UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA MICHELE CÁSSIA PINTO SANTOS CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E GEOQUÍMICA PRELIMINAR DOS DIQUES MÁFICOS DA REGIÃO DE CAMACAN, BAHIA, BRASIL Salvador 2010

2 ii MICHELE CÁSSIA PINTO SANTOS CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E GEOQUÍMICA PRELIMINAR DOS DIQUES MÁFICOS DA REGIÃO DE CAMACAN, BAHIA, BRASIL Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientadora: Profa. Dra. Angela Beatriz de Menezes Leal Co-orientadora: Geól. Ana Carolina Oliveira Pinheiro Salvador 2010

3 iii MICHELE CÁSSIA PINTO SANTOS CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E GEOQUÍMICA PRELIMINAR DOS DIQUES MÁFICOS DA REGIÃO DE CAMACAN, BAHIA, BRASIL Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 1º Examinadora Profa. Dra. Angela Beatriz de Menezes Leal Orientadora Instituto de Geociências, UFBA 2º Examinador Profa. Dra. Amalvina Costa Barbosa Instituto de Geociências, UFBA 3º Examinador MSc. Violeta de Souza Martins Borges CPRM Serviço Geológico do Brasil Salvador 2010

4 iv À minha mãe

5 v AGRADECIMENTOS Agradeço primeiramente a Deus pela benção e proteção nesta caminhada, por me dar força e coragem para continuar e pelos anjos da guarda que ele colocou na minha vida. Á minha mãe, que é minha amiga, conselheira, minha fortaleza, meu guia, que sempre me apoiou, me deu carinho, sempre me mostrando o melhor lado das coisas e das pessoas, sempre paciente, sempre me incentivando, me ajudando, sem a qual eu não teria vencido esta batalha, e a quem dedico todas as minhas vitórias. Á meu pai, que deve estar muito contente, me abençoando e cuidando de mim de onde estiver. Á minha irmã que me apóia e ama do seu jeito. Agradeço à minha orientadora Prof.ª Angela por ter me aceitado como orientanda, obrigada pela ajuda, orientação, paciência e conselhos para o melhor resultado deste trabalho. Á minha co-orientadora Ana Carolina sempre prestativa e amiga. Aos meus amigos Dani, Camila, Bolinha, Peixoto, Gabi, Leilane A., Leilane C., Gil, que me acompanham desde sempre e responsáveis por muitos momentos felizes da minha vida. Ás minhas amigas Nelize e Tati, muito obrigada pela amizade, paciência e carinho nos momentos que mais precisei, obrigada principalmente pelos conselhos, palavras de apoio e incentivo. Aos meus amigos da UFBA que me acompanharam nesta caminhada e foram responsáveis por muitos momentos importantes, inesquecíveis e que lembrarei sempre com muito carinho: Nívia, Cleiton, Thiene, Gilma, Michel, Caio, Deivison, Carla, Thaiza, Antonia, Vanessa, AJ, Luciano, Adelino, Gisele, Joilma, Amanda, Thiago, Ádila, Ana Fábia, Janaina e Judiron. Aos amigos da DIARMI, agradeço pelo grande prazer de ter trabalhado e aprendido muito, e também por ter conhecido e convivido com pessoas maravilhosas como Rogério, Thaís, Maisa, Ioná, Madalena, João Cardoso, Thyago, Marco, entre outros, que sempre me apoiaram, obrigada pelo carinho e amizade. Á Bárbara Cristina que me apresentou o universo da geologia. Aos meus familiares que sempre acreditaram em mim.

6 vi Aos professores Osmário, Haroldo Sá, Maria José, Flávio, Marcão, Amalvina, Carlson, Vilton, Simone, Zoltan, Herbet, Johildo, Olivia, Débora e Felix, obrigada pelo aprendizado e por terem sido responsáveis pelo crescimento do meu amor pela geologia. Obrigada, muito obrigada a todos que contribuíram de alguma forma para este momento.

7 vii SUMÁRIO RESUMO... ix ABSTRACT... x LISTA DE FIGURAS... xi LISTA DE TABELAS... xii LISTA DE FOTOGRAFIAS... xiii LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS... xiv Capítulo 1 - INTRODUÇÃO Localização e acesso da área de trabalho Objetivos Objetivo Geral Objetivo Específicos Metodologia... 4 Capítulo 2 - GEOLOGIA REGIONAL Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá Complexo Ibicaraí e Buerarema Intrusivas graníticas e sieníticas Suíte Intrusiva Pau Brasil Sienito Anuri Diques máficos Sequências Supracrustais Bacia Rio Pardo Grupo Rio Pardo (Formações Camacan e Panelinha) Formação Salobro Grupo Barreiras e as coberturas Capítulo 3 - CARACTERIZAÇÃO DOS DIQUES MÁFICOS ASPECTOS GERAIS DOS DIQUES MÁFICOS GEOLOGIA LOCAL... 22

8 viii 3.3 PETROGRAFIA GEOQUÍMICA PRELIMINAR Classificação e Nomenclatura Ambiência Tectônica Comportamento Geoquímico dos Elementos Maiores e Traços Capítulo 4 - CONSIDERAÇÕES FINAIS REFERENCIAS ANEXOS... 66

