UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA CURSO DE GEOLOGIA PAULA FREIRE TRINDADE A INFLUÊNCIA DA MINERALOGIA E GEOQUÍMICA NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE GRANITOS DE TIPO-A: O CASO DO COMPLEXO MORRO REDONDO, SUL DO BRASIL NATAL 2019 PAULA FREIRE TRINDADE A INFLUÊNCIA DA MINERALOGIA E GEOQUÍMICA NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE GRANITOS DE TIPO-A: O CASO DO COMPLEXO MORRO REDONDO, SUL DO BRASIL Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Curso Superior de Bacharelado em Geologia da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN), em cumprimento às exigências legais como requisito parcial à obtenção do título em Bacharela em Geologia. Orientador: Dr. Frederico Castro Jobim Vilalva NATAL 2019 PAULA FREIRE TRINDADE A INFLUÊNCIA DA MINERALOGIA E GEOQUÍMICA NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE GRANITOS DE TIPO-A: O CASO DO COMPLEXO MORRO REDONDO, SUL DO BRASIL Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Curso Superior de Bacharelado em Geologia da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN), em cumprimento às exigências legais como requisito parcial à obtenção do título em Bacharela em Geologia. Trabalho de Conclusão de Cursos apresentado e aprovado em ____/____/____ pela seguinte Banca Examinadora: BANCA EXAMINADORA ___________________________________________________________________________ _________________________________________________ Frederico Castro Jobim Vilalva, Dr. – Presidente Departamento de Geologia e Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte _________________________________________________ Rogério Cavalcante, M.e. – Examinador externo Serviço Geológico do Brasil – CPRM, Núcleo de Apoio de Natal _________________________________________________ Zorano Sérgio de Souza, Dr. – Examinador interno Departamento de Geologia e Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte “Dedico este trabalho aos meus pais e ao meu querido irmão. Sem eles nada seria possível”. AGRADECIMENTOS Agradeço primeiramente à Deus. Sou grato aos meus pais, ao meu irmão e a toda minha família, que me apoiaram muito com palavras de incentivo. Agradeço aos mestres, em especial ao meu orientador Dr. Frederico Vilalva e aos professores Antonio Carlos Galindo, Zorano Sérgio, Narendra Kumar Srivastava, Francisco Oliveira e Vanildo Fonseca, que serviram de exemplo para que eu me tornasse uma profissional melhor a cada dia. Aos amigos Gabriel, Larissa, Lucas e Yasmim e a Rogério Cavalcante, pelas contribuições ao longo desse trabalho. Por fim, a toda turma de geologia 2015 da UFRN meu muito obrigado. “Por fim, numa terça-feira de dezembro, na hora do almoço, soltou de uma vez todo peso do seu tormento. As crianças haviam de recordar o resto da vida a augusta solenidade com que o pai se sentou na cabeceira da mesa tremendo de febre, devastado pela prolongada vigília e pela pertinácia da sua imaginação, e revelou a eles a sua descoberta: — A terra é redonda como uma laranja”. (MARQUES, G. G., 1967). RESUMO Os plútons graníticos de tipo-A, que compõem a Província Graciosa entre as regiões sudeste e sul do Brasil, em especial, os Plútons Papanduva e Quiriri, focos deste trabalho, têm-se revelado importantes fontes de informação sobre a relação entre a susceptibilidade magnética (K) e a assinatura química (alcalina vs. subalcalina) e mineralógica de rochas graníticas. Esses corpos em conjunto com rochas vulcânicas contemporâneas constituem o Complexo Morro Redondo, aflorante entre os estados do PR e SC. O Plúton Papanduva é formado por álcali-feldspato granitos peralcalinos, com egirina e arfvedsonita como máficos principais, enquanto que o Plúton Quiriri compreende sieno- a monzogranitos levemente peraluminosos, com biotita ± anfibólio como fases máficas típicas. Os minerais opacos presentes nesses plútons são, essencialmente, ilmenita (Papanduva) e magnetita (Quiriri). Em rochas graníticas, os fatores que controlam a intensidade de K incluem desde a geoquímica, mineralogia, até eventos pós- magmáticos (hidrotermalismo, intemperismo, deformação). Este trabalho se propõe a caracterizar a intensidade da susceptibilidade magnética nos granitos dos Plútons Papanduva e Quiriri, bem como investigar a influência da mineralogia, da composição (rocha-total e química mineral) e alterações hidrotermais e intempéricas nas variações de K observadas. Medições individuais de K em amostras de mão e afloramentos revelam valores de K, em sua maioria, entre 19 – 249 x 10-6[SI], com média de 239 x 10-6 [SI] para o Plúton Papanduva. Valores anomalamente altos em torno de 6272 x 10-6 [SI] são registrados localmente para amostras portando grande quantidade de magnetita pós-magmática. Já para o Plúton Quiriri, a K situa-se principalmente entre 173 – 6910 x 10-6[SI], com média em torno de 2633 x 10-6 [SI]. Este marcado contraste favorece o uso susceptibilidade magnética como uma ferramenta auxiliar ao mapeamento geológico. Para o Plúton Papanduva, a K varia positivamente com Fe3+, Mn e Na e mostra-se influenciada pela mineralogia paramagnética, especialmente clinopiroxênios sódicos. Nestes minerais, o incremento de Fe3+ e álcalis junto às bordas cristalinas (i.e. condições mais oxidantes e peralcalinas) acompanha um aumento na intensidade de K. Por sua vez, no Plúton Quiriri a susceptibilidade magnética é controlada essencialmente pela mineralogia ferrimagnética, em especial a magnetita. Ademais, eventos pós-magmáticos (hidrotermalismo e intemperismo) parecem exercer influência adicional sobre as intensidades de K nos granitos do Plúton Quiriri. Palavras-chave: Susceptibilidade magnética (K). Complexo Morro Redondo. Província Graciosa. Granitos de Tipo-A. Sul do Brasil. ABSTRACT The A-type granitic plutons that form the Graciosa Province, in southeastern and southern Brazil, especially the Papanduva and Quiriri Plutons, focus of this work, have proved to be important sources of information on the relationship among the magnetic susceptibility (K) and the chemical (alkaline vs. subalkaline) and mineralogical signatures of granitic rocks. These plutons, along with contemporary volcanic rocks constitute the Morro Redondo Complex that outcrops between the PR and SC states. The Papanduva Pluton is composed of peralkaline alkali-feldspar granites, with aegirine and arfvedsonite as the main mafic minerals, whereas the Quiriri Pluton comprises slightly peraluminous syeno-monzogranites, with biotite ± amphibole as the typical mafic phases. The opaque minerals are ilmenite (Papanduva) and magnetite (Quiriri). In granitic rocks, the factors controlling the K intensity include geochemistry, mineralogy and even post-magmatic events (hydrothermalism, weathering, deformation). This work aims to characterize the intensity of the magnetic susceptibility in the Papanduva and Quiriri granites, as well as to investigate the influence of the mineralogy, composition (bulk- rock and mineral chemistry), and hydrothermal alteration and weathering on the observed K variations. Individual K measurements in hand samples and outcrops reveal K values mainly between 19 – 2490 x 10-6[SI], with an average of 239 x 10-6 [SI] for the Papanduva Pluton. Some anomalously higher values around 6272 x 10-6 [SI] are locally registered in samples with large amounts of post-magmatic magnetite. On the other hand, K values for the Quiriri Pluton are mainly between 173 – 6910 x 10-6[SI], with an average of 2633 x 10-6 [SI]. This distinctive contrast favors the use of the magnetic susceptibility as an auxiliary geological mapping tool. In the Papanduva Pluton, K is positive correlated with Fe3+, Mn and Na, and it is influenced by the paramagnetic mineralogy, especially sodic clinopyroxenes. In these minerals, an increment in Fe3+ and alkalis contents towards crystalline rims (i.e. more oxidizing and peralkaline conditions) is followed by increasing K intensities. Contrarily, magnetic susceptibility in the Quiriri Pluton is essentially controlled by the ferrimagnetic mineralogy, namely magnetite. Moreover, post-magmatic events (hydrothermalism, weathering) may have played an additional influence on the K intensities in the Quiriri granites. Keywords: Magnetic susceptibility (K). Morro Redondo Complex. Graciosa Province. A- type Granites. South Brazil. LISTA DE ILUSTRAÇÕES Figura 1.1 – Mapa de localização e vias de acesso. PRY – Paraguai; ARG – 19 Argentina; URY – Uruguai; ES – Espírito Santo; MG – Minas Gerais; MS – Mato Grosso do Sul; PR – Paraná; RJ – Rio de Janeiro; RS – Rio Grande do Sul; SC – Santa Catarina; SP – São Paulo. Figura 2.1 – (A) Reconstrução da porção ocidental do supercontinente 21 Gondwana, mostrando componentes cratônicos e brasiliano-pan africanos. Crátons representados em cinza: A – Amazônico; C – Congo; K – Kalahari; LA – Luis Alves; P – Paranapanema; SF – São Francisco; WA – Oeste Africano. Cinturões brasiliano-pan africanos: Bo – Borborema; R – Ribeira; DF – Dom Feliciano; Pa Pampean; H – Hoggar; D – Dahomey; Ro – Rockleides; O – Oubangides; Ta – Tanzânia; WC – West Congo; Ka – Kaoko; Da – Damara; K/Z – Katangan/Zambezi; Kl – Arco Katanga-Lufilian; M – Mozambique; G – Gariep; S – Saldania. (B) Descrição geral de parte da Província Mantiqueira. Figura 2.2 – Mapa geológico esquemático das principais unidades do sul- 25 sudeste brasileiro. 1 – Coberturas Fanerozoicas; 2 – Complexos alcalinos mesozoicos; 3 – Bacia Eopaleozoica; 4 – Bacias Neoproterozoicas; [Neoproterozoico] 5 – Stocks graníticos de características tipo-A do Domínio Apiaí; 6 – Granitos e sienitos de tipo-A da Província Graciosa; 7 – Vulcânicas ácidas e básicas; 8 – Batólito Agudos Grandes; 9 – Batólito cálcio-alcalino Piên- Mandirituba; 10 – Batólito Paranaguá; DOMÍNIO APIAÍ: 11 – Formação Iporanga; 12 – Grupo Itaicoca; 13 – Subgrupo Lajeado; [Mesoproterozoico] 14 – Formação Águas Claras; 15 – Formação Votuverava; [Paleoproterozoico] 16 – Formação Perau; 17 – Núcleos granito-gnáissico (tipo-A); MICROPLACA CURITIBA: [Neoproterozoico] 18 – Formação Capiru; 19 – Sequência Turvo- Cajati; [Paleoproterozoico] 20 – Complexo Atuba; MICROPLACA LUIS ALVES: [Arqueano-Paleoproterozoico] 21 – Complexo Granulítico de Santa Catarina; DOMÍNIO PARANAGUÁ: [Neoproterozoico] 22 – Metassedimentos protomiloníticos (Sequência Rio das Cobras); 23 – Zonas de Cisalhamento (ZCI: Zona de Cisalhamento Itapirapuã; ZCMA: Zona de Cisalhamento Morro Agudo; ZCR: Zona de Cisalhamento Ribeira; ZCLC: Zona de Cisalhamento Lancinha-Cubatão; ZCMP: Zona de Cisalhamento Mandirituba-Piraquara; ZCRPSR: Zona de Cisalhamento Rio Palmital- Serrinha; ZCPT: Zona de Cisalhamento Piên-Tijucas). Figura 2.3 – Mapa geológico do Complexo Morro Redondo e de áreas 27 circunvizinhas. 1 – Depósitos aluvio-coluviais; 2 – rochas vulcânicas bimodais contemporâneas; (3 a 6): álcali-feldspato granitos peralcalino do Plúton Papanduva: 3 – fácies foliada, 4 – fácies deformada, 5 – fácies maciça, 6 – fácies microgranítica; 7 – biotita sieno – e monzogranitos peraluminoso do Plúton Quiriri; 8 – cálcio-alcalino de alto K granitos do Plúton Estrela e 9 – rochas metassedimentares do Terreno Paranaguá; 10 – gnaisses, granulitos e migmatitos da Microplaca Luis Alves; ZCRPS – Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha. Figura 2.4 – Aspectos petrográficos do álcali-feldspato granitos do Plúton 29 Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito hololeucocrático da Fácies Maciça. A textura predominante equigranular de granulação média é definida pelo feldspato alcalino (branco), com quartzo (tons de cinza), anfibólio sódico- cálcico preto e acessórios amarelados (astrofilita?) intersticiais. (B) Álcali- feldspato granito com textura milonítica fina da Fácies Foliada, com porfiroclástos estirados de anfibólio sódico (preto), em matriz quartzo- feldspática, com acessórios amarelados (zirconossilicatos de Na, K?). (C) Álcali-feldspato granito leucocrático de estrutura cataclástica da Fácies Deformada. A textura aproximadamente equigranular de granulação média a grossa é dada por egirina (verde) intersticial a grãos deformados de quartzo (cinza-escuro) e feldspato alcalino (cinza claro). (D) Álcali-feldspato granito leucocrático da Fácies Microgranítica. Apresenta textura inequigranular de granulação fina, com anfibólio sódico (preto) intersticial entre cristais maiores de feldspato alcalino (branco) e quartzo (cinza). Figura 2.5 – Aspectos texturais microscópicos do álcali-feldspato granitos do 30 Plúton Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito maciço. Predominam cristais maiores e tabulares de feldspato alcalino (FA), com bordas albítica (Ab). Quartzo (Qz) e egirina (Eg) ocorrem em aglomerados de cristais, além de anfibólio sódico-cálcico que preenche os interstícios entre feldspato alcalino. (B) Álcali-feldspato granito protomilonítico a milonítco da Fácies Deformada, com porfiroclastos de feldspato alcalino e anfibólio sódico (Anf) mateado por egirina, em matriz de quartzo recristalizado, albita pós-magmática e feldspato potássico. (C) Álcali-feldspato granito cataclástico da Fácies Deformada com agregado de egirina e anfibólio sódico parcialmente substituídos por magnetita pós-magmática (Mt). Cristal prismático de ilmenita (Ilm) e zircão (Zr) inclusos em egirina. (D) Álcali-feldspato granito microgranítico. A textura equigranular é definida pelo feldspato alcalino pertítico a mesopertítico, com quartzo e anfibólio sódico tipicamente intersticiais. Egirina ocorre manteando o anfibólio. Figura 2.6 – Aspectos petrográficos macroscópicos do sienogranito do Plúton 32 Quiriri. (A) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q1. Apresenta textura equi a inequigranular definida por quartzo (cinza), plagioclásio (branco) e cristais de feldspato alcalino (vermelho), além de biotita como principal fase máfica e clorita. (B) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q2. A textura inequigranular é definida pelo feldspato alcalino (vermelho acizentado), pouco plagioclásio, quartzo e biotita intersticial. (C) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q3. A textura inequigranular é definida por cristais maiores feldspato alcalino (vermelho acizentado), e menores de plagioclásio, quartzo e clorita. (D) Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali- feldspato tabular (vermelho) e quartzo globulares (transparente) em uma fina matriz de quartzo poiquilítico, plagioclásio, clorita e peseudomorfos de biotita. Figura 2.7 – Aspectos texturais microscópicos sienogranito do Plúton Quiriri. 