101A RC7A DFA4 MG5 MG28 MG17 MG20 DFA5B MG8 MG4 MG21 MG7B DFA4A1 DFA4A2 DFA4A3
Qtz 32 31 27 21 37 27 31 33 41 4 3 36 30 34 30 29 37 28 38 31 32 6 6 7
Kf 43 37 41 42 31 21 13 24 15 3 0 35 33 31 31 25 29 25 33 23 29 0 2 0
Plg 17 21 22 29 19 44 39 37 34 61 35 15 26 23 29 31 21 32 28 39 24 34 55 32
Bt 4 7 8 5 7 3 12 4 7 26 17 7 9 10 7 11 8 10 Tr. 4 12 47 27 48
Hb Tr. 1 Tr. 1 - - Tr. - Tr. - 43 Tr. - - 1 1 - - Tr. - - 11 - 12
Tit 3 2 1 1 2 - 1 Tr. Tr. 1 3 3 1 1 1 2 2 3 1 Tr. 2 2 6 1
All - Tr. Tr. Tr. 1 Tr. Tr. Tr. Tr. 1 Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. 1 1 - 1 Tr. - Tr. -
Ep - Tr. Tr. 1 2 Tr. 1 Tr. 1 3 Tr. 1 Tr. Tr. Tr. Tr. 1 Tr. - 1 Tr. Tr. Tr. Tr.
Ap Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr.
Op 1 1 1 Tr. 1 1 1 Tr. Tr. 1 1 2 1 1 1 1 1 1 Tr. Tr. Tr. Tr. 4 Tr.
Zr - Tr. - Tr. Tr. - - - - Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. - Tr. Tr. - - - - Tr. Tr. Tr.
Chl Tr. Tr. Tr. Tr. - 2 Tr. 1 Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. - Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. 1 - - -
Mus - - Tr. - - 2 2 1 - Tr. Tr. - - - - - Tr. Tr. - 1 - - - -
Carb. Tr. - Tr. - - Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. Tr. - - Tr. - Tr. - - - - Tr. Tr. -
Q 34,78 34,84 30 22,82 42,53 29,34 37,36 35,11 45,55 5,88 7,89 42,86 33,71 38,63 33,33 34,12 42,53 32,9 38,38 33,33 37,65 15 9,52 17,95
A 46,74 41,57 45,55 45,66 21,84 22,83 15,66 25,53 16,67 4,42 - 40,7 37,08 35,23 34,45 29,41 33,33 29,4 33,33 24,73 34,12 - 3,18 -
P 18,48 23,59 24,45 31,52 35,63 47,83 46,98 39,36 37,78 89,7 92,11 17,44 29,21 26,14 32,22 36,47 24,14 37,7 28,29 41,94 28,23 85 87,3 82,05
A+P 60 58 63 71 50 65 52 61 49 64 35 50 59 54 60 56 50 57 61 62 53 34 57 32
M 8 11 10 8 13 8 17 6 10 32 62 14 11 12 10 15 13 15 1 7 15 60 37 61
Q' 32 31 27 21 37 27 31 33 41 4 3 36 30 34 30 29 37 28 38 31 32 6 6 7