9 ix RESUMO Os diques máficos da região de Camacan estão inseridos no contexto tectônico do Cráton do São Francisco, intrudindo os terrenos granulíticos polideformados arqueanos e paleoproterozóicos pertencentes ao Cinturão Itabuna Salvador Curaçá. Estes diques máficos fazem parte da Província Litorânea dos Diques Máficos do Estado da Bahia e têm como principais áreas de ocorrência os cortes de estrada dispostos entre as cidades de Camacan e Santa Luzia e entre Santa Luzia e Arataca. De modo geral os diques máficos preenchem fraturas distensivas na encaixante granulítica em variadas direções e apresentam coloração cinza a preta, granulometria variando de muito fina a grossa, são isotrópicos e maciços. Suas formas variam de reta, levemente sinuosas a angulosas com espessuras predominantes variando de 5 a 31 cm. O estudo petrográfico permitiu separar os diques máficos em 4 grupos: embasamento (Grupo 1), granulometria média (Gabros - Grupo 2), granulometria fina (Basaltos - Grupo 3) e contato (Grupo 4). Foram identificadas as texturas ofítica, subofítica e intergranular, e mineralogicamente são compostos por andesina, clinopiroxênio (augita e diopsídio), ortopiroxênio (hiperstênio) e subordinadamente têm-se hornblenda, biotita, minerais opacos, apatita, esfeno/titanita, rutilo, quartzo e zircão. Processos de alteração como saussuritização e sericitização (para os plagioclásios) e biotitização, uralitização e cloritização (para os piroxênios), também estão presentes. Os diques máficos apresentam, de forma geral, enriquecimento em FeO t em relação ao MgO (trend de Fenner) e baixas razões sílica/álcalis características de suítes toleíticas, exceto a amostra CA-01 que plotou no campo da suíte alcalina. Através do comportamento geoquímico dos elementos maiores e traços foi constatada a importância das fases minerais plagioclásio e clinopiroxênio no fracionamento magmático. Diagramas de ambiência tectônica utilizando como parâmetros o Ti, Zr e Y sugerem que a colocação dos diques máficos ocorreu em ambiente continental intracratônico. Palavras-chave: Diques máficos, Camacan, petrografia, geoquímica

10 x ABSTRACT The mafic dikes in the region of Camacan are placed in the tectonic context of the São Francisco Craton, intruded Archean and Paleoproterozoic polydeformed granulitic terrains belonging to Itabuna - Salvador - Curaçá Belt. The mafic dikes are part of the Litorânea Province of Mafic Dikes of Bahia s State and have as main areas of occurrence the roadblocks placed between the cities of Santa Luzia and Camacan and Santa Luzia and Arataca. Generally, the mafic dikes fill extensional fractures in the granulitic rocks in different directions and they have gray to black color, granulometry vary fine to coarse, and are isotropic and massive. Their shapes vary from straight to slightly sinuous and angular and their thickness is 5 to 31 cm. The petrographic study allowed divided mafic dikes in four groups: basement (Group 1), coarse (Gabbro - Group 2), finely crushed (Basalts - Group 3) and contact (Group 4). Ophitic, intergranular and subophitic textures were identified and the mineralogy consist in andesine, clinopyroxene (augite and diopside), orthopyroxene (hypersthene) and have been subordinate hornblende, biotite, opaque minerals, apatite, spheno/titanite, rutile, quartz and zircon. Alteration processes as saussuritization and sericitization (plagioclase) and biotitization, uralitization and chloritization ( pyroxenes) are also present. The mafic dykes have, in general, FeOT enrichment relative to MgO (Fenner trend) and low silica/alkali ratios features of the tholeiitic suites, except for sample CA-01 that plotted in the field of alkaline suite. Through the geochemical behavior of major and trace elements was found the importance of plagioclase and clinopyroxene mineral phases at magmatic fractionation. Ambience tectonic diagrams using as parameters Ti, Zr and Y suggest that the emplacement of mafic dikes occur in intracratonic continental environment. Keywords: mafic dykes, Camacan, petrography, geochemistry.