33 (A) Sienogranitos da Fácies Q1. Textura maciça com cristais de álcali feldspato (FA), quartzo (Qz) e Biotita (Bt). A Magnetita (Mt) euédrica ocorre inclusa na biotita. (B) Sienogranito da Fácies Q2. Apresenta textura equi- a inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo, menores plagioclásios saussuritizados (Plg) e biotita euédrica (Bt) intersticial. (C) Sienogranito da Fácies Q3. Apresenta textura inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo. Clorita (Clh) substituindo peseudomorfos de biotia. (D) Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali-feldspato sericitizado e quartzo globulares em uma fina matriz composta por quartzo, feldspato, clorita e peseudomorfos de biotita. Figura 3.1 – Curva de histerese magnética. H refere-se ao campo magnético, M 37 é a magnetização e Bc é a coercividade do material. Figura 3.2 – Contribuição mineral para a susceptibilidade de uma rocha. 40 Figura 3.3 – Variação da susceptibilidade magnética em relação à química 41 mineral de piroxênios. Figura 5.1 – Distribuição da susceptibilidade magnética: (A) Plúton 49 Papanduva; (B) Plúton Quiriri. Para esses plútons, os valores mais destoantes da média calculada foram excluídos dessa representação apenas por razões estéticas e de visualização. Figura 5.2 – Magnetita pós-magmática (A) Inclusões de magnetita pós- 50 magmática (Mt) em cristais de egirina (Eg) no álcali-feldspato granitos da Fácies Deformada. (B) Carbonato (Cb) substituído por magnetita pós- magmática (Mt) no álcali-feldspato granitos da Fácies Microgranítica. Figura 5.3 - Feições microscópicas do sienogranito da Fácies Q2 (A) Textura 50 equi- a inequigranular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino (FA) e quartzo, grãos menores de biotita (Bt) intersticial. (B) A imagem ressalta inclusões da magnetita (Mt) em cristais tabulares de biotita. Figura 5.4 - Mapa de contornos exibindo o contraste de K entre os plútons 52 graníticos Papanduva e Quiriri. Figura 5.5 – Volume modal (%) de quartzo + K-feldspato + plagioclásio versus 53 o volume modal (%) de minerais opacos nos plútons Papanduva e Quiriri. Figura 5.6 – Susceptibilidade magnética (K) versus a mineralogia modal do 54 Plúton Papanduva: (A) K versus o somatório dos constituintes máficos (+ acessórios); (B) K versus piroxênio; (C) K versus anfibólio. Figura 5.7 – Susceptibilidade magnética (K) versus a minerologia máfica (% 55 modal) do Plúton Quiriri: (A) K versus total de minerais máficos (+ acessórios); (B) K versus biotita; (C) K versus minerais opacos. Figura 5.8 – Susceptibilidade magnética (K) versus a química mineral do 56 clinopiroxênio: (A) K versus Fe3+ na região do núcleo; (B) K versus Fe2+ na região do núcleo; (C) K versus Mn2+ na região do núcleo; (D) K versus Na++K+ na região do núcleo; (E) K versus Fe3+ na região das bordas; (F) K versus Fe2+ na região das bordas; (G) K versus Mn2+ na região das bordas; (H) K versus Na++K+ na região das bordas. Símbolos em azul correspondem aos valores médios e desvios padrões. Figura 5.9 – Susceptibilidade magnética (K) versus wt% dos elementos maiores 57 do Plúton Papanduva: (A) K versus TiO2; (B) K versus Fe2O3; (C) K versus MgO; (D) K versus MnO; (E) K versus Na2O; (F) K versus K2O. Figura 5.10 – Susceptibilidade magnética (K) versus wt% dos elementos 58 maiores do Plúton Quiriri: (A) K versus TiO2; (B) K versus Fe2O3; (C) K vesus MnO; (D) K vesus MgO; (E) K versus Na2O; (F) K versus K2O. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri. Figura 5.11 – Susceptibilidade magnética (K) versus o coeficiente fe# = 59 Fe/(Fe+Mg). (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri. Figura 5.12 – Susceptibilidade magnética (K) versus o coeficiente mg# = 59 Mg/(Fe+Mg). (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri. Figura 5.13 – Susceptibilidade magnética (K) versus HSF. (A) Plúton 60 Papanduva; (B) Plúton Quiriri. Figura 5.14 – Susceptibilidade paramagnética calculada (Kp-teor) versus a 61 susceptibilidade magnética medida em campo e laboratório para as mesmas amostras. Em rosa estão representados espécimes do Plúton Papanduva e em verde, espécimes do Plúton Quiriri. Figura 5.15 – Mapas para as rochas do Complexo Morro Redondo. (A) Mapa 64 de susceptibilidade magnética (K). (B) Modelo digital de elevação do terreno. (C) Mapa de densidade de lineamentos. (D) Densidade de Drenagem. LISTA DE TABELAS TABELA 3.1 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE 38 ALGUNS MINERAIS FORMADORES DE ROCHA. TABELA 3.2 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE 41 ALGUMAS ROCHAS ÍGNEAS, SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS. TABELA 4.1 – VALORES DOS PARÂMETROS A, B E C PARA 46 CÁLCULO DE ƒO2 DE ACORDO COM TEMPERATURA E TAMPÃO ESPECÍFICO. LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS ID-TIMS Isotope Dilution-Thermal Ionization Mass Spectrometry Ga Giga anos (106 anos) LA-ICP-MS Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry Ma Milhões de anos (103 anos) MDE Modelo Digital de Elevação P Pressão PR Paraná SC Santa Catarina SHRIMP Sensitive High Resolution Ion Microprobe SI Système International d’Unités SRTM Shuttle Radar Topography Mission T Temperatura TTG Tonalito-Trondhjemito-Granodiorito WDS Wavelength Dispersive Spectroscopy LISTA DE SÍMBOLOS Bc Coercividade do material °C Temperatura em grau Celsius d Densidade (gm/cm3 ou Kg/cm3) fO2 Fugacidade de oxigênio H Intensidade do campo magnético aplicado J Momento magnético dipolar por volume unitário °K Temperatura em grau Kelvin K Susceptibilidade magnética Kp-teor Susceptibilidade paramagnética teórica M Magnetização M’ Índice de cor Xi Fração molar SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO 17 1.1 APRESENTAÇÃO 17 1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS 17 1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO 18 2 CONTEXTO GEOLÓGICO 20 2.1 GEOLOGIA REGIONAL 20 2.1.1 Província Mantiqueira 20 2.1.1.1 Microplaca Luis Alves 22 2.1.1.2 Microplaca Curitiba 23 2.1.1.3 Terreno Paranaguá 23 2.2 GEOLOGIA LOCAL 24 2.2.1 Província Graciosa 24 2.2.2 Complexo Morro Redondo 26 3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA 34 3.1 PRINCÍPIO FÍSICO 35 3.1.1 Diamagnetismo 35 3.1.2 Paramagnetismo 35 3.1.3 Ferromagnetismo 36 3.1.3.1 Histerese magnética 36 3.1.4 Parâmetros que influenciam a Susceptibilidade Magnética 38 3.2 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DOS MINERAIS 38 3.3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DAS ROCHAS 41 3.3.1 Rochas graníticas 42 4 METODOLOGIA 44 4.1 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA 44 4.2 TRATAMENTO DOS DADOS 45 4.2.1 Cálculo da Contribuição Paramagnética 45 4.2.2 Mapa de Susceptibilidade Magnética 46 4.2.3 Modelo Digital de Elevação 47 4.2.4 Mapas de densidade de lineamentos e drenagens 47 5 RESULTADOS E DISCUSSÕES 49 5.1 A SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DOS PLÚTONS 49 PAPANDUVA E QUIRIRI 5.1.1 A susceptibilidade como ferramenta de mapeamento 51 5.2 CONTROLE DA MINERALOGIA MODAL NA 52 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA 5.2.1 Correlação entre o clinopiroxênio e a K no Plúton Papanduva 55 5.3 CONTROLE GEOQUÍMICO DA SUSCEPTIBILIDADE 56 MAGNÉTICA 5.3.1 Contribuições paramagnética na K dos Plútons Papanduva e 60 Quiriri 5.4 EFEITOS DO INTEMPERISMO E DO HIDROTERMALISMO NA 62 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA 6 CONCLUSÕES 65 REFERÊNCIAS 67 APÊNDICE A – Mapa de Pontos do Complexo Morro Redondo 74 ANEXO A – Tabela com os dados de susceptibilida magnética 77 (K) para os plútons graníticos Papanduva e Quiriri. 17 1 INTRODUÇÃO 1.1 APRESENTAÇÃO Esta monografia constitui parte dos requisitos curriculares básicos necessários à conclusão de curso e à consequente obtenção do título de Bacharela em Geologia pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). O foco principal deste trabalho é discutir a relação entre a susceptibilidade magnética (K) e a mineralogia e a geoquímica de granitos de tipo-A, tomando como área de estudo os plutons Papanduva e Quiriri que compõem o Complexo Morro Redondo, na região sul do Brasil. Adicionalmente, o trabalho tem por objetivo demonstrar como a K pode ser utilizada como uma ferramenta auxiliar ao mapeamento geológico. 1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS A susceptibilidade magnética (K) mede a relação entre J, momento magnético dipolar por volume unitário, e H, intensidade do campo magnético aplicado, de forma que K = J/H. A magnitude da susceptibilidade denota sobretudo a abundância, a natureza e a composição química da associação mineral. Desse modo, a K é não só um importante rastreador petrográfico mas também é capaz de fornecer informações importantes a respeito de variações geoquímicas em plútons graníticos (ISHIHARA, HASHIMOTO, MACHIDA, 2000, p. 127). Ao longo dos anos, a susceptibilidade tem sido empregada com sucesso por inúmeros estudiosos. Eles a utilizam como uma espécie de índice petrográfico principalmente com o objetivo de estabelecer uma classificação para granitoides (e. g. granitos da série magnetita e série ilmenita sensu) (ISHIHARA, 1977, p. 293), de fornecer informações sobre as condições redox ou de poder ser utilizada como um método adicional à compreensão da história evolutiva da rocha (e. g. MAULANA et al., 2013, p. 56). Sabe-se também que a K é uma grandeza extremamente variável em granitos. Pode variar da ordem de 10-6 (SI é a unidade usada), em litotipos leucocráticos, a 10-1 [SI], em granodioritos e tonalitos (VILASSECA; RUIZ-MARTÍNEZ; PÉREZ-SOBA, 2017, p. 379). Sua distribuição dentro de um mesmo corpo também não ocorre de forma homogênea, porque, além de ser influenciada pelas mudanças mineralógicas e geoquímicas, como referido acima, sofre ainda a interferência de processos posteriores à sua evolução, tais como metamorfismo, alteração hidrotermal e intemperismo. 18 Nesse panorama, os plútons graníticos de tipo-A que formam a Província Graciosa, entre as regiões sudeste e sul do Brasil, em especial os plútons Papanduva e Quiriri, objetos desta investigação, têm-se revelado importantes fontes de informação da relação entre a K e a assinatura química (alcalina vs. subalcalina) e mineralógica de rochas graníticas (VILALVA e VLACH, 2014, p. 97). Os plútons Papanduva e Quiriri compõem, em conjunto com rochas vulcânicas contemporâneas, o Complexo Morro Redondo, entre os estados do Paraná (PR) e de Santa Catarina (SC). Esses plútons possuem assinaturas químicas distintas (peralcalina vs. metaluminosa), bem como valores de K bastante contrastantes (VILALVA, 2007, p. 118; VILALVA e VLACH, 2014, p. 97). Dessa forma, identificar os agentes que controlam essas diferenças de K é o principal propósito deste trabalho. Para isso, investigar-se-á a correlação entre a susceptibilidade magnética, a geoquímica e a mineralogia dos corpos. Por meio de equações matemáticas, propõe-se também reconhecer a natureza da susceptibilidade, i. e., se é influenciada pela mineralogia paramagnética ou pelos minerais de caráter ferromagnético. Além disso, objetiva-se demonstrar que a K pode ser utilizada para diferenciar granitoides entre si, sendo, dessa forma, uma ferramenta auxiliar ao mapeamento geológico de superfície. 1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO O Complexo Morro Redondo abrange uma área de aproximadamente 250 Km², aflorando na fronteira entre os estados do Paraná (PR) e de Santa Catarina (SC), nas proximidades dos municípios de Tijucas do Sul (PR), Guaratuba (PR) e Garuva (SC), sul do Brasil. As principais vias de acesso são as rodovias federais BR-376, a partir de Curitiba (PR), e BR-101, seguindo de Florianópolis (SC), como pode ser visualizado na Figura 1.1. 19 Figura 1.1 – Mapa de localização e vias de acesso. PRY – Paraguai; ARG – Argentina; URY – Uruguai; ES – Espírito Santo; MG – Minas Gerais; MS – Mato Grosso do Sul; PR – Paraná; RJ – Rio de Janeiro; RS – Rio Grande do Sul; SC – Santa Catarina; SP – São Paulo. Fonte: Autora (2019). 