11 xi LISTA DE FIGURAS Figura 1.1: Delimitação geográfica de influência dos Diques Máficos do Estado da Bahia com destaque para a área da Província Litorânea. Adaptado de Correa- Gomes et al. (1996) Figura 1.2: Mapa de localização da área de estudo com as principais vias de acesso. Fonte: IBGE, Figura 2.1: Compartimentos tectônicos e limites do Cráton do São Francisco. Adaptado de Barbosa & Sabaté, Figura 2.2: Mapa Geológico Regional da área de estudo. Folha Camacan (1: ). Adaptado de Moraes Filho & Lima (2007) Figura 2.3: Principais domínios metamórficos de alto grau do Estado da Bahia, as Coberturas Superficiais e as Bacias Sedimentares. Adaptado de Bizzi et al Figura 2.4: Principais etapas da evolução da Bacia Metassedimentar do Rio Pardo. Adaptado de Pedreira (1999) Figura 3.1: Bloco diagrama esquemático de alguns corpos intrusivos. Fonte: Winter (2001) Figura 3.2: Mapa geológico da área de estudo. Adaptado de Moraes Filho & Lima (2007) Figura 3.3: Grupos das Lâminas para a descrição petrográfica Figura 3.4: Diagrama QAP (Streckeisen, 1976) para a classificação do protólito das rochas do embasamento da região de Camacan Figura 3.5: Diagrama sílica versus álcalis total (TAS) de classificação de rochas vulcânicas, segundo Cox et al. (1979) para os diques máficos de Camacan. A linha tracejada separa os campos alcalinos e toleíticos, segundo Zanettin (1984) Figura 3.6: Diagrama Na 2 O + K 2 O versus SiO 2, segundo Irvine & Baragar (1971), para os diques máficos de Camacan Figura 3.7: Diagrama A (Na 2 O + K 2 O), F (FeO T = 0,9Fe 2 O 3 +FeO), M (MgO), segundo Irvine & Baragar (1971) para os diques máficos de Camacan. A linha cheia representa a suíte toleítica do Hawaii, segundo MacDonald & Katsura (1964) Figura 3.8: Diagrama discriminante log. Zr versus log. Zr/Y, (Pearce & Norry 1979) para os diques máficos de Camacan Figura 3.9: Diagrama discriminante ZrxTi/100xY*3 (Pearce & Cann, 1973) para os diques máficos de Camacan Figura 3.10: Diagramas de variação MgO (% em peso) versus óxidos de elementos maiores (% em peso) dos diques máficos de Camacan. Símbolos como na Figura Figura 3.11: Diagramas de variação MgO versus elementos traços (ppm) dos diques máficos de Camacan. Símbolos como na Figura Figura 3.12: Diagramas de variação MgO versus elementos traços (ppm) incompatíveis (LILE - Ba, Nd, Rb e Sr) dos diques máficos de Camacan. Símbolos como na Figura Figura 3. 13: Padrões de Elementos Terras Raras dos diques máficos da região de Camacan (Luciano, 2010)

12 xii LISTA DE TABELAS Tabela 3.1: Tabela com as lâminas petrográficas da área de estudo, suas respectivas porcentagens e o grupo que pertencem. Pl-Plagioclásio; Cpx- Clinopiroxênio; Opx-Ortopiroxênio; Op-Opaco; Qt-Quartzo; Ap-Apatita; Minerais de Alteração (Hbl- Hornblenda + Chl-Clorita + Bt- Biotita + Srp-Serpentina + Ep- Epidoto); Grt-Granada; Zr-Zircão Tabela 3.2: Análises químicas em rocha total (elementos maiores e traços) para os diques máficos de Camacan, Bahia e de seu embasamento tonalitos granulíticos. DM - Diques Máficos, Emb-Embasamento Tabela 3.2-Continuação: Análises químicas em rocha total (elementos maiores e traços) para os diques máficos de Camacan, Bahia. DM - Diques Máficos...49

13 xiii LISTA DE FOTOGRAFIAS Fotografia 3.1: A) Diques máficos de granulometria fina, isotrópicos e maciços. Ponto: CA-01. Coordenadas: mN e mE. B) Dique máfico de granulometria grossa. Ponto: CA-09. Coordenadas: mN e mE Fotografia 3.2: A) Dique máfico reto com 5cm de espessura. Ponto: CA-05. Fazenda São José. Coordenadas: mN e mE. B) Dique máfico reto com 31cm de espessura. Ponto: CA-07A. Coordenadas: mN e mE Fotografia 3.3: Diques máficos com forma sinuosa (A) e angulosa (B). A) Ponto: CA-06B. Coordenadas: mN e mE. B) Ponto: CA-07A. Coordenadas: mN e mE Fotografia 3.4: Contato entre o dique máfico e a rocha encaixante (granulito). Ponto: CA-11. Coordenadas: mN e mE Fotografia 3.5: Rocha granulítica representando o embasamento. Ponto: CA-13. Coordenadas: mN e mE