20 2 CONTEXTO GEOLÓGICO Os plútons graníticos Papanduva e Quiriri, aflorantes no Complexo Morro Redondo correspondem a algumas das principais ocorrências de granitos tipo-A da Província Graciosa. Os granitos e os sienitos que constituem essa Província intrudiram rochas do Terreno Paranaguá e das Microplacas Curitiba e Luis Alves durante os estágios finais da Orogenia Brasiliano-Pan Africana (c. 580 Ma; VLACH et al., 2011, p. 414; VILALVA, SIMONETTI, VLACH, 2019, p. 31). Essas microplacas são importantes unidades tectono-estratigráficas situadas no segmento central da Província Mantiqueira. A compreensão dos eventos tectônicos, associados à história de justaposição dessas unidades, além de ser considerada uma importante chave para elucidação dos processos geodinâmicos envolvidos na amalgamação do setor ocidental do supercontinente Gondwana, é fundamental para localizar espacial e temporalmente o magmatismo que gerou os plútons estudados. Pensando em apresentar, sucintamente, informações relevantes sobre a geologia supracitada, este capítulo divide-se em duas partes: Geologia Regional e Geologia Local. 2.1 GEOLOGIA REGIONAL 2.1.1 Província Mantiqueira Trabalhos precursores, como os relatos de Almeida (1977, p. 357; 1981), reportam-se à Província Mantiqueira como uma faixa de direção NE-SW, paralela à costa atlântica, que se estende por mais de 3.000 km de comprimento, do sul da Bahia até o Uruguai, e totaliza uma área de cerca de 700.000 km². Faz limite com a Província Tocantins, o Cráton do São Francisco e a Bacia do Paraná, e é bordejada, à leste, pela margem continental e pelas bacias costeiras do Espírito Santo, Campos, Santos e Pelotas. Tal como apontam Passarelli et al. (2018, p. 189), a Província Mantiqueira representa o resultado do fechamento do Oceano Adamastor durante a Orogenia Brasiliano-Pan Africana (Figura 2.1a), envolvendo a interação entre os crátons São Francisco, Paranapanema, Congo e Kalahari, além de terrenos (e. g., Terreno Paranaguá) e microplacas (e. g., Microplacas Luis Alves e Curitiba). Esse processo de aglutinação conferiu à Mantiqueira um trend estrutural predominantemente nordeste registrado nos cinturões Araçuaí, Dom Feliciano e Ribeira (Figura 2.1b). 21 Figura 2.2 – (A) Reconstrução da porção ocidental do supercontinente Gondwana, mostrando componentes cratônicos e brasiliano-pan africanos. Crátons representados em cinza: A – Amazônico; C – Congo; K – Kalahari; LA – Luis Alves; P – Paranapanema; SF – São Francisco; WA – Oeste Africano. Cinturões brasiliano-pan africanos: Bo – Borborema; R – Ribeira; DF – Dom Feliciano; Pa Pampean; H – Hoggar; D – Dahomey; Ro – Rockleides; O – Oubangides; Ta – Tanzânia; WC – West Congo; Ka – Kaoko; Da – Damara; K/Z – Katangan/Zambezi; Kl – Arco Katanga- Lufilian; M – Mozambique; G – Gariep; S – Saldania. (B) Descrição geral de parte da Província Mantiqueira. Fonte: adaptado de Passarelli et al. (2018, p. 190). Dentro desse contexto, a Porção Central da Província Mantiqueira, na região S-SE do Brasil, incorpora quatro domínios tectônicos, justapostos entre 600 e 570 Ma (Figuras 2.1; 2.2). Dois desses grandes domínios são formados por rochas gnáissicas migmatíticas referentes às microplacas Luis Alves (Neoarqueana-Plaeoproterozoica) e Curitiba (Paleoproterozoica) (PASSARELLI et al., 2018, p. 189). Essas microplacas separam o Cinturão Ribeira (Neoproterozoico), a noroeste, do Cinturão Dom Feliciano, a sudeste (Figura 2.1). Completam 22 o quadro as rochas do Domínio Piên (Batólito Piên-Mandirituba e sequências ultramáficas; BASEI et al., 2008) e os granitoides do Terreno Paranaguá a leste, de idade Ediacarana (CURY, 2009; PATIAS et al., 2019). 2.1.1.1 Microplaca Luis Alves A Microplaca Luis Alves é composta por três associações litológicas distintas. A primeira delas compreende o embasamento Arqueano a Paleoproterozoico representado sobretudo por gnaisses granulíticos. Já as outras duas, de idades Neoproterozoicas, relacionam- se a coberturas vulcanossedimentares e granitoides de tipo-A (HARTMANN et al., 1979; 2000, p. 72; BASEI et al., 1998a, p. 383; 2009b; PASSARELLI et al., 2018, p. 192). As rochas do embasamento são representadas pelo Complexo Granulítico de Santa Catarina, incluindo gnaisses granulíticos vinculados a gradientes metamórficos que variam de intermediários a altos (BASEI et al., 1992, p. 217; 1998a, p. 385). Subordinadamente, ocorrem migmatitos, granitos, unidades básicas a ultrabásicas, além de gnaisses calciossilicáticos, kinzigitos, formações ferríferas e quartzitos (CURY, 2009, p. 27). Os gnaisses apresentam afinidade geoquímica TTG com alguns componentes máficos e contribuições metassedimentares (BASEI et al., 1992, p. 217; 1998a, p. 387). A idade de 2720 Ma, obtidas por meio do método U-Pb (SHRIMP), foi interpretada como relativa ao momento de formação do protólito magmático, que originou as rochas do embasamento (HARTMANN et al., 2000, p. 72; BASEI et al., 2009a), enquanto que o valor de 1800 Ma (K-Ar em biotita), é considerado como a idade de resfriamento do Complexo, abaixo da isoterma de 450°C (SIGA JR. et al., 1995, p. 71; BASEI et al., 1992, p. 216; 1998a, p. 385). As unidades Neoproterozoicas da Microplaca Luis Alves exibem características metamórficas e deformacionais contrastantes com as rochas do Complexo Granulítico Santa Catarina. Essas unidades repousam discordantemente no topo ou aparecem de forma intrusiva nos gnaisses. A cobertura sedimentar é representada pelas bacias vulcanossedimentares de Campo Alegre, Corupá e Guaratubinha, enquanto que os corpos granitoides de tipo-A compõem a Província Graciosa, da qual fazem parte as rochas foco deste estudo, e que será detalhada na sequência (BASEI et al., 1998b, p. 196; 2009b; GUALDA e VLACH, 2007a, p. 406; PASSARELLI et al., 2018, p. 194). 23 2.1.1.2 Microplaca Curitiba A microplaca Curitiba, localizada entre a microplaca Luis Alves e o fragmento cratônico Paranapanema (Figuras 2.1; 2.2), é constituída pelas seguintes unidades: Complexos Arqueanos a Paleoproterozoicos Atuba, Registro e Itatins, e assembleias metassedimentares Neoproterozoicas (SIGA JR et al., 1995, p. 71; BASEI et al., 2009a). O contato entre as microplacas Luis Alves e Curitiba acontece por meio da Zona de Cisalhamento Piên, atrelada aos granitoides cálcio-alcalinos de alto K do Batólito Piên-Mandirituba e rochas ultramáficas do Complexo Piên (HARARA, 2001, p. 29; PASSARELLI et al., 2018, p. 196). O complexo Atuba, assim como os outros dois complexos referidos, constituem o embasamento da Microplaca Curitiba. Ele é composto por biotita-anfibólio gnaisses bandados, anfibolitos e granitoides, que foram submetidos a graus metamórficos intermediários a altos associados a extensivos processos de remigmatização (SIGA JR. et al., 1995, p. 71; SATO et al., 2003, p. 251). Entre os gnaisses migmatíticos, é comum a ocorrência xistos magnesianos, rochas charnoquíticas e máficas a ultramáficas (SIGA JR. et al., 1995, p. 71; FALEIROS et al., 2011, p. 266). Sato et al. (2003, p. 251) obtiveram idades entre 3.0 a 2.7 Ga (U-Pb SHRIMP) na porção interna de cristais de zircão zonados dos gnaisses. Já o Complexo Registro é representado, sobretudo, por litotipos Paleoproterozoicos, incluindo biotita-anfibólio gnaisses, migmatitos e granitoides. Na sequência, o Complexo Itatins é formado por gnaisses kinzigíticos, anfibolitos (Sequência Cachoeira), enderbitos e charnoenderbitos (Suíte Itatins) de idades Riacianas, em associação com granitoides melanocráticos e migmatitos (PASSARELLI et al., 2018, p. 197). As assembleias metassedimentares Neoproterozoicas incluem xistos, quartzitos, paragnaisses, para-anfibolitos e rochas calciossilicáticas do Complexo Turvo-Cajati e das Formações Setuva e Capiru (SIGA JR. et al., 2012, 53; FALEIROS et al., 2011, p. 288). 2.1.1.3 Terreno Paranaguá O Terreno Paranaguá ocorre a leste da Microplaca Luiz Alves, com os limites marcados pelas zonas de cisalhamento Rio Palmital, Alexandra e Serra Negra (Figuras 2.1b; 2.2). O terreno é constituído por granitoides cálcio-alcalinos deformados de forma heterogênea e também por corpos graníticos isotrópicos encaixados em sequências metassedimentares. Sua formação está associada a uma colisão transpressional durante um episódio de acresção 24 ediacarana nesta porção da Província Mantiqueira (SIGA JÚNIOR et al., 1995; CURY, 2009; PATIAS et al., 2019). 2.2 GEOLOGIA LOCAL 2.2.1 Província Graciosa Inicialmente referida como Suíte Intrusiva Serra do Mar (e.g. KAUL, 1984, 1997, p. 29; KAUL e CORDANI, 2000, p. 115), a Província Graciosa (GUALDA e VLACH, 2007a, p. 405) dispõe-se paralelamente à costa atlântica, desde o extremo sudeste de São Paulo até o nordeste do estado de Santa Catarina. É composta por granitos e por sienitos tipo-A pós-colisionais, bem como por associações vulcânicas básicas, intermediárias e ácidas e ocorrências menores de gabros, rochas híbridas, dioritos e monzodioritos ricos em potássio. Os plútons exibem contornos circulares a alongados e formam intrusões rasas em rochas Arqueanas da Microplaca Luis e Alves e litotipos Paleo a Neoproterozoicos da Microplaca Curitiba e do Terreno Paranaguá (GUALDA e VLACH, 2007a, p. 406; PASSARRELLI et al., 2018, p. 200; VILALVA; SIMONETTI; VLACH, 2019, p. 20). Gualda e Vlach (2007a, p. 408) agruparam os granitos e sienitos tipo-A da província em duas associações petrográficas distintas denominadas ‘alcalina’ e ‘aluminosa’ (ou subalcalina; cf. VILALVA, SIMONETTI e VLACH, 2019, p. 22). Em comum, ambas mostram afinidades químicas com os granitos de tipo A2 de Eby (1992, p. 641). A associação alcalina é constituída por álcali-feldspatos sienitos e granitos hipersolvus metaluminosos a peralcalinos, formados sob condições relativamente redutoras, próximas ao tampão QFM (quartzo-faialita-magnetita) (VLACH e GUALDA, 2007, p. 181; VILALVA, VLACH e SIMONETTI, 2016, p. 186). Litotipos dessa associação ocorrem principalmente nos plútons Corupá, Mandira, Papanduva e Serra da Igreja. São rochas holo a leucocráticas, equigranulares e de granulação fina a média. Os máficos principais incluem clinopiroxênios da série egirina-augita ou hedenbergita e/ou anfibólios sódicos a sódicos-cálcicos; a mineralogia acessória inclui astrofillita, zircão, chevkinita, ilmenita (± magnetita) e apatita. Por sua vez, a associação aluminosa/subalcalina predomina na maioria dos plútons da Província. Compreende sieno- a monzogranitos subsolvus metaluminosos a moderadamente peraluminosos. São rochas leucocráticas, equi- a inequigranulares, de granulação fina a média. Biotita e anfibólios cálcicos são os máficos principais, enquanto zircão, magnetita, titanita, fluorita, apatita e allanita são os acessórios mais relevantes. Essa associação foi formada sob condições relativamente mais oxidantes que a 25 associação alcalina, próximas ao tampão TMQAI (titanita-magnetita-quartzo-anfibólio- ilmenita) (VLACH e GUALDA, 2007b, p. 324; VILALVA e VLACH, 2014, p. 110). Figura 2.3 – Mapa geológico esquemático das principais unidades do sul-sudeste brasileiro. 1 – Coberturas Fanerozoicas; 2 – Complexos alcalinos mesozoicos; 3 – Bacia Eopaleozoica; 4 – Bacias Neoproterozoicas; [Neoproterozoico] 5 – Stocks graníticos de características tipo-A do Domínio Apiaí; 6 – Granitos e sienitos de tipo-A da Província Graciosa; 7 – Vulcânicas ácidas e básicas; 8 – Batólito Agudos Grandes; 9 – Batólito cálcio-alcalino Piên-Mandirituba; 10 – Batólito Paranaguá; DOMÍNIO APIAÍ: 11 – Formação Iporanga; 12 – Grupo Itaicoca; 13 – Subgrupo Lajeado; [Mesoproterozoico] 14 – Formação Águas Claras; 15 – Formação Votuverava; [Paleoproterozoico] 16 – Formação Perau; 17 – Núcleos granito-gnáissico (tipo-A); MICROPLACA CURITIBA: [Neoproterozoico] 18 – Formação Capiru; 19 – Sequência Turvo-Cajati; [Paleoproterozoico] 20 – Complexo Atuba; MICROPLACA LUIS ALVES: [Arqueano- Paleoproterozoico] 21 – Complexo Granulítico de Santa Catarina; DOMÍNIO PARANAGUÁ: [Neoproterozoico] 22 – Metassedimentos protomiloníticos (Sequência Rio das Cobras); 23 – Zonas de Cisalhamento (ZCI: Zona de Cisalhamento Itapirapuã; ZCMA: Zona de Cisalhamento Morro Agudo; ZCR: Zona de Cisalhamento Ribeira; ZCLC: Zona de Cisalhamento Lancinha-Cubatão; ZCMP: Zona de Cisalhamento Mandirituba-Piraquara; ZCRPSR: Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha; ZCPT: Zona de Cisalhamento Piên-Tijucas). Fonte: retirado de Vilalva (2007, p. 39) e modificado de Prazeres e Filho et al. (2003, p. 53); Heilbron et al. (2004, p. 226). 26 Dados geocronológicos U-Pb em zircão (ID-TIMS e LA-ICP-MS) apresentados por Vlach et al. (2011, p. 414) e Vilalva, Simonetti e Vlach (2019, p. 31) indicam que a colocação, evolução petrogenética e a cristalização dos plútons que constituem a Província aconteceram em um espaço de tempo de aproximadamente 9 Ma, com pico magmático por volta de 580 Ma. Dessa forma, o magmatismo da Província Graciosa teria sido alocado em um regime extensional pós-colisional, ligado à evolução geodinâmica da porção SSE do supercontinente Gondwana. Baseados em dados químicos e isotópicos, Vilalva, Simonetti e Vlach (2019, p. 31) argumentam que esse magmatismo se gerou via fusão parcial de manto litosférico metassomatizado por fluidos derivados de crosta previamente subductada, seguida de graus variáveis de contaminação crustal em profundidade. 