14 xiv LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS Fotomicrografia 3.1: Aspecto geral da lâmina evidenciando a textura granoblástica granular. Amostra CA-06C. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Hbl-Hornblenda; Qtz-Quartzo. Aumento: 25X Fotomicrografia 3.2: Textura de intercrescimento do mineral opaco nos planos de clivagem do ortopiroxênio. Amostra CA-06C. A) Sem analizador. Aumento=200X. B) Sem analizador. Aumento=400X. Pl-Plagioclásio; Op-Opaco; Opx- Ortopiroxênio Fotomicrografia 3.3: Cristal de biotita mostrando a variação dos pleocroismo. Amostra CA-09B. A) Sem analizador. B) Com analizador. Op-Opaco; Grt-Granada; Bt-Biotita. Aumento= 100X Fotomicrografia 3.4: Aspecto geral da granada. Amostra CA-09B. A) Sem analizador. B) Com analizador. Qtz-Quartzo; Grt-Granada. Aumento= 25X Fotomicrografia 3.5: 1 e 2. Cristais de zircão inclusos no plagioclásio. Amostra CA- 06C. A) Sem analizador. B) Com analizador. Bt-Biotita; Pl-Plagioclásio; Chl-Clorita; Zr-Zircão. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.6: Aspecto geral dos cristais de epidoto, associado aos plagioclásios alterados. Amostra CA-09B. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl- Plagioclásio; Op-Opaco; Ep- Epidoto. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.7: 1. A e B Aspecto geral das texturas ofíticas e subofíticas, onde os cristais de plagioclásio encontram-se inclusos nos cristais de piroxênio. Aumento= 100X. 2. A e B Textura intergranular, onde o piroxênio já foi substituído pelos processos de alteração pela associação Anf+Cl+Bt. Aumento= 200X. Amostra CA-01A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Ap-Apatita; Op- Opaco; Hbl- Hornblenda; Chl-Clorita; Bt- Biotita; Cpx-Clinopiroxênio Fotomicrografia 3.8: Zoneamento dos cristais de plagioclásio. Amostra CA-13. A) Com analizador. B) Com analizador, com giro de 90 em relação a A. Pl- Plagioclásio; Px-Piroxênio. Aumento= 100X Fotomicrografia 3.9: Cristais subédricos de piroxênio com geminação. Amostra CA- 01A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Op-Opaco; Hbl- Hornblenda; Cpx-Clinopiroxênio. Aumento=100X Fotomicrografia 3.10: Cristais de piroxênio com o centro preservado e as bordas compostas por hbl devido o processo de uralitização. Amostra CA-01A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Op-Opaco; Hbl-Hornblenda; Chl- Clorita; Bt- Biotita; Cpx-Clinopiroxênio. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.11: Cristal de hornblenda, com pleocroismo variando de verde musgo a verde azulado. Amostra CA-04. A) Sem analizador. B) Sem analizador, com giro de 90 em relação a A. Pl-Plagioclásio; Hbl-Hornblenda. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.12: Cristal de anfibólio associado com minerais opacos, apatita e biotita. Amostra CA-09A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Ap-Apatita; Hbl- Hornblenda; Bt- Biotita; Op- Opacos. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.13: 1. Cristais de biotita cloritizada e clorita bem desenvolvidos (posição de extinção da biotita) 2. Giro de 45 da platina em relação a 1 (posição de máxima luminosidade da biotita). Amostra CA-9A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Ap-Apatita; Op- Opacos; Chl-Clorita; Bt- Biotita. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.14: Cristais clorita e serpentina. Amostra CA-04. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Chl-Clorita; Serpentina. Aumento= 200X

15 Fotomicrografia 3.15: 1. Concentração de cristais de apatita. Amostra CA-01A. Aumento= 100X. 2. Cristais de apatita com formas alongadas. Amostra CA-9A. Aumento= 200X. 3. Cristais de apatita alongados, associados a biotita. Amostra CA- 9A. Aumento= 100X. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Ap- Apatita; Hbl- Hornblenda; Chl-Clorita; Bt- Biotita; Op- Opacos Fotomicrografia 3.16: Inclusão de rutilo no plagioclásio com baixo grau de alteração. Amostra CA-01A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Bt- Biotita; Rt-Rutilo. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.17: Aspecto geral dos cristais de epidoto. Amostra CA-09A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Bt- Biotita; Hbl-Hornblenda, Chl- Clorita; Ep- Epidoto. Aumento= 100X Fotomicrografia 3.18: Aspecto geral dos cristais de clinopiroxênio englobando os cristais de plagioclásio. Amostra CA-11B. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl- Plagioclásio; Cpx-Clinopiroxênio; Op- Opacos; Chl-Clorita. Aumento= 100X Fotomicrografia 3.19: Aspecto geral da textura porfirítica, onde se observa formas ripiformes de plagioclásio (1) e anédricos de olivina serpentinizada (2) imersos numa matriz muito fina. 1. Aumento= 25X. 2. Aumento= 100X. Amostra CA-11A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Srp-Serpentina Fotomicrografia 3.20: Matriz fina composta por ripas de plagioclásio alterado e serpentina. Amostra CA-11B. A) Sem analizador. B) Com analizador. Srp- Serpentina; Pl-Plagioclásio; Op- Opacos. Aumento= 100X Fotomicrografia 3.21: Aspecto geral do contato da parte vítrea com o dique máfico. Amostra CA-14A. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl - Plagioclásio; Cpx Clinopiroxênio; Opx -Ortopiroxênio. Aumento= 25X Fotomicrografia 3.22: Cristais geminados de plagioclásio e piroxênio. Amostra CA- 14A. A e B) Com analizador. Pl - Plagioclásio; Cpx Clinopiroxênio; Opx - Ortopiroxênio. Aumento= 100X Fotomicrografia 3.23: Minerais opacos envolvidos por esfeno (coroa de reação). Amostra CA-14C. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Bt- Biotita; Spn-Esfeno; Op-Opaco; Chl-Clorita; Hbl-Hornblenda. Aumento= 200X Fotomicrografia 3.24: Presença de zircão na lâmina do dique máfico. Amostra CA- 14C. A) Sem analizador. B) Com analizador. Pl-Plagioclásio; Hbl-Hornblenda; Zr- Zircão. Aumento= 400X xv