2.2.2 Complexo Morro Redondo O Complexo Morro Redondo é uma das principais e maiores ocorrências da Província Graciosa. Estende-se por uma área de aproximadamente 250 Km2, sendo 25 Km ao longo de um trend NW, entre as cidades de Tijucas do Sul (PR) e de Garuva (SC). Seu relevo é caracterizado por domínios montanhosos intercalados a planaltos remanescentes fortemente dissecados. Destacam-se as serras do Papanduva e do Araçatuba, na porção N, do Imbirá, na região central, e do Quiriri, na área S do Complexo. As rochas aflorantes apresentam, geralmente, um grau considerável de intemperismo, estando expostas por meio de blocos e matacões e raros lajedos nas encostas das serras e quedas d’água (KAUL, 1997, p. 94; VILALVA, 2007, p. 109). O Complexo Morro Redondo é constituído de rochas graníticas (sensu stricto), intrusivas de maneira discordantes em granulitos, gnaisses e migmatitos da microplaca Luís Alves, além de rochas vulcânicas ácidas a básico-intermediárias. À leste, o complexo está relacionado à Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha, com trend NW, a qual separa a microplaca Luís Alves do Domínio Paranaguá (Figura 2.3). 27 Figura 2.4 – Mapa geológico do Complexo Morro Redondo e de áreas circunvizinhas. 1 – Depósitos aluvio-coluviais; 2 – rochas vulcânicas bimodais contemporâneas; (3 a 6): álcali-feldspato granitos peralcalino do Plúton Papanduva: 3 – fácies foliada, 4 – fácies deformada, 5 – fácies maciça, 6 – fácies microgranítica; 7 – biotita sieno – e monzogranitos peraluminoso do Plúton Quiriri; 8 – cálcio-alcalino de alto K granitos do Plúton Estrela e 9 – rochas metassedimentares do Terreno Paranaguá; 10 – gnaisses, granulitos e migmatitos da Microplaca Luis Alves; ZCRPS – Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha. Fonte: Vilalva (2007, p. 112). As rochas graníticas do Complexo Morro Redondo apresentam marcados contrastes geoquímicos, mineralógicos e petrográficos e formam dois plútons distintos denominados Papanduva e Quiriri (KAUL, 1997, p. 94; VILALVA, 2007, p. 112; VILALVA e VLACH, 2014, p. 87). 28 Plúton Papanduva O Plúton Papanduva ocorre na porção N do Complexo, compreendendo uma área de 60 Km². As rochas que o compõem são álcali-feldspatos granitos hipersolvus, de assinatura peralcalina, holo a leucocráticos (Figura 2.4a-d), com índice de cor: M’< 5 e coloração variando entre tons de cinza e branco. São agrupadas em quatro fácies distintas (VILALVA, 2007, p. 125; VILALVA e VLACH, 2014, p. 89; VILALVA; VLACH; SIMONETTI, 2016, p. 187), a saber: a) Fácies Maciça: fácies principal, identificada nas porções central e sudeste do plúton. Possui granulometria média a grossa, sendo levemente inequigranular. Inclui álcali- feldspato granitos maciços com anfibólios sódico-cálcicos e sódicos, além de clinopiroxênios sódicos como máficos principais (Figura 2.5a). Zircão, astrofilita, enigmatita, fluorita, titanita e chevkinita são os acessórios mais comuns; b) Fácies Foliada: localiza-se nas regiões de borda do plúton e inclui álcali-feldspato granitos com estruturas orientadas associadas à deformação sub-magmática (cf. BLENKINSOP, 2000, p. 59) bem marcadas, com trends NW-SW e NE-SE. Aqui, a trama mineral confere ao granito uma aparência protomilonítica (e às vezes porfiroclástica), com cristais orientados de anfibólio sódico, álcali-feldspato e alguns megacristais de quartzo em uma matriz fina quartzo-feldspática de aspecto sacaroidal (Figura 2.5b). As rochas dessa fácies apresentam tipicamente uma variedade de fases acessórias tardi- a pós-magmáticas ricas em elementos de alto potencial iônico (e.g. Ti, Zr, Nb, terras-raras), tipicamente agpaíticas (cf. MARKS et al., 2011, p. 440), tais como enigmatita, neptunita, britholita-(Ce), nacareniobsita- (Ce), (Na,K)-zirconossilicatos e turkestanita. Zircão é ausente; c) Fácies Deformada: de ocorrência restrita ao extremo NE do plúton, esta fácies é caracterizada pelo seu aspecto cataclástico, relacionada a eventos de deformação sub-magmáticos. Inclui álcali-feldspato granitos de granulometria média a grossa e tonalidades cinzas e rosadas mais escuras. Clinopiroxênio sódico é o máfico principal (Figura 2.5c), tendo zircão, astrofilita, enigmatita, ilmenita e chevkinita como acessórios. Allanita e magnetita são fases tipicamente pós-magmáticas; e d) Fácies Microgranítica: caracteriza-se pela granulometria fina, textura equi- a inequigranular, com eventuais estruturas de fluxo planares definidas por cristais euédricos de anfibólio e/ou clinopiroxênio sódico (Figura 2.5d). Aparece como diques centimétricos a decimétricos intrusivos nas outras fácies ou nos litotipos do Plúton Quiriri. 29 Figura 2.4 – Aspectos petrográficos do álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito hololeucocrático da Fácies Maciça. A textura predominante equigranular de granulação média é definida pelo feldspato alcalino (branco), com quartzo (tons de cinza), anfibólio sódico-cálcico preto e acessórios amarelados (astrofilita?) intersticiais. (B) Álcali-feldspato granito com textura milonítica fina da Fácies Foliada, com porfiroclástos estirados de anfibólio sódico (preto), em matriz quartzo-feldspática, com acessórios amarelados (zirconossilicatos de Na, K?). (C) Álcali- feldspato granito leucocrático de estrutura cataclástica da Fácies Deformada. A textura aproximadamente equigranular de granulação média a grossa é dada por egirina (verde) intersticial a grãos deformados de quartzo (cinza-escuro) e feldspato alcalino (cinza claro). (D) Álcali-feldspato granito leucocrático da Fácies Microgranítica. Apresenta textura inequigranular de granulação fina, com anfibólio sódico (preto) intersticial entre cristais maiores de feldspato alcalino (branco) e quartzo (cinza). Fonte: Vilalva (2007) e Vilalva, Vlach e Simonetti, (2016, p. 187). 30 Figura 2.5 – Aspectos texturais microscópicos do álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva. (A) Álcali-feldspato granito maciço. Predominam cristais maiores e tabulares de feldspato alcalino (FA), com bordas albítica (Ab). Quartzo (Qz) e egirina (Eg) ocorrem em aglomerados de cristais, além de anfibólio sódico-cálcico que preenche os interstícios entre feldspato alcalino. (B) Álcali-feldspato granito protomilonítico a milonítco da Fácies Deformada, com porfiroclastos de feldspato alcalino e anfibólio sódico (Anf) mateado por egirina, em matriz de quartzo recristalizado, albita pós- magmática e feldspato potássico. (C) Álcali-feldspato granito cataclástico da Fácies Deformada com agregado de egirina e anfibólio sódico parcialmente substituídos por magnetita pós-magmática (Mt). Cristal prismático de ilmenita (Ilm) e zircão (Zr) inclusos em egirina. (D) Álcali-feldspato granito microgranítico. A textura equigranular é definida pelo feldspato alcalino pertítico a mesopertítico, com quartzo e anfibólio sódico tipicamente intersticiais. Egirina ocorre manteando o anfibólio. Fonte: Vilalva (2007) e Vilalva, Vlach e Simonetti, (2016, p. 187). 31 Plúton Quiriri O Plúton Quiriri ocupa o centro e a região sul do Complexo Morro Redondo, cobrindo uma área de 190 Km² com sieno- a monzogranitos subsolvus de afinidade levemente peraluminosa. Esse plúton é representado por rochas essencialmente maciças, de granulação fina a média, com texturas equigranulares, inequigranulares e raramente porfiríticas a glomeruloporfiríticas. São rochas holo- a leucocráticas (4 < M’ < 7) de coloração cinza, quando frescas, e rosadas quando mais alteradas (Figura 2.6). Quatro fácies principais são reconhecidas (VILALVA, 2012; VILALVA e VLACH, 2014, p. 89), a saber: a) Fácies Q1: principal fácies, encontrada ao longo de todo o corpo, exibe estrutura maciça e textura inequigranular e granulação média. Predominam cristais tabulares avermelhados de feldspato alcalino e a biotita (frequentemente cloritizada) é o máfico principal. São observadas estruturas de fluxo magmático preservadas de forma incipiente e, raramente, texturas tipo rapakivi. Enclaves microgranulares félsicos (monzograníticos) e máficos (quartzo monzodioríticos) são raros (Figura 2.7a); b) Fácies Q2: sienogranitos caracterizados por colorações acinzentadas e pela presença de anfibólio em associação à biotita (Figura 2.7b). Aflora na porção noroeste do plúton; c) Fácies Q3: sienogranitos de coloração avermelhada, relativamente pobre em plagioclásio. Aflora na região central e, localmente, na parte nordeste do corpo. Contém cristais de biotita primária completa ou parcialmente substituída por clorita, titanita, magnetita e outras fases hidrotermais (Figura 2.7c); e d) Fácies Q4: ocorre como pequenos corpos e diques de quartzo- e feldspato-pórfiros e granófiros, com fenocristais de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio imersos em uma matriz fina com quartzo, feldspatos, biotita e fases acessórias, frequentemente com texturas granofíricas (Figura 2.7d). Aflora nas porções noroeste e nordeste do plúton Quiriri. Em todas as fácies, os minerais acessórios principais são zircão, titanita, magnetita (± ilmenita), allanita, apatita e fluorita. Minerais de origem pós-magmática (hidrotermal) incluem albita, epídoto, magnetita (2ª geração), titanita (2ª geração) e clorita. 32 Figura 2.6 – Aspectos petrográficos macroscópicos do sienogranito do Plúton Quiriri. (A) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q1. Apresenta textura equi a inequigranular definida por quartzo (cinza), plagioclásio (branco) e cristais de feldspato alcalino (vermelho), além de biotita como principal fase máfica e clorita. (B) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q2. A textura inequigranular é definida pelo feldspato alcalino (vermelho acizentado), pouco plagioclásio, quartzo e biotita intersticial. (C) Sienogranito hololeucocrático da Fácies Q3. A textura inequigranular é definida por cristais maiores feldspato alcalino (vermelho acizentado), e menores de plagioclásio, quartzo e clorita. (D) Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali-feldspato tabular (vermelho) e quartzo globulares (transparente) em uma fina matriz de quartzo poiquilítico, plagioclásio, clorita e peseudomorfos de biotita. Fonte: Vilalva (2012). 33 Figura 2.7 – Aspectos texturais microscópicos sienogranito do Plúton Quiriri. (A) Sienogranitos da Fácies Q1. Textura maciça com cristais de álcali feldspato (FA), quartzo (Qz) e Biotita (Bt). A Magnetita (Mt) euédrica ocorre inclusa na biotita. (B) Sienogranito da Fácies Q2. Apresenta textura equi- a inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo, menores plagioclásios saussuritizados (Plg) e biotita euédrica (Bt) intersticial. (C) Sienogranito da Fácies Q3. Apresenta textura inequigraular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo. Clorita (Clh) substituindo peseudomorfos de biotia. (D) Sienogranito porfirítico da Fácies Q4, mostrando megacristais de álcali-feldspato sericitizado e quartzo globulares em uma fina matriz composta por quartzo, feldspato, clorita e peseudomorfos de biotita. Fonte: Vilalva (2012). 34 3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA A física define a susceptibilidade magnética (K) como a capacidade de magnetização de uma substância no momento em que essa é exposta a um campo magnético externo. Ao longo dos anos, geocientistas de todo o mundo têm feito uso dessa capacidade das mais variadas maneiras. Suas aplicações vão desde a geologia econômica, na prospecção de depósitos metálicos, até a geologia ambiental, na identificação e na delimitação de solos contaminados por metais pesados. Uma das formas mais usuais de se utilizar a K, ou a anisotropia da susceptibilidade magnética, é como um importante parâmetro caracterizador dos aspectos estruturais de uma determinada área. No entanto, esse tipo de estudo é realizado apenas por intermédio de instrumentos laboratoriais extremamente sensíveis e não será, portanto, o foco deste trabalho. Este, por sua vez, relaciona a susceptibilidade à petrografia, mineralogia e à química (rocha- total e mineral) de plútons graníticos. Especificamente para a Petrologia, a K é o parâmetro petrofísico mais fácil de ser mensurado, não só em amostras mas também em afloramentos no campo. Medir a susceptibilidade em campo é um processo bastante rápido, uma vez que uma medição dura apenas alguns segundos e podem ser executadas numerosas medidas detalhadas em um tempo razoável (HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 1). Nesse contexto, uma outra vantagem da K é a capacidade de denotar a natureza, a abundância e a composição da associação mineral presente nos corpos. Dessa forma, a susceptibilidade é uma ferramenta fundamental para auxiliar na diferenciação de camadas, de lentes, de enclaves e até mesmo de plútons que apresentem distintos conteúdos magnéticos. De acordo com Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 1), além de sofrer a influência da geoquímica e da mineralogia, como referido, a susceptibilidade magnética ainda é condicionada pelas fugacidades de O2 e de S, bem como por agentes posteriores à história evolutiva da rocha, a exemplo do intemperismo, da alteração hidrotermal e de eventos metamórficos. Assim, a capacidade magnética em voga é um parâmetro capaz de fornecer informações importantes a respeito da história evolutiva, da composição química e da mineralógica das rochas, sendo um método de baixo custo, rápido e eficaz. Com base nisso, neste capítulo, apresentam-se de forma sucinta alguns conceitos teóricos fundamentais relacionados ao método, além de informações sobre a susceptibilidade dos minerais e das rochas graníticas. 