16 1 Capítulo 1 - INTRODUÇÃO O estudo de rochas máficas e ultramáficas, apresentadas sob a forma de diques e soleiras, é de fundamental importância para a compreensão de ambientes geodinâmicos. Enxames de diques máficos ocorrem em todos os continentes e representam quantidades expressivas de fusões máficas que marcam o início de amplos sistemas extensionais (Corrêa da Costa, 2003). No estudo dos processos geodinâmicos, vários autores (e.g. Halls, 1982; Windley, 1984; Collerson & Sheraton, 1986; Halls & Fahrig, 1987) destacam a importância dos diques máficos como indicadores das fontes mantélicas no tempo geológico e de possíveis mineralizações associadas. O estudo dos diques máficos permite o entendimento da composição do manto litosférico subcontinental, sua evolução e consequente variação composicional ao longo do tempo, podendo ainda refletir a configuração do regime de tectônica de placas (paleo stress). Além disso, associados às intrusões máficas/ultramáficas estão presentes depósitos de Cr, Ni-Cu±Co, EGP, Fe-Ti-V, atribuindo ao estudo de complexos acamadados, diques, sills e derrames máficos e ultramáficos (komatiítos) um grande valor metalogenético, principalmente pela importância desses elementos na indústria, e de serem constituintes essenciais da tecnologia de ponta (informática, eletrônica, robótica). O Cráton do São Francisco no Estado da Bahia abriga uma grande variedade de terrenos formados durante o arqueano e o paleoproterozóico, bem como coberturas sedimentares e metassedimentares com magmatismo máfico associado, formados durante o meso-neoproterozóico (Barbosa & Dominguez, 1996; Teixeira et al., 2000; Silva & Cunha, 2002; Bastos Leal et al., 2003; Barbosa & Sabaté, 2004; Alkmim, 2004; Noce et al., 2005). Neste contexto, destacam-se como principais unidades de rochas máficas e ultramáficas do Estado, aquelas associadas às sequências vulcanossedimentares arqueanas e paleoproterozóicas do tipo "greenstone belts" (ex: Contendas-Mirante, Umburanas, Riacho de Santana, Mundo Novo, Rio Itapicuru e Capim, entre outras) e as unidades litológicas representadas por diques e "sills" máficos (ex: Uauá, Curaçá, Chapada Diamantina, Camacan, Ilhéus-Olivença, Jacuricí-Medrado, dentre outros). Apesar de existirem vários estudos sobre os diques máficos do Estado da Bahia, principalmente nas regiões de Uauá, Chapada Diamantina, Salvador, Ilhéus-

17 2 Olivença, Itabuna-Itajú do Colônia (Menezes, 1992; Bastos Leal, 1992; Moraes Brito, 1992; Tanner de Oliveira, 1989; Brito, 2008), existe uma carência ou falta de pesquisas sistemáticas e mais detalhadas nos filões máficos que ocorrem na Província Litorânea (Figura 1.1), especialmente na região de Camacan. As informações existentes limitam-se a citações em projetos realizados por empresas como a Companhia Baiana de Pesquisa Mineral - CBPM e Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais CPRM. A relevância deste trabalho é então fundamentada na necessidade dos geocientistas entender quais e como foram originados os processos relacionados à evolução da Terra. A abordagem desse tema já foi apresentada por diversos autores (e.g. Menezes, 1992; Bastos Leal, 1992; Moraes Brito, 1992; Tanner de Oliveira, 1989; Correa-Gomes et al., 1996; Brito, 2008), dentre os quais o de Tanner de Oliveira (1989) que realizou a descrição petrográfica de 20 lâminas delgadas na região de Camacan. Logo, o presente trabalho tem o enfoque em complementar as informações/dados existentes da área, contribuindo assim para a ampliação do banco de dados sobre os diques máficos da Bahia, bem como apresentar a caracterização geoquímica preliminar até então desconhecida destes corpos filoneanos. Figura 1.1: Delimitação geográfica de influência dos Diques Máficos do Estado da Bahia com destaque para a área da Província Litorânea. Adaptado de Correa-Gomes et al. (1996).

18 3 1.1 Localização e acesso da área de trabalho A área de trabalho localiza-se na porção sudeste do estado da Bahia, compreendida entre os paralelos 15º00 e 15º30 e os meridianos 39º00 e 39º30, correspondendo à folha topográfica de Camacan (SD-24-Y-D-III) (Figura 1.2). O acesso à região se faz pela BR-324, de Salvador até o entroncamento próximo a Conceição do Jacuípe. A partir daí o trajeto é feito virando à esquerda para seguir pela BR-101. Passando por Cruz das Almas, Santo Antonio e Itabuna até a região de Camacan. Este percurso totaliza 534 km. Figura 1.2: Mapa de localização da área de estudo com as principais vias de acesso. Fonte: IBGE, 2006.