35 3.1 PRINCÍPIO FÍSICO A susceptibilidade magnética (K) é a medida da resposta magnética de um material a um campo magnético externo. Quando esse material é magneticamente isotrópico, a K pode ser 𝐽 expressa por meio da equação 𝐾 = ⁄𝐻 , na qual J se refere ao momento magnético dipolar e H é a intensidade do campo magnético. No Sistema Internacional (SI), ambos J e H são medidos em A/m. Portanto, a K é uma grandeza adimensional, embora sua magnitude seja comumente referida como SI (AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 88; HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 2). Todos os materiais apresentam uma determinada susceptibilidade e, de acordo com o comportamento dos seus momentos magnéticos sob um campo magnético externo, podem ser agrupados em três diferentes categorias, a saber: materiais diamagnéticos, materiais paramagnéticos e materiais ferromagnéticos, descritos na sequência. 3.1.1 Diamagnetismo O diamagnetismo surge do movimento orbital dos momentos magnéticos dipolares induzidos por um campo magnético aplicado. Esses momentos magnéticos estão em sentido oposto ao do campo magnético aplicado e, portanto, diminuindo o campo (TIPLER, 2004, p. 237). Esse efeito pode ser identificado em todos os materiais. Entretanto, os campos magnéticos induzidos são muito pequenos quando comparados aos momentos magnéticos permanentes. Dessa maneira, o diamagnetismo costuma ser mascarado pelos efeitos paramagnéticos ou ferromagnéticos, e só é notado em materiais cujas moléculas não tenham momentos magnéticos permanentes. 3.1.2 Paramagnetismo O paramagnetismo ocorre em materiais cujos átomos têm momentos magnéticos permanentes e que interagem entre eles apenas fracamente, resultando uma susceptibilidade magnética positiva muito pequena. Quando não existe um campo magnético externo, esses momentos magnéticos estão aleatoriamente orientados (TIPLER, 2004, p. 242). Na presença de um campo magnético externo, eles tendem a se alinhar paralelamente ao campo, mas sofrem a resistência da tendência de os momentos magnéticos se orientarem aleatoriamente devido ao 36 movimento térmico. O grau de alinhamento com o campo depende da intensidade do campo e da temperatura. 3.1.3 Ferromagnetismo Os materiais ferromagnéticos, lato sensu, têm valores de susceptibilidade magnética positivos muito elevados. Nessas substâncias, um pequeno campo magnético externo pode produzir um grau muito elevado de alinhamento dos momentos magnéticos dipolares atômicos. Em alguns casos, o alinhamento pode persistir mesmo quando o campo magnetizador externo é removido. A região no espaço na qual os momentos magnéticos dipolares estão alinhados é chamada de domínio magnético, cujo tamanho é usualmente microscópico. A direção do alinhamento varia de domínio para domínio e em uma temperatura acima da crítica, chamada de temperatura de Curie, a agitação térmica é grande o suficiente para quebrar esse alinhamento, tornando materiais outrora ferromagnéticos em paramagnéticos (TIPLER, 2004, p. 244). Em conformidade com Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 3), os fenômenos que ocorrem dentro dos domínios magnéticos e as substâncias ferromagnéticas podem ser agrupadas em três distintos grupos, a saber: a. materiais ferromagnéticos (stricto sensu): apresentam todos os seus dipolos magnéticos alinhados paralelamente na presença de um campo magnético externo; b. materiais ferrimagnéticos: têm na sua constituição íons com momentos de dipolo magnético de sentido oposto, mas de diferentes valores, o que faz com que não se anulem. Desse modo, sempre existe um magnetismo espontâneo; e c. materiais antiferromagnéticos: os dipolos magnéticos dispõem-se de maneira não paralela. Ao ser aplicado um campo magnético a um material dessa espécie, ele não o vai magnetizar, pois os dipolos magnéticos estão sempre opostos, anulando-se. 3.1.3.1 Histerese magnética A K dos materiais ferromagnéticos se comporta de maneira complexa em função do campo magnético, como observado na Figura 3.1. De acordo com essa imagem, e supondo que uma certa amostra esteja inicialmente desmagnetizada (ponto o), analisa-se, a priori, o comportamento da magnetização quando a intensidade do campo aumenta. Ao aumentar o H, 37 constata-se que a magnetização também cresce ao longo da linha tracejada, até atingir o ponto a. Nesse ponto, considera-se que a amostra está completamente magnetizada (ou saturada). Figura 3.1 – Curva de histerese magnética. H refere-se ao campo magnético, M é a magnetização e Bc é a coercividade do material. Fonte: Tipler (2004, p. 245). Ao diminuir o valor do campo até zero, verifica-se que a magnetização estaciona no ponto b da curva. Esse fenômeno permite inferir que o material preserva uma magnetização independente do campo magnético, a qual dá-se o nome de magnetização remanescente. Caso seja invertido o sentido do campo externo a partir desse ponto e aumentado o valor do campo, a magnetização vai desaparecer (ponto c) quando o campo atingir o valor Bc, conhecido como coercividade do material. Este campo magnético é necessário para desmagnetizar por completo a amostragem antes imantada. Eventualmente, se o campo magnético for invertido em relação à magnetização inicial, a amostra será magnetizada no sentido inverso (ponto d). Se H for novamente retirado, ela permanecerá imantada com uma magnetização invertida em relação à primeira (ponto e). A reversão da direção do campo e a sua contínua mudança permitem gerar uma curva fechada (histerese). Esse ciclo pode se repetir muitas vezes, mas a linha tracejada nunca será alcançada de novo. 38 3.1.4 Parâmetros que influenciam a Susceptibilidade Magnética A susceptibilidade magnética (K) dos materiais tende a sofrer influência de alguns parâmetros, tais como a temperatura. Conforme Hunt, Moskowitz e Banerjee (1995, p. 189), a susceptibilidade magnética inicial varia em função desse fator. Em materiais paramagnéticos, ela é inversamente proporcional à temperatura absoluta. Por outro lado, em materiais ferromagnéticos, a ela aumenta apenas até uma determinada temperatura crítica e, após atingi- la, os materiais assumem um comportamento paramagnético. Já o diamagnetismo, por sua vez, é independente da temperatura. As variações de K também estão relacionadas à trama textural dos constituintes minerais, sendo a anisotropia da susceptibilidade magnética comumente utilizada para determinar as direções de fluxos na Geologia Sedimentar ou aplicada no estudo dos parâmetros de deformação metamórfica (HUNT; MOSKOWITZ; BANERJEE, 1995, p. 192). Outro condicionante é o stress diferencial. Isso porque, quando o stress aplicado é paralelo ao campo magnético, a susceptibilidade diminui, mas, quando é aplicado de maneira perpendicular ao campo, a K tende a aumentar. Segundo Hunt, Moskowitz e Banerjee (1995, p. 192), as mudanças provocadas por esse agente são reversíveis e dependem somente da composição e do tamanho do grão magnético. 3.2 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DOS MINERAIS De acordo com Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 3), com exceção dos tipos monominerálicos, as rochas são constituídas por três categorias minerais – diamagnéticos, paramagnéticos e ferromagnéticos. Dessa forma, na Tabela 3.1, há a contribuição individual dos principais minerais formadores de rochas, assim como dos minerais acessórios mais frequentes. TABELA 3.1 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE ALGUNS MINERAIS FORMADORES DE ROCHA. Fórmula Densidade Volume K Minerais Química (10-3 kg m-3) (10-6 SI) Minerais pobres em Fe Grafita C 2,16 -80 ~ -200 Calcita CaCO3 2,83 -7.5 ~ -39 Anidrita CaSO4 2,98 -14 ~ -60 39 Ortoclásio KAlSi3O8 2,57 -13 ~ -17 Magnesita MgCO3 3,21 -15 Forsterita Mg2SiO4 3,20 -12 Serpentina Mg3Si2O5(OH)4 2,55 3.100 ~ 75.000 Galena PbS 7,50 -33 Quartzo SiO2 2,65 -13 ~ -17 Cassiterita SnO2 6,99 1.100 Esfalerita ZnS 4,00 -31 ~ 750 Granada A3B2(SiO4)3 3,90 2.700 Minerais de Fe Biotita K(Mg, Fe)3(AlSi3O10)(OH)2 3,00 1.500 ~ 2.900 Siderita FeCO3 3,96 1.300 ~ 11.000 Cromita FeCr2O4 4,80 3.000 ~ 120.000 Ortoferrossilita FeSiO3 4,00 3.700 Ortopiroxênios (Fe, Mg)SiO3 3,59 1.500 ~ 1.800 Faialita Fe2SiO4 4,39 5.500 Olivina (Fe, Mg)2SiO4 4,32 1.600 Jacobsita MnFe2O4 4,99 25.000 Franklinita (Zn, Fe, Mn)(Fe, Mn)O4 5,21 450.000 Sulfetos de Fe Calcopirita CuFeS2 4,20 23 ~ 400 Arsenopirita FeAsS 6,05 3.000 Troilita FeS 4,83 610 ~ 1.700 Pirrotita Fe1-xS 4,62 460 ~ 1.400.000 Pirita FeS2 5,02 35 ~ 5.000 Óxidos de Fe e Ti Hematita α-Fe2O3 5,26 500 ~ 40.000 Maghemita γ-Fe2O3 4,90 2.000.000 ~ 2.500.00 Ilmenita FeTiO3 4,72 2.200 ~ 3.800.000 Magnetita Fe3O4 5,18 1.000.000 ~ 5.700.000 Titanomagnetita Fe3-xTixO4, x = 0,60 4,98 130.000 ~ 620.000 Fe(3-x)RTixR[ ]3(1-R)O4, Titanomaghemita 4,99 2.800.000 R = 8/[8+z(1+x) Ulvöespinélio Fe2TiO4 4,78 4.800 Outros Minerais de Fe Ferro Fe 7.87 3.900.000 Goethita α-FeOOH 4,27 1.100 ~ 12.000 Lepidocrosita γ-FeOOH 4.18 1.700 ~ 2.900 Limonita FeOOH·nH2O 4,20 2.800 ~ 3.100 Fonte: modificado de Hunt, Moskowitz e Banerjee (1995, p. 190). 40 Além disso, a Figura 3.2 mostra-se a contribuição mineral individual para a susceptibilidade magnética de uma determinada rocha como uma função da concentração da mineralogia identificada. Figura 3.2 – Contribuição mineral para a susceptibilidade de uma rocha. Fonte: modificado de Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 5). Com base na Tabela 3.1 e na Figura 3.2, fica claro que os litotipos de valores de K mais elevados são controlados, principalmente, pela presença de minerais ferromagnéticos. Já em rochas cuja susceptibilidade é mais baixa, ela pode ser controlada tanto por minerais paramagnéticos como por minerais ferromagnéticos, a depender da composição mineralógica da rocha (HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 3). Em muitos minerais, a susceptibilidade magnética não é expressa por meio de um único valor, mas compreende um intervalo de valores. Isso reflete na variabilidade de K em função da química mineral. Em geral, a susceptibilidade depende da razão entre os componentes Fe e Mg, como pode ser visto na Figura 3.3. 41 Figura 3.3 – Variação da susceptibilidade magnética em relação à química mineral de piroxênios. Fonte: modificado de Hrouda, Chlupacova e Chadima (2009, p. 5). 3.3 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DAS ROCHAS Como referido anteriormente, todos os materiais apresentam uma susceptibilidade magnética condicionada, sobretudo, à composição química, à mineralogia, à temperatura, à trama textural e ao stress diferencial. A Tabela 3.2 lista os valores de K registrados em algumas das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas mais comuns. TABELA 3.2 – VALORES DE SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DE ALGUMAS ROCHAS ÍGNEAS, SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS. Densidade Volume K Rochas (10-3 kg m-3) (10-6 SI) Rochas ígneas Andesito 2,61 170.000 Basalto 2,99 250 ~ 180.000 Microgabro (Diabásio) 2,91 1.000 ~ 160.000 Diorito 2,85 630 ~ 130.000 Gabro 3,03 1.000 ~ 90.000 Granito 2,64 0 ~ 50.000 Peridotito 3,15 96.000 ~ 200.000 42 Piroxenito 3,17 130.000 Riolito 2,52 250 ~ 38.000 Rochas sedimentares Argilito 1,70 170 ~ 250 Carvão 1,35 25 Dolomito 2,30 - 10 ~ 940 Calcário 2,11 2 ~ 25.000 Arenito 2,24 0 ~ 20.900 Folhelho 2,10 63 ~ 18.600 Rochas Metamórficas Anfibolito 2,96 750 Ardósia 2,79 0 ~ 38.000 Gnaisse 2,80 0 ~ 25.000 Granulito 2,63 3.000 ~ 30.000 Filito 2,74 1.600 Quartzito 2,60 4.400 Serpertinito 2,78 3.100 ~ 18.000 Xisto 2,64 26 ~ 3.000 Fonte: modificado de Hunt, Moskowitz e Banerjee (1995, p. 190). 3.3.1 Rochas graníticas A susceptibilidade magnética de rochas graníticas é bastante variável e compreende valores na ordem de 10-6 em granitos leucocráticos a 10-2 em granodioritos e tonalitos. Do ponto de vista da mineralogia magnética, essas rochas podem ser divididas basicamente em duas séries distintas. De acordo com Ishihara (1977, p. 293), a primeira delas, série da magnetita, é caracterizada pela ocorrência de magnetita e/ou magnetita-ilmenita. Já a segunda, série da ilmenita, é composta por ilmenita e/ou hemo-ilmenita. Alguns estudos propõem uma relação entre a mineralogia magnética, i. e., série da magnetita e série da ilmenita, e o tipo granítico do ponto de vista tectono-genético (tipo-I, tipo- S, tipo -A). A hipótese de Ellwood e Wenner (1981, p. 202) procura associar os tipos-A e I a granitos mais magnéticos, enquanto que as rochas de caráter magnético mais fraco seriam granitos tipo-S. Contudo, a ocorrência de magnetita e de ilmenita é, primariamente, controlada pela fugacidade de oxigênio do magma e, desse modo, a correlação entre o tipo granítico e a série granítica necessita ser feita com muita precisão. 43 Além disso, a assembleia mineral pode não só refletir as condições de formação da rocha mas também processos posteriores à sua evolução, os quais alteram a mineralogia magnética (HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 6). Exemplos de processos modificadores da K primária são intemperismo e alterações metassomáticas/hidrotermais. Consequentemente, a susceptibilidade deve ser utilizada como um indicador da origem do corpo com muita cautela. 