19 4 1.2 Objetivos Objetivo Geral O presente trabalho tem como objetivo principal caracterizar os diques máficos da Província Litorânea, mais especificamente da região de Camacan, quanto aos aspectos geológicos, petrográficos e geoquímicos preliminares Objetivo Específicos Como objetivos específicos pretende-se: - Descrever os tipos litológicos da área de estudo que estão associados ao enxame de diques máficos da região de Camacan, as rochas encaixantes imediatas, destacando as possíveis relações de contato; - Descrever as características das rochas filoneanas quanto à espessura, comprimento e direção; - Descrever petrograficamente os diques máficos, abordando a identificação detalhada dos minerais constituintes, assim como as suas relações texturais. - Caracterizar o comportamento geoquímico dos elementos maiores e traços dos diques máficos, através de diagramas binários e ternários utilizados na literatura (e.g. Irvine & Baragar, 1971; Pearce & Cann, 1973; Cox et al. 1979; dentre outros). 1.3 Metodologia Para a realização deste trabalho e execução dos objetivos propostos, as atividades foram separadas em três etapas, descritas a seguir. Etapa 1 - Pré-Campo Essa etapa teve como objetivo a coleta da documentação cartográfica da área de estudo visando à confecção de mapa geológico base preliminar; o

20 5 levantamento bibliográfico referente à geologia com ênfase no conjunto litológico, nas estruturas e no metamorfismo que indicam o contexto geotectônico em que se enquadram o Cráton do São Francisco e a Faixa Araçuaí. Etapa 2 - Campo Esta fase ocorreu em fevereiro de 2010, onde foram visitados 14 pontos e com o objetivo de reconhecer o contexto geológico regional e local da área de estudo e coletar as amostras. Foram desenvolvidas as seguintes atividades: seção geológica regional, com a observação das principais unidades litológicas referentes à área de estudo; reconhecimento das litologias; coleta das medidas estruturais das deformações que atingiram as litologias da área; coleta das informações a respeito dos diques máficos, como espessuras, extensões, direções, relações com a encaixante; coleta das amostras dos diques máficos e encaixante para confecção de lâminas delgadas para estudo petrográfico e análises químicas de rocha total. Etapa 3 - Pós-Campo Esta etapa correspondeu ao tratamento, interpretação e integração dos dados obtidos, que engloba atividades como a descrição microscópica das lâminas delgadas petrográficas, tratamento das análises geoquímicas (elementos maiores e traços) e confecção dos diagramas de classificação, de ambientes tectônicos e os diagramas binários para estudo da evolução magmática, utilizando-se os programas Geochemical Data Toolkit (GCDKit - Janousek et al., 2006), Corel Draw X4 e Microsoft Excel. A preparação das amostras foi realizada no Laboratório de Preparação de amostras do Departamento de Geoquímica/UFBA, segundo as seguintes etapas: britagem, quarteamento e moagem no shater box. Após este procedimento, as amostras foram enviadas para análise no Laboratório de Fluorescência de Raios X do Departamento de Mineralogia e Geotectônica do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo/DMP-IG/USP. Com o auxílio de software ArcGis 9.2 foi confeccionado o mapa geológico da área alvo em estudo. Esses procedimentos irão concretizar os objetivos propostos, na elaboração e apresentação da monografia de graduação (Trabalho Final de Graduação - TFG).

21 6 Capítulo 2 - GEOLOGIA REGIONAL A área de estudo está inserida no Cráton do São Francisco (Almeida, 1977), na sua porção sul, próximo ao limite com a Faixa Móvel Araçuaí (Figura 2.1), apresentando assim um panorama bastante controverso (Moraes Filho & Lima, 2007). Para Correa-Gomes & Oliveira (2002) esta localização, que marca a transição entre faixas móveis e núcleos cratônicos, representam sítios geológicos de grande interesse para estabelecer relações entre colisão e magmatismo, e entender mecanismos de colocação de corpos ígneos. Foram identificadas as seguintes unidades litoestratigráficas (Figura 2.2): A) Arqueano/ Paleoproterozóico: i) Complexos Ibicaraí e Buerarema; (ii) Intrusivas graníticas e sieníticas (Suíte Intrusiva Pau Brasil e Sienito Anuri, respectivamente) que compõem litologias do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá na sua porção sul; B) Mesoproterozóico: (iii) Intrusões básicas representadas pelos diques máficos; C) Neoproterozóico (iv) Supracrustais representadas pela bacia de antepaís do Grupo Rio Pardo (Alkmim, 2004), que contem as Formações Camacan (com níveis de metacalcário) e a Formação Panelinha; D) Cenozóico (v) os sedimentos cambroedicaranos da Formação Salobro e (vi) as formações superficiais cenozóicas (Grupo Barreiras e as coberturas). A seguir serão descritas as unidades geológicas que compõem a área de estudo. A) ARQUEANO/PALEOPROTEROZÓICO 2.1 Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá No Cráton do São Francisco no Estado da Bahia, as rochas metamórficas da fácies granulito-anfibolito se estendem ao sul da região de Itabuna-Ilhéus até a região de Curaçá, ao norte do Estado e representam as raízes de um orógeno de orientação NS, de idade paleoproterozóica, denominado Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002, 2004, apud Barbosa et al, 2005) e que inclui os Cinturões Itabuna, ao sul, e Salvador-Curaçá, ao norte (Figura 2.3).