44 4 METODOLOGIA Para o desenvolvimento deste trabalho, foram compilados dados de susceptibilidade magnética, petrográficos, estimativas modais, química de rocha-total e química de minerais máficos (análises quantitativas WDS) disponíveis para os Plútons Papanduva e Quiriri. Esses dados foram obtidos pelo orientador e pesquisadores associados nos laboratórios do Núcleo de Apoio à Pesquisa GeoAnalítica – Instituto de Geociências/USP. Parte deste banco de dados é apresentado e discutido nos trabalhos de Vilalva (2007; 2012), Vilalva e Vlach (2014) e Vilalva, Vlach e Simonetti (2016), que trazem ainda uma descrição detalhada dos procedimentos analíticos empregados. Descrições petrográficas adicionais de 37 seções delgadas e delgado- polidas foram feitas no Laboratório Didático de Ótica Cristalina do Departamento de Geologia da UFRN, usando técnicas petrográficas convencionais. O estudo das seções delgado-polidas visou principalmente o reconhecimento dos minerais máficos, acessórios e opacos presentes. Embora novas medições de K não tenham sido feitas no âmbito desta monografia, para melhor embasar os resultados a serem discutidos nos próximos capítulos, os procedimentos analíticos de mensuração da susceptibilidade magnética (K) são detalhados a seguir. 4.1 SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA As medidas de susceptibilidade magnética foram realizadas com o susceptibilímetro portátil SM-20 da GF Instruments. Ao todo foram tomadas 1.128 mensurações individuais, com uma média de 10 medições por amostra de granitos dos Plútons Papanduva e Quiriri. Elas foram efetuadas parte no campo, em superfícies frescas e lisas, parte em laboratório, em fatias serradas de rochas e em amostras preferencialmente planas e uniformes não serradas, com baixo grau de alteração. Em ambos os casos, os resultados foram semelhantes. Aquelas amostras serradas foram cuidadosamente inspecionadas com o intuito de localizar possíveis resíduos metálicos oriundos da ferramenta de corte. Para tanto, utilizaram-se lixas sem componentes metálicos nas amostras. Esse procedimento é importante, visto que essas partículas podem superestimar os valores da K. 45 4.2 TRATAMENTO DOS DADOS Após a etapa de compilação, iniciaram-se o tratamento e a interpretação dos dados de K na forma de tabelas, histogramas de frequência relativa (%) e diagramas binários (K versus estimativas modais, química de rocha-total e química mineral). Os diagramas foram construídos nos softwares Microsoft Excel 2013, Systat SigmaPlot 14.0 e PAleontological STatistics 3.26. Esses dados foram ainda utilizados para calcular a contribuição paramagnética para a K e interpolados e expostos por meio de um mapa que representa essa propriedade física. A fim de compreender a influência de fatores posteriores à cristalização e à evolução dos plútons na susceptibilidade (e. g., alterações supergênicas), foram gerados o modelo digital de terreno e os mapas de densidade de lineamentos e densidade de drenagem. 4.2.1 Cálculo da Contribuição Paramagnética De acordo com Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 92), a contribuição paramagnética para a K é proveniente principalmente dos íons Fe+2, Fe+3 e Mn+2 em silicatos máficos (biotita e anfibólio). Essa susceptibilidade paramagnética máxima teórica (Kp-teor) é calculada a partir da fórmula de Syono (1960, p. 89) e de Rochette, Jackson e Aubourg (1992, p. 211): 𝐾𝑝−𝑡𝑒𝑜𝑟 = −14,6 + 𝑑 𝑥 [(25,2 𝑥 𝐹𝑒 +2) + (33,4 𝑥 𝐹𝑒+3) + (33,8 𝑥 𝑀𝑛+2)] 10-6 [SI] (4.1) na qual d é a densidade da rocha e os íons Fe+2, Fe+3 e Mn+2 estão representados em porcentagem de peso atômico, a partir das análises de rocha-total, seguindo Aydin, Ferré e Aslan (2007). Neste trabalho, adotou-se uma densidade média para rochas graníticas de 2,67 g/cm3 (AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 92). Para a discriminação entre os cátions Fe+2 e Fe+3 a partir de Fetotal, fez-se uso da equação 4.2 de Kress e Carmichael (1991), descrita abaixo: 𝑋𝐹𝑒2𝑂3 𝑏ln ( ) = 𝑎 𝑥 𝑙𝑛(𝑓𝑂2) + ( ) + 𝑐 + ∑ 𝑑𝑖𝑋𝑖 + 𝑓(𝑇, 𝑃) (4.2) 𝑋𝐹𝑒𝑂 𝑇 onde a, b e c são constantes empíricas e Xi é a fração molar de K2O, Na2O, Al2O3, FeO e CaO no magma. O termo ∑ 𝑑𝑖𝑋𝑖 expressa a dependência composicional da razão entre o Fe+3e o Fe+2. 46 Para a utilização dessa equação, é necessário conhecer as fugacidades de oxigênio (fO2) do ambiente de cristalização. Assim, a fO2 para os Plútons Papanduva e Quiriri foi estimada com base na equação (4.3) de Frost (1991, p. 5): 𝑙𝑜𝑔𝑓𝑂 𝐴2 = ⁄𝑇 + 𝐵 + 𝐶 (𝑃 − 1)⁄𝑇 (T em oK), (4.3) para pressão (P) igual a 1000 bar e temperaturas (T) iguais a 600°C e 800°C, respectivamente (cf. VILALVA e VLACH, 2014). Os valores dos parâmetros A, B e C estão expressos na Tabela 4.1: TABELA 4.2 – VALORES DOS PARÂMETROS A, B E C PARA CÁLCULO DE ƒO2 DE ACORDO COM TEMPERATURA E TAMPÃO ESPECÍFICO. Tampão A B C Temperatura (°C) αQIF -29.4435,7 7,391 0,044 150 – 573 βQIF -29.520,8 7,492 0,050 573 – 1200 IW -27.489 6,702 0,055 565 – 1200 WM -32.807 13,012 0,083 565 – 1200 IM -28.690,6 8,13 0,056 300 – 565 CoCoO -24.332,6 7,295 0,052 600 – 1200 FMαQ -26.455,3 10,344 0,092 400 – 573 FMβQ -25.096,3 8,735 0,110 573 – 1200 NiNiO -24.930 9,36 0,046 600 – 1200 MH -25.497,5 14,330 0,019 300 – 573 MH -26.452,6 15,455 0,019 573 – 682 MH -25.700,6 14,558 0,019 682 – 1100 Fonte: modificado de Frost (1991, p.5). 4.2.2 Mapa de Susceptibilidade Magnética O mapa de susceptibilidade magnética foi confeccionado a partir do software ArcGis 10.2, empregando técnicas de interpolação segundo o método geoestatístico Kriging/CoKriging. Diversos são os procedimentos de interpolação, dos quais podem ser citados a triangulação, o inverso da distância (ponderada ou não) e o vizinho mais próximo. Contudo, esses mecanismos possuem limitações na representação da variabilidade espacial, porque são tratados segundo a estatística clássica, na qual se supõe independência espacial entre os espécimes ou a distribuição aleatória e se desconsideram a anisotropia a e a continuidade do fenômeno descrito. Assim, a variabilidade espacial da maioria dos eventos naturais não pode 47 ser mapeada por simples funções matemáticas e, nesse sentido, optou-se por aplicar a krigagem para as análises de susceptibilidade retratadas neste trabalho (FERREIRA; SANTOS; RODRIGUES, 2013, p. 832). Para as rochas do Complexo Morro Redondo, inicialmente, foram consideradas aproximadamente 10 determinações de K por amostra, eliminando eventuais medidas que se distanciaram significativamente da média, conforme os desvios padrões calculados. Em seguida, esses valores foram plotados no ArcGis 10.2 e processados por meio da ferramenta Geostatistical Analyst. Posteriormente, definiu-se a krigagem simples e o tipo de transformação como normal score, os quais são os padrões do programa. Antes da interpolação ser concluída, o variograma foi ajustado experimentalmente, visando estimar os parâmetros da dependência espacial, a saber: efeito pepita, contribuição, patamar e alcance. 4.2.3 Modelo Digital de Elevação Os modelos digitais de elevação (MDE) consistem em representar digitalmente as informações de uma porção da superfície terrestre. A metodologia utilizada para a geração desse tipo de modelo inicia-se a partir da extração de curvas de nível de imagens SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), disponíveis gratuitamente na plataforma digital EarthExplorer. Para os plútons graníticos Papanduva e Quiriri, esse procedimento foi realizado por meio do software ArcGis 10.2, com auxílio da extensão Spatial Analyst, mais propriamente utilizando a ferramenta Surface e a opção Contour, sendo o intervalo entre os contornos definido em 30 metros. Para elaboração do MDE, foram usadas a extensão 3D Analyst e, sucessivamente, a ferramenta Create TIN. Depois, definiu-se o sistema de coordenadas e, na opção Input Features, empregaram-se as curvas de níveis recém-criadas e o limite da área, de forma a produzir o modelo digital de elevação. 4.2.4 Mapas de densidade de lineamentos e drenagens Os mapas de densidade de lineamentos e drenagens, assim como os demais, foram feitos por intermédio do software ArcGis 10.2. Para o primeiro, a princípio, foi gerado o relevo sombreado com base da imagem SRTM e por meio da extensão Spatial Analyst, da ferramenta Surface e da opção Hillshade. Nesse caso, foram produzidos hillshades com quatro azimutes distintos (90°, 180°, 270° e 360°) e, em seguida, os lineamentos foram traçados manualmente. 48 Já para o segundo mapa, as drenagens foram extraídas segundo técnicas padrões de extração (cf. MARTINS et al., 2007, p. 6829). Após isso, tanto os lineamentos como as drenagens foram transformados em mapas de densidade com o auxílio da ferramenta Kernel Density da extensão Spatial Analyst Tools. 49 5 RESULTADOS E DISCUSSÕES Este capítulo investiga, de forma efetiva, os fatores que condicionam a susceptibilidade magnética (K) dos plútons Papanduva e Quiriri que compõem o Complexo Morro Redondo, a saber: mineralogia modal, química de rocha total e química mineral. Adicionalmente, a secção apresenta a interpolação dos dados magnéticos por intermédio de um mapa que discrimina os dois granitos entre si. 5.1 A SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA DOS PLÚTONS PAPANDUVA E QUIRIRI Os valores de K registrados para os plútons Papanduva e Quiriri estão dispostos na forma de histogramas na Figura 5.1. Em relação ao primeiro, a maioria das amostras analisadas exibe grande dispersão de K no intervalo 19 – 2490 x 10-6 [SI], com média de 239 x 10-6 [SI] (Figura 5.1a). Tal como apontam Vilalva e Vlach (2014, p. 97), esses valores são os mais baixos registrados para rochas da associação alcalina na Província Graciosa. Valores fora desse intervalo principal incluem algumas poucas amostras de litotipos das fácies deformada e microgranítica, com K mais alta entre 3280 – 12800 x 10-6 [SI] e com média de 6272 x 10-6 [SI]. Em comum, essas amostras apresentam quantidade significativa de cristais de magnetita pós-magmática conforme mostra a Figura 5.2 (VILALVA, 2007, p. 118). Figura 5.1 – Distribuição da susceptibilidade magnética: (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. Para esses plútons, os valores mais destoantes da média calculada foram excluídos dessa representação apenas por razões estéticas e de visualização. Fonte: Autora (2019). 50 Figura 5.2 – Magnetita pós-magmática (A) Inclusões de magnetita pós-magmática (Mt) em cristais de egirina (Eg) no álcali-feldspato granitos da Fácies Deformada. (B) Carbonato (Cb) substituído por magnetita pós-magmática (Mt) no álcali-feldspato granitos da Fácies Microgranítica. Fonte: Vilalva (2007) e Vilalva, Vlach e Simonetti, (2016, p. 187). Comparativamente, os valores de K aferidos no Plúton Quiriri são relativamente superiores aos observados no Plúton Papanduva e situam-se principalmente no intervalo 173 – 6910 x 10-6 [SI], com valor médio de 2633 x 10-6 [SI] (Figura 5.1b). Tais valores são bastante semelhantes aos aferidos em outros corpos da associação aluminosa dentro da província (GUALDA e VLACH, 2007a, p. 418). Susceptibilidades magnéticas significativamente mais baixas, em torno de 52 x 10-6 [SI], foram medidas em algumas amostras da fácies Q2, pouco afetadas por alteração hidrotermal (Figura 5.3). Uma amostra do Quiriri, no entanto, resultou em valores de K muito acima do intervalo principal, em torno de 11850 x 10-6 [SI]. Figura 5.3 - Feições microscópicas do sienogranito da Fácies Q2 (A) Textura equi- a inequigranular caracterizada por cristais maiores de feldspato alcalino (FA) e quartzo, grãos menores de biotita (Bt) intersticial. (B) A imagem ressalta inclusões da magnetita (Mt) em cristais tabulares de biotita. Fonte: Vilalva (2012). 51 5.1.1 A susceptibilidade como ferramenta de mapeamento Os histogramas da Figura 5.1 ressaltam o nítido contraste magnético (i. e., K) entre os plútons Papanduva (associação alcalina) e Quiriri (associação aluminosa). É importante salientar que esse contraste entre os corpos de diferentes assinaturas químicas é também verificado em outras ocorrências da província. Nesse sentido, tal como apontam Gualda e Vlach (2007a, p. 416), Vilalva (2007, p. 118) e Vilalva e Vlach (2014, p. 97), a susceptibilidade magnética pode ser utilizada como uma ferramenta complementar de distinção entre litotipos dessas associações. Dessa forma, as medições de K para esses granitos ao serem interpoladas e, posteriormente, expostas por meio de um mapa de contornos igualmente denotam essas dessemelhanças (Figura 5.4). Contudo, cabe destacar que nesse mapa, os contornos de K foram extrapoladas para as áreas de ocorrência de rochas vulcânicas do Complexo Morro Redondo (cf. Figura 2.3). Para essas rochas, apenas poucas e dispersas medições de K estão disponíveis, de maneira que se optou pelo não interpolamento desses valores. A título de registro, os valores de K nas rochas vulcânicas variam entre 10.200 – 45.500 x 10-6 [SI] e 50 – 5.700 x 10-6 [SI], nas rochas básicas a intermediárias (basaltos e andesitos) e ácidas (riolitos), respectivamente. Para o Plúton Papanduva, o mapa exibe, em quase sua totalidade (i. e., na fácies maciça), os baixos valores de susceptibilidade associados, em uma primeira análise, à ausência de fases minerais ferromagnéticas. Um aumento na K é observado, principalmente, nas zonas próximas ao contato com o Plúton Quiriri, marcado por falhamentos aproximadamente ENE-WSW, e em suas fácies deformadas e foliadas (Figuras 2.3 e 5.4). No caso dos sieno a monzogranitos do Plúton Quiriri, o mapa da Figura 5.4 ressalta os teores mais elevados de K. Nesse plúton, as menores medidas de susceptibilidade restringem-se à sua porção SW, correspondente à fácies Q2. 52 Figura 5.4 - Mapa de contornos exibindo o contraste de K entre os plútons graníticos Papanduva e Quiriri. Fonte: autora (2019). 