22 Figura 2.1: Compartimentos tectônicos e limites do Cráton do São Francisco. Adaptado de Barbosa & Sabaté,

23 Figura 2.2: Mapa Geológico Regional da área de estudo. Folha Camacan (1: ). Adaptado de Moraes Filho & Lima (2007). 8

24 9 As rochas que compõem o Cinturão Itabuna foram fortemente deformadas no estado dúctil, resultando no desenvolvimento de uma textura gnáissica. Foram subdivididas geoquimicamente em: (i) serie toleítica (granulitos básicos com granada, possivelmente originados de gabros/basaltos); (ii) serie cálcio-alcalina de baixo potássio (granulitos intermediários, provavelmente derivados de tonalitos/dacitos e trondhjemitos/riolitos), ambas consideradas como do tipo arco-deilhas ou margem continental ativa (Barbosa & Dominguez, 1996). Sighinolfi (1970, 1971, apud Silva, 1991) definiu petrogenética e litogeoquimicamente o Complexo Itabuna como uma associação granulítica de média pressão, portadora de características comuns à maioria dos terrenos granulíticos, especialmente quanto ao empobrecimento em elementos litófilos. Silva (1991), a partir de estudos litogeoquímicos e microestruturais subdividiu os terrenos arqueanos do Cinturão Itabuna em granulitos depletados, referentes ao Complexo Itabuna. Arcanjo et al. (1992), através de estudos petrográficos acoplados aos estudos petroquímicos e aos mapeamentos geológico e geofísico, conseguiram subdividir as rochas metamórficas arqueanas/paleoproterozóicas de alto grau do Cinturão Itabuna (na região de Itabuna) em cinco grupos distintos, com características próprias, a saber: 1) Complexo Ilhéus; 2) Complexo São José; 3) Complexo Ibicaraí-Buerarema (antigo Complexo Itabuna); 4) Granitóides Rio Paraíso, Água Sumida e São Geraldo e 5) Complexo Rio Japu.

25 10 Figura 2.3: Principais domínios metamórficos de alto grau do Estado da Bahia, as Coberturas Superficiais e as Bacias Sedimentares. Adaptado de Bizzi et al Complexo Ibicaraí e Buerarema Em Silva et al. (2002) os Complexos Ibicaraí e Buerarema já eram tratados como unidades distintas, antes relacionadas ao Complexo Ibicaraí-Buerarema (ex- Complexo Itabuna). O Complexo Ibicaraí na folha Camacan (Figura 2.1), é formado por duas subunidades: enderbito fácies 3 (pouco expressivo) e indiferenciado. A subunidade do enderbito indiferenciado é a predominante do complexo, estando presente em mais de 80% da sua área de exposição. É constituída por rochas ortoderivadas de origem plutônica, deformadas e granulitizadas (Moraes Filho & Lima, 2007). Os litótipos granulíticos são de composições charnockítica, enderbítica e trondhjemitica, e, subordinadamente, norítica. Suas rochas apresentam contato tectônico com as rochas do Complexo Buerarema, assim como com os metassedimentos da Bacia do Rio Pardo. Por vezes a rocha é penetrada por diques

26 11 básicos e apresenta-se tectonizada e hidrotermalizada, exibindo cloritização do hiperstênio (Moraes Filho & Lima, 2007). O Complexo Buerarema (Figura 2.2) está representado pelas subunidades: PP2bo (ortognaisses tonalíticos) e PP2bg (enderbitos) ambos de composição cálcioalcalina. Tanto nos ortognaisses tonalíticos quanto nos enderbitos a presença de diques máficos é significativa. Teixeira (2006, apud Moraes Filho & Lima, 2007) ressalta três características químicas dos diques maficos gabróicos que cortam as rochas enderbíticas: os baixos teores de SiO 2 (47 a 49%), os elevados teores de Fe 2 O 3 (total), que chegam a 19%, e os baixos valores de mg# (=100mg/Mg+Fe molar), que seriam típicas de diques toleíticos de grandes profundidades (translitosféricos). Os litótipos do Complexo Buerarema apresentam contato tectônico com as rochas que compõem o Complexo Ibicaraí (não representado na área de estudo) e com aqueles do Sienito Anuri (Moraes Filho & Lima, 2007). 2.2 Intrusivas graníticas e sieníticas Suíte Intrusiva Pau Brasil No Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá, dentre as mais importantes rochas paleoproterozóicas estão os tonalitos e trondhjemitos, incluindo o tonalito Pau Brasil, que possui idade de 2089 ± 4 Ma, datado pelo método Pb-Pb em zircão (Barbosa & Sabaté, 2003). A Suíte Intrusiva Pau Brasil (Figura 2.2) corresponde aos granitóides Pau Brasil de Souza et al. (2003, apud Moraes Filho & Lima, 2007), definidos como tonalitos e meso-pertita-granitos foliados. Ocorre sob a forma maciça, com dimensões variáveis, aflorando entre Itajú do Colônia e o povoado de Anuri, ou ainda a nordeste de Jussari. Apresenta contatos intrusivos, porém pouco nítidos e contatos tectônicos com o Complexo Ibicaraí e discordante do Grupo Rio Pardo, da Bacia do Rio Pardo (Moraes Filho & Lima, 2007).