5.2 CONTROLE DA MINERALOGIA MODAL NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA No tópico 5.1, mostrou-se que os valores de susceptibilidade magnética para os plútons Papanduva e Quiriri são da ordem de 10-5 a 10-2 [SI]. Esses valores estão dentro do intervalo de variação de 10-6 a 10-1 [SI] reportado na literatura para rochas graníticas (e. g., ARCHANJO e BOUCHEZ, 1997, p. 849; GREGOROVÁ; HROUDA; KOHÚT, 2003, p. 729; AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 92; VILASSECA; RUIZ-MARTÍNEZ; PÉREZ-SOBA, 2017, p. 379). No entanto, é interessante destacar que dentro desse intervalo os valores de K situam-se em torno de dois máximos distintos, entre 10-3 – 10-2 e 10-5 – 10-4 [SI], o que conduziu à clássica 53 definição de granitos das “séries ilmenita e magnetita” (ISHIHARA, 1977, p. 293; 1979, p. 510). Para Ishihara (1977, p. 293), granitos com K mais alta e volume de 0,1 a 2% modal de minerais opacos são classificados como pertencentes à série magnetita, enquanto que aqueles com valores de K em torno de 10-5 – 10-4 [SI] e volume modal de minerais opacos < 0,1% são associados à série ilmenita. Ao aplicar essa categorização aos plútons Papanduva e Quiriri, conforme mostra a Figura 5.5, têm-se o Papanduva como um granito da série ilmenita e, por outro lado, o Quiriri como pertencente à série magnetita. Figura 5.5 – Volume modal (%) de quartzo + K-feldspato + plagioclásio versus o volume modal (%) de minerais opacos nos plútons Papanduva e Quiriri. Fonte: modificado de Ishihara (1977, p. 297). Como expressado por Hrouda, Chlupacova, Chadima (2009, p. 1), a variação da susceptibilidade magnética em uma dada rocha pode ser controlada, dentre outros fatores, por sua mineralogia, em especial pela presença de minerais ferromagnéticos (e. g., magnetita) e paramagnéticos (e. g., anfibólios, piroxênios, micas) (cf. Figura 3.2). De acordo com Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 85), os principais minerais que influenciam nos valores de K são, respectivamente, a magnetita nos granitos da série magnetita, um mineral fortemente ferromagnético, e os silicatos ferromagnesianos, predominantemente 54 paramagnéticos, em granitos da série ilmenita (cf. também HROUDA; CHLUPACOVA; CHADIMA, 2009, p. 1; Figura 3.2). Considerando esse pressuposto, as correlações realizadas entre K e os dados modais disponíveis para o Plúton Papanduva (VILALVA, 2007, p. 90) restringiram-se aos seus constituintes máficos, predominantemente clinopiroxênios e anfibólios sódicos (± sódico-cálcicos). Os resultados estão apresentados na Figura 5.6 e denotam correlação positiva entre K e a % modal, principalmente de clinopiroxênio (r2 = 0,3338). Para o anfibólio e o total de máficos, as correlações são negativas. Figura 5.6 – Susceptibilidade magnética (K) versus a mineralogia modal do Plúton Papanduva: (A) K versus o somatório dos constituintes máficos (+ acessórios); (B) K versus piroxênio; (C) K versus anfibólio. Fonte: autora (2019). No Plúton Quiriri, a mineralogia máfica é essencialmente formada por biotita, com raros anfibólios cálcicos na fácies Q2 (porções menos afetadas por hidrotermalismo). Dentre os acessórios, há amplo predomínio de minerais opacos, sobretudo magnetita, além de titanita, zircão e fluorita. Quando confrontados com os valores de K, os dados modais disponíveis para esse plúton (VILALVA, 2007, p. 90) revelam um forte controle da abundância de minerais opacos, i. e. a magnetita sobre a variação de K, com boa correlação positiva (r² = 0,6524, Figura 5.7). Todavia, a ausência de análise de química mineral impossibilita um detalhamento mais aprofundado no que diz respeito à influência desse óxido na susceptibilidade do Quiriri. 55 Figura 5.7 – Susceptibilidade magnética (K) versus a minerologia máfica (% modal) do Plúton Quiriri: (A) K versus total de minerais máficos (+ acessórios); (B) K versus biotita; (C) K versus minerais opacos. Fonte: autora (2019). 5.2.1 Correlação entre o clinopiroxênio e a K no Plúton Papanduva Da análise da Figura 5.6, observa-se ainda que, se por um lado, a susceptibilidade magnética dos álcali-feldspato granitos do Papanduva ascende proporcionalmente ao aumento do clinopiroxênio, por outro lado, ela tende a decrescer em relação ao anfibólio. Assim, surge o questionamento: o que torna o piroxênio mais imantável em detrimento do anfibólio nas rochas que constituem o plúton, já que ambos são minerais paramagnéticos? O clinopiroxênio presente no Plúton Papanduva ocorre como cristais isolados ou em aglomerados de 2 ou 3 grãos, estando presente em todas as associações fáciológicas do corpo (VILALVA, 2007, p. 143; VILALVA, VLACH e SIMONETTI, 2016, p. 187). Os cristais exibem cristalização tardia, preenchendo interstícios entre quartzo e feldspato alcalino, ou substituindo anfibólios sódicos (± sódico-cálcicos) ao longo de seus planos de clivagem/fratura ou mais tipicamente junto às suas bordas, gerando mantos descontínuos a contínuos. Essas substituições são favorecidas em ambientes mais oxidantes, com temperaturas relativamente baixas (c. 300 – 450°), em estágios tardi a pós-magmáticos/hidrotermais, a partir de fluidos residuais peralcalinos (VILALVA, VLACH e SIMONETTI, 2016, p. 195; VASYUKOVA, WILLIAMS-JONES e BLAMEY, 2016). Vilalva, (2007, p. 147) reporta também que o piroxênio apresenta um zoneamento composicional. Essa zonação é caracterizada por núcleos de contornos irregulares com tonalidades verde-escuras, seguidos por bordas externas de cores mais claras. Quimicamente, do centro para as extremidades, vê-se o aumento nos teores de Na e Fe3+, à medida que as 56 quantidades de Fe2+, Ti, Ca e Mn diminuem. Tais variações parecem registrar um aumento da alcalinidade sob condições progressivamente mais oxidantes (cf. VILALVA, VLACH e SIMONETTI, 2016, p. 195). Ao se correlacionar a susceptibilidade magnética com valores catiônicos de Fe3+, Fe2+, Mn e álcalis dos clinopiroxênios do Plúton Papanduva, discriminando entre eles os ligados às bordas daqueles relacionados aos núcleos cristalinos. Verificam-se, assim, correspondências positivas entre a K o incremento de álcalis e Fe3+ nas extremidades do mineral. O oposto foi observado para o Fe2+ e o Mn, enquanto que o Ca e o Ti não denotaram boas correlações e, por isso, foram omitidos. Esses resultados corroboram a interpretação do aumento nas condições de ƒO2 durante os estágios tardi- a pós-magmáticos de evolução do Plúton Papanduva (Figura 5.8). Figura 5.8 – Susceptibilidade magnética (K) versus a química mineral do clinopiroxênio: (A) K versus Fe3+ na região do núcleo; (B) K versus Fe2+ na região do núcleo; (C) K versus Mn2+ na região do núcleo; (D) K versus Na++K+ na região do núcleo; (E) K versus Fe3+ na região das bordas; (F) K versus Fe2+ na região das bordas; (G) K versus Mn2+ na região das bordas; (H) K versus Na++K+ na região das bordas. Símbolos em azul correspondem aos valores médios e desvios padrões. Fonte: autora (2019). 5.3 CONTROLE GEOQUÍMICO DA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA 57 Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 87) mostram a boa correlação existente entre a susceptibilidade magnética (K) e a composição química de granitos do Plúton Saruhan, Turquia. De fato, os autores sugerem que a susceptibilidade magnética pode ser utilizada como um indicativo da composição geoquímica de um dado granito. Para investigar a influência da composição geoquímica dos Plútons Papanduva e Quiriri sobre suas susceptibilidades magnéticas, foram construídos diagramas binários do tipo K versus os teores (% em peso) dos principais óxidos presentes (Figuras. 5.9 e 5.10). Os dados geoquímicos utilizados foram retirados de Vilalva (2012) e Vilalva e Vlach (2014). Para o Plúton Papanduva, os resultados para TiO2, Fe2O3, MgO, MnO, Na2O e K2O são expostos na Figura 5.9. As correlações com SiO2, Al2O3, CaO e P2O5 mostraram-se muito baixas e foram omitidas. Apurou-se que a K dos álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva varia positivamente com os conteúdos de Fe2O3, MnO e Na2O. Em contrapartida, a K tende a valores mais baixos como o incremento nos teores de TiO2, MgO e K2O. Figura 5.9 – Susceptibilidade magnética (K) versus wt% dos elementos maiores do Plúton Papanduva: (A) K versus TiO2; (B) K versus Fe2O3; (C) K versus MgO; (D) K versus MnO; (E) K versus Na2O; (F) K versus K2O. Fonte: autora (2019). 58 Para o Plúton Quiriri, as correlações entre K e os principais óxidos em rocha-total são em linhas gerais muito baixas, especialmente quando são considerados os resultados para amostras da fácies Q2, pouco hidrotermalizadas (Figura 5.10). Quando essas são desconsideradas, correlações positivas são verificadas principalmente entre K e TiO2 e MgO. Figura 5.10 – Susceptibilidade magnética (K) versus wt% dos elementos maiores do Plúton Quiriri: (A) K versus TiO2; (B) K versus Fe2O3; (C) K vesus MnO; (D) K vesus MgO; (E) K versus Na2O; (F) K versus K2O. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri. Fonte: autora (2019). O reflexo da composição geoquímica de um granito na magnitude de sua susceptibilidade magnética pode também ser investigada por meio de parâmetros químicos, tais como fe# (Fe/Fe+Mg) e mg# (Mg/Mg+Fe) (e. g., AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 90). Granitos de tipo-A são tipicamente enriquecidos em Fe relativamente ao Mg (FROST et al., 2001, p. 2040), e os granitos estudados não são exceção (VILALVA e VLACH, 2014, p. 111). Dessa forma, a Figura 5.11 mostra a variação de K com o parâmetro fe# nos Plútons Papanduva e Quiriri, em que os resultados confirmam o observado nos diagramas das Figuras 5.9 e 5.10 e 59 revelam forte correlação de K com maiores e menores valores de fe# nos granitos dos Plútons Papanduva e Quiriri, respectivamente. Figura 5.11 – Susceptibilidade magnética (K) versus o coeficiente fe# = Fe/(Fe+Mg). (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri. Fonte: autora (2019). Figura 5.12 – Susceptibilidade magnética (K) versus o coeficiente mg# = Mg/(Fe+Mg). (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. As amostras representadas em preto são referentes a fácies Q2 do Plúton Quiriri. Fonte: autora (2019). Os dados litoquímicos ainda foram relacionados aos conteúdos (em ppm) dos elementos de alto potencial iônico ou high field strength elements (elementos HSF; i.e. Zr, Nb, Hf, etc.) % % % % 60 nos diagramas da Figura 5.13. Verifica-se boa correlação positiva entre a K e os teores de HFS para ambos os plútons. Ao menos para Plúton Papanduva, essa correlação coaduna com o incremento dos HFS paralelo ao aumento de álcalis, dado pelo índice agpaítico (Na2O+K2O/Al2O3, molar) (cf. VILALVA e VLACH, 2014, p. 107). Tais condições favoreceram a precipitação de diversos minerais acessórios portadores de HFS no Plúton Papanduva, em especial na fácies foliada, como astrofilita, neptunita, narsarsukita e elpidita. Figura 5.13 – Susceptibilidade magnética (K) versus HSF. (A) Plúton Papanduva; (B) Plúton Quiriri. Fonte: autora (2019). 5.3.1 Contribuições paramagnética na K dos Plútons Papanduva e Quiriri Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 92) elegem as proporções de Fe3+, Fe2+ e Mn2+ presente em silicatos máficos, inferidas a partir das composições de rocha-total, como os responsáveis pelas contribuições paramagnéticas (Kp-teor) na susceptibilidade total de uma determinada rocha. Como referenciado anteriormente, ao longo dos anos, diversos autores (e. g., SYONO, 1960, p. 89; ROCHETTE; JACKSON; AUBOURG, 1992, p. 211) desenvolveram procedimentos matemáticos capazes de quantificar tais influências (cf. tópico 4.2.1, equação 4.1). Quando esses cálculos são aplicados aos granitoides do Complexo Morro Redondo, os resultados da Kp- teor obtidos para o Plúton Papanduva variam entre 137,42 a 276,43 x 10 -6 [SI], com média em torno de 180,60 x 10-6 [SI]. Já para as rochas do Quiriri, a mesma metodologia denota o intervalo entre 39,86 a 64,86 x 10-6 [SI], com média de 58,34 x 10-6 [SI], significativamente mais baixa que a observada para os álcali-feldspato granitos. 61 Como resultado, quando os valores de Kp-teor são confrontados com Kmedida no diagrama da Figura 5.14, os granitos do Plúton Papanduva plotam majoritariamente no campo paramagnético (a exceção de amostras ricas em magnetita pós-magmática). Por outro lado, as rochas do Plúton Quiriri situam-se completamente dentro do campo ferromagnético. Figura 5.14 – Susceptibilidade paramagnética calculada (Kp-teor) versus a susceptibilidade magnética medida em campo e laboratório para as mesmas amostras. Em rosa estão representados espécimes do Plúton Papanduva e em verde, espécimes do Plúton Quiriri. Fonte: modificado de Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 92). A porcentagem da influência dos minerais paramagnéticos na K total pode ser aferida mediante a simples razão 𝐾𝑝−𝑡𝑒𝑜𝑟⁄𝐾 (AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 92). Para o álcali- feldspato granitos do Plúton Papanduva, as respostas para esse quociente comumente ultrapassam os 100%, indicando que a susceptibilidade magnética, na grande maioria das amostras, é influenciada unicamente pelos silicatos máficos paramagnéticos (e.g. piroxênios). A exceção fica para algumas amostras das fácies deformadas e micrograníticas, em que a razão 62 diminui para até 2%, o que aponta para uma maior influência da presença de magnetita pós- magmática sobre a variação de K. Para os sieno- a monzogranitos do Plúton Quiriri, os resultados obtidos por meio da mesma relação exibem baixos montantes, com um valor médio em torno de 2%. Conforme Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 92), a mínima contribuição ferromagnética na K também pode ser estimada, mediante a expressão: minKferro = K – maxKp-teor. O valor minKferro encontrado para as rochas dessa associação foi de aproximadamente 3.412 x 10-6 [SI]. A partir da mínima susceptibilidade ferromagnética obtida e assumindo o valor de 2 [SI] como a susceptibilidade magnética da magnetita (HUNT; MOSKOWITZ e BANERJEE, 1995, p. 191; AYDIN; FERRÉ; ASLAN, 2007, p. 92), estimou-se um volume modal de 0,17% para esse óxido. A composição da magnetita pura é Fe3O4 e a porcentagem de Fe +3 na molécula refere-se a 68,85%, enquanto que a quantidade de Fe+2 é de 30,78%. Assim, a magnetita compreende cerca de 11% do Fe+3 e 5% do Fe+2 existente nos granitos do Quiriri, estando o restante do ferro relacionado a outros minerais (e. g., ilmenita, titanita, biotita, anfibólio, epidoto). 5.4 EFEITOS DO INTEMPERISMO E DO HIDROTERMALISMO NA SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA Vários autores reportam os efeitos do intemperismo e do hidrotermalismo como responsáveis por alterar ou mesmo mascarar a susceptibilidade magnética primária de um litotipo. Aydin, Ferré e Aslan (2007, p. 92), por exemplo, descrevem que a interação próxima à superfície entre a rocha e as águas meteóricas ou subterrâneas pode gerar a oxidação da magnetita, maghemita, da hematita e da goethita. Lapoint et al. (1986, p. 393) conclui de maneira similar, quando dizem que fluidos ortomagmáticos ou hidrotermais tardios também podem afetar a assembleia mineralógica, resultando na formação de óxidos de ferro ainda mais oxidados. Mais recentemente, os estudos de Nédélec et al. (2015, p. 145) inferem que a orientação de fases minerais secundárias e magnéticas estão intrinsecamente relacionadas a vias de fluidos e microfraturas formadas durante eventos hidrotermais. Para corpos graníticos do Complexo Morro Redondo, a ausência ou o baixo volume de dados associados a isótopos de oxigênio, anisotropria da susceptibilidade magnética, química mineral de fases ferromagnéticas, dentre outros fatores comumente utilizados nesse tipo de investigação, impedem conjecturas, de fato, conclusivas sobre a questão. Conquanto, análises micro e mesoscópicas, além da correlação entre o a K medida, a topografia e a densidade de 63 lineamentos e de drenagens permitem estabelecer hipóteses relevantes sobre influência desses fatores na susceptibilidade dos plútons Papanduva e Quiriri. Trabalhos prévios (e.g. VILALVA e VLACH, 2014, p. 89) frequentemente caracterizam boa parte das associações faciológicas e as assembleias minerais existentes nos granitos do Plúton Quiriri como alteradas hidrotermalmente, sendo a Fácies Q2 a porção mais preservada. Microscopicamente, essas alterações são verificadas principalmente pela substituição de biotita primária por clorita ± titanita ± epidoto ± magnetita. Em escala mesoscópica, essas mesmas regiões exibem o intenso tingimento em vermelho do feldspato alcalino (red-staining). Adicionalmente, para a região no Plúton Quiriri onde são registrados os maiores valores de K (porção NE; cf. Figura 5.4), estão disponíveis algumas análises de isótopos de oxigênio para concentrados de quartzo, feldspatos e zircão (método de fluorinização a laser). Os valores obtidos de δ18O entre 7,4 – 9,1‰ e 8,5 – 9,0 ‰ para quartzo e feldspato e zircão, respectivamente, são elevados e podem ser explicados pela interação com água meteórica a baixas temperaturas (ROBERTS e SPENCER, 2015, p. 201). No Plúton Papaduva, o hidrotermalismo é bem definido apenas na Fácies Deformada, em decorrência, sobretudo, da ocorrência de magnetita pós-magmática. Em ambos os corpos, as regiões mais vulneráveis aos efeitos desses processos são também as regiões que denotam maiores susceptibilidades. Sobre a influência da ação supergênica na K do plúton Quiriri, quando contrastados os dados de susceptibilidade magnética com o modelo digital de elevação de terreno, bem como com os mapas de densidade de lineamentos e de densidade de drenagem, verifica-se, de fato, que as zonas mais afetadas por deformações e por eventos intempéricos são também as regiões que exibem maiores Ks (Figura 5.15). Essa ligação possibilita afirmar que no Plúton Quiriri eventos posteriores à sua história evolutiva teriam comprometido a susceptibilidade inicial. No Plúton Papanduva, os efeitos do intemperismo e do hidrotermalismo na K são mais discretos e localizados do que os observados para o Plúton Quiriri, restringindo-se principalmente à Fácies Deformada. Dessa forma, não foi possível estabelecer uma relação entre Kas densidades de lineamento e a drenagem para esse plúton. 64 Figura 5.15 – Mapas para as rochas do Complexo Morro Redondo. (A) Mapa de susceptibilidade magnética (K). (B) Modelo digital de elevação do terreno. (C) Mapa de densidade de lineamentos. (D) Densidade de Drenagem. Fonte: autora (2019). 65 6 CONCLUSÕES Com base nas correlações estabelecidas entre a susceptibilidade magnética (K) e a mineralogia, a geoquímica e a química mineral dos plútons graníticos Papanduva e Quiriri, integrantes do Complexo Morro Redondo da Província Graciosa de granitos e sienitos de tipo- A (S-SE do Brasil), as seguintes conclusões podem ser listadas com relação aos fatores que controlam a susceptibilidade magnética nessas rochas: 1. a susceptibilidade magnética da maioria das amostras analisadas do álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva apresenta grande dispersão no intervalo de 19 – 2490 x 10-6 [SI], com média de 239 x 10-6 [SI], sendo esses os valores mais baixos registrados para rochas da associação alcalina na Província Graciosa; 2. os valores de K mais elevados aferidos para o Papanduva e fora do intervalo acima incluem amostras de litotipos das fácies deformada e microgranítica, com K entre 3280 – 12800 x 10-6 [SI] e média de 6272 x 10-6 [SI]. O aumento da susceptibilidade, nesse caso, é atribuído a quantidades significativas de magnetita pós-magmática; 3. os valores de K medidos para o Plúton Quiriri situam-se, principalmente, no intervalo 173 – 6910 x 10-6 [SI], com valor médio de 2633 x 10-6 [SI], similares a outros mensurados em outros plútons da associação aluminosa dentro da Província Graciosa; 4. as susceptibilidades relativamente inferiores para rochas do Quiriri, em torno de 52 x 10-6 [SI], foram medidas em algumas amostras da fácies Q2, a qual é pouco afetada por hidrotermalismo; 5. o contraste de susceptibilidade existente entre os granitos do Complexo Morro Redondo, quando os valores de K são expressos em um mapa de contornos, é evidenciado, destacando a utilização da susceptibilidade magnética como uma ferramenta auxiliar ao mapeamento geológico de superfície; 6. as baixas K atribuídas ao Plúton Papanduva, em conjunto com as porcentagens de minerais opacos <0,1%, colocam esse plúton como pertencente à série ilmenita de Ishihara (1977). Contrariamente, as altas K aferidas para o Plúton Quiriri, bem como o volume modal da sua mineralogia opaca (0,1 a 2%), categorizam-no como da série magnetita; 7. a K dos álcali-feldspato granitos do Plúton Papanduva varia positivamente com os conteúdos de Fe2O3, MnO e Na2O. Em contrapartida, a K tende a valores mais baixos como o incremento nos teores de TiO2, MgO e K2O. Para o Plúton Quiriri, as correlações entre K e os principais óxidos em rocha-total são em linhas gerais muito baixas. 66 8. a relação entre K e mineralogia modal, aliada aos valores encontrados para Kp-teor, indicam que a susceptibilidade magnética do Papanduva é controlada, essencialmente, pela sua mineralogia paramagnética, especialmente pelos clinopiroxênios sódicos presentes. Por outro lado, a K do Plúton Quiriri mostra-se influenciada pela mineralogia ferromagnética, representadas pelos minerais opacos (magnetita ± ilmenita) presentes; 9. a K do Plúton Papanduva varia positiva como o incremento de Fe3+ e álcalis nas bordas do clinopiroxênio, estando essa correlação atrelada às flutuações positivas na 𝑓𝑂2 e à presença de fluidos ortoderivados nos estágios tardi a pós-magmáticos de cristalização do corpo; e 10. os eventos posteriores à história evolutiva da rocha (e. g., hidrotermalismo e intemperismo) mascaram as correlações entre a K e a mineralogia e a geoquímica do Plúton Quiriri. 67 REFERÊNCIAS ALMEIDA, F. F. M. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de Geociências, v. 7, 1977. Disponível em: . Acesso em: 10 ago. 2019. p. 349-364. ALMEIDA, F. F. M. Síntese sobre a tectônica da Bacia do Paraná. In: SIMPÓSIO REGIONAL DE GEOLOGIA, 3., 1981, Curitiba. Atas. Curitiba: SBG, 1981. p. 1-20. ARCHANJO, C. J.; BOUCHEZ, J. L. 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Kmédia Kmínima Kmáxima Amostra Plúton Fácies (x10-6[SI]) (x10-6[SI]) (x106[SI]) MR 01 C Papanduva Maciça 482,5 368 803 MR 01A Papanduva Foliada 190,8888889 71 940 MR 01D Papanduva Microgranítica 158 101 371 MR 02 Papanduva Foliada 130,5 99 162 MR 03 Papanduva Foliada 168,7 147 191 MR 05 Papanduva Foliada 139,1818182 104 174 MR 06 Papanduva Deformada 88,75 70 114 MR 10 Papanduva Deformada 6383,571429 3280 12800 MR 11 Papanduva Deformada 91,4 66 114 MR 14 Quiriri Q2 1080,3 800 1410 MR 15 Quiriri Q2 52 41 73 MR 16 Quiriri Q3 648,4 525 794 MR 17 Quiriri Q1 3831 2940 4500 MR 18 Quiriri Q1 2021,923077 625 2880 MR 19A Quiriri Q2 5619 4280 6750 MR 19C Quiriri Q2 1773,333333 1060 2330 MR 20 Quiriri Q2 3445,454545 2920 3890 MR 100A Quiriri Q3 1554,3 823 2190 MR 105 Papanduva Maciça 67,8 33 91 MR 106 Papanduva Maciça 54,4 34 71 MR 107 Papanduva Maciça 95,5 68 108 MR 108 Papanduva Maciça 53,3 27 80 MR 109 Papanduva Maciça 104,6666667 80 121 MR 110 Papanduva Maciça 100,5 82 114 MR 111 Papanduva Maciça 81,6 55 96 MR 114 Papanduva Maciça 78,7 52 100 MR 117 Papanduva Maciça 76,2 56 92 MR 119 Papanduva Microgranítica 154,4 118 212 MR 121 Papanduva Maciça 94,7 51 179 MR 123 Papanduva Maciça 350,2 236 502 MR 125 Papanduva Microgranítica 53 19 67 MR 126 Papanduva Microgranítica 265,3 150 417 MR 127 Papanduva Microgranítica 161,3 87 230 MR 128A Papanduva Microgranítica 746,6 524 1100 MR 129 Papanduva Microgranítica 150,9 93 208 MR 130 Papanduva Microgranítica 448 231 823 MR 132 Papanduva Microgranítica 828,6 755 910 MR 134A Quiriri Q1 2218 2100 2320 MR 137 Papanduva Foliada 208,3 100 391 MR 139A Papanduva Foliada 127,9 90 190 MR 140 Papanduva Foliada 117,3 68 172 78 MR 141 Papanduva Foliada 174 97 222 MR 143 Papanduva Foliada 220,2 125 351 MR 145B Quiriri Q1 2614 2040 3230 MR 148B Quiriri Q1 6064,3 4910 6910 MR 148C Quiriri Q1 3729 3440 3990 MR 148C Quiriri Q1 3533 2030 4020 MR 151 Quiriri Q1 11850 10500 13100 MR 154 Quiriri Q1 2011 1320 2960 MR 155 Quiriri Q1 415,6666667 384 444 MR 156 Quiriri Q1 5702,5 4470 6410 MR 159 Quiriri Q1 1334 1110 1460 MR 160 Quiriri Q1 845 771 892 MR 161 Quiriri Q1 2972,5 2190 4120 MR 163 Quiriri Q1 2370 2030 2660 MR 164 Quiriri Q1 1333 600 2200 MR 165 Quiriri Q1 2994,545455 2300 3740 MR 167 Quiriri Q1 2818,571429 1900 3930 MR 173 Quiriri Q1 347,75 285 407 MR 174 Quiriri Q1 2340 2120 2650 MR 175 Quiriri Q1 3073,333333 2650 3360 MR 178 Quiriri Q1 2886 1910 3720 MR 179 Quiriri Q1 197,5 177 219 MR 180 Quiriri Q4 3133,75 1060 4700 MR 181 Quiriri Q4 2886,666667 2470 3620 MR 184 Quiriri Q2 3435,555556 2540 5040 MR 186 Quiriri Q2 2285 1800 2520 MR 187 Quiriri Q1 3822,5 3290 4350 MR 193 Quiriri Q2 5200 4100 5910 MR 198 Quiriri Q3 1310 990 2060 MR 199 Quiriri Q1 3310 2890 3720 MR 200 Quiriri Q1 1912,5 1130 2640 MR 201 Quiriri Q1 4546,666667 3330 6540 MR 202 Quiriri Q1 3704,285714 2050 4640 MR 206 Papanduva Deformada 641 320 870 MR 27 Papanduva Foliada 105 72 128 MR 28 Papanduva Foliada 106,4 81 125 MR 32 Papanduva Foliada 158,7 139 173 MR 33 Papanduva Foliada 113,7 90 140 MR 38 Papanduva Foliada 96,125 80 108 MR 39 Papanduva Foliada 73,9 39 103 MR 40 Papanduva Foliada 99,2 80 111 MR 41 Papanduva Foliada 83,5625 51 106 MR 43 Papanduva Foliada 90,9 59 115 MR 44 Papanduva Maciça 115,6 99 125 MR 47B Papanduva Deformada 219,6666667 200 238 79 MR 47C Papanduva Maciça 416,2 391 440 MR 48 Papanduva Foliada 2047,894737 1600 2490 MR 49 Papanduva Foliada 144,5 121 166 MR 50 Papanduva Foliada 225,4 169 287 MR 51 Papanduva Foliada 125,6 50 660 MR 55 Papanduva Foliada 33,42857143 30 38 MR 59 Papanduva Foliada 54,8125 30 74 MR 60 Papanduva Foliada 55,9 35 82 MR 64 Papanduva Foliada 91,3 64 123 MR 65 Papanduva Foliada 62 42 85 MR 66 Papanduva Foliada 53,6 32 78 MR 67 Quiriri Q1 2251 1840 2710 MR 68 Papanduva Microgranítica 66,42857143 47 98 MR 69 Quiriri Q1 2744 2410 3040 MR 71A Quiriri Q1 3619 3110 3960 MR 73 Papanduva Foliada 164,7272727 76 790 MR 74 Papanduva Foliada 110 95 126 MR 75 Papanduva Foliada 125 108 139 MR 75B Papanduva Deformada 146,2 131 165 MR 75C Papanduva Maciça 112,5 92 141 MR 78 Papanduva Foliada 135,8125 98 161 MR 79A Papanduva Foliada 1226 1150 1330 MR 79D Papanduva Microgranítica 139,1 108 158 MR 86 Quiriri Q1 937,4 647 1300 MR 87 Papanduva Microgranítica 219,1 87 387 MR 89 Papanduva Microgranítica 90 73 108 MR 90A Papanduva Foliada 6130,909091 5610 6960 MR 90B Papanduva Microgranítica 210,5 173 253 MR 91 Papanduva Microgranítica 249,4 56 770 MR 92 Papanduva Microgranítica 390,01 238 510 MR 93 Papanduva Microgranítica 396,7 330 544 MR 94 Quiriri Q1 2930 2580 3260 MR 97 Quiriri Q1 977,4 899 1050