27 Sienito Anuri As intrusões sieníticas que ocorrem encaixadas nos terrenos policíclicos do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá formam, de uma maneira geral, corpos alongados orientados na direção N-S, cujas extensões variam entre 16 e 150 km. Constituem um alinhamento sienítico descontínuo N-S com mais de 1000 km, no qual se distribuem, de sul para norte, os maciços de Itamarati, Anuri, São Félix e Santanápolis e o Batólito de Itiúba (Rosa et al apud Delgado et al., 2003). A forma em dique orientada N-S em que estão dispostos os corpos de sienito no leste da Bahia é indicativa que seus magmas aproveitaram o espaço estruturado por ação tectônica capaz de gerar grandes condutos retilíneos (Conceição, 2007). Inicialmente descrito por Silva Filho et al. (1974, apud Moraes Filho & Lima, 2007), o sienito ocorre na porção oeste da área, sob a forma de dois corpos distintos. Apresenta contatos tectônicos com os granulitos dos Complexos Ibicaraí e Buerarema (Figura 2.2). São constituídos essencialmente por sienito hipersolvus com afinidade ultrapotássica, que guarda evidências de sua diferenciação pela presença de cumulatos máfico-ultramáficos ricos em apatita. Sua idade de cristalização é de 2095 ± 4 Ma (U-Pb zircão) (Conceição et al., 2007). Apresenta-se deformado, com foliação gnáissico-milonítica resultante da movimentação transcorrente sinistral das zonas de cisalhamento que o controlam (Delgado et al., 2003). B) MESOPROTEROZÓICO 2.3 Diques máficos As rochas mesoproterozóicas na região sul da Bahia são representadas por diques máficos toleíticos, com idades Ar-Ar compreendidas entre 920 e 1100 Ma (Renné et al apud Rosa et al. 2005), sendo intrusivas em rochas paleoproterozóicas (2,2-1,9 Ga.) de alto grau metamórfico do Cráton São Francisco (Correa-Gomes et al., 1996). Souto et al. (1972) observaram que as rochas diabásicas e gabróicas, geralmente sob a forma de diques, eram muito frequentes em toda a área dos

28 13 terrenos granuliticos, ao norte da bacia metassedimentar do Rio Pardo. Tal é a frequência destas rochas na área que se pode dizer que, praticamente, não existem afloramentos de granulitos sem que estejam recortados por diques diabásicos. Diques de diabásio que cortam o embasamento da Bacia do Rio Pardo são os precursores da separação continental, ou seja, atestam o início do fraturamento de Rodínia na região e são os precursores da abertura do rifte continental Araçuaí/Rio Pardo-West Congo Belt (Pedrosa-Soares et al. 2001; Tack et al. 2001; Dalton de Souza et al. 2002, apud Delgado et al., 2003), estando expostos no flanco norte da bacia e não a cortam, pertencendo a uma etapa pré-rifte. Esta unidade litológica, por se tratar do objeto de estudo, será tratada com mais detalhes no Capítulo 3. C) NEOPROTEROZÓICO 2.4 Sequências Supracrustais Bacia Rio Pardo Na bacia metassedimentar do Rio Pardo afloram rochas sedimentares de baixo grau de metamorfismo, de idade meso (?) a neoproterozóica, depositadas sobre gnaisses, migmatitos e granulitos paleoproterozóicos a arqueanos (Cinturão Itabuna), por sua vez intrudidos por granitos e diques básicos do Mesoproterozóico (Pedreira, 1999). A Bacia Rio Pardo teve a sua evolução determinada por dois estágios tectônicos: o primeiro foi responsável pela formação de um rifte continental, onde se acumulou a unidade inferior do Grupo Rio Pardo (Formação Panelinha) e o segundo (drifte) gerou uma bacia de margem passiva, que recebeu os depósitos superiores do grupo (Delgado et al., 2003). Em Delgado et al.(2003), a Formação Salobro foi desmembrada do Grupo Rio Pardo e associada a uma bacia molássica de antepaís, posterior ao orógeno neoproterozóico Araçuaí e formada durante o Cambro- Ordoviciano. A figura 2.4 apresenta as principais etapas da evolução da Bacia Metassedimentar do Rio Pardo.

29 14 Figura 2.4: Principais etapas da evolução da Bacia Metassedimentar do Rio Pardo. Adaptado de Pedreira (1999) Grupo Rio Pardo (Formações Camacan e Panelinha) Pedreira et al. (1969, apud Moraes Filho & Lima, 2007), definiram a sequência do Grupo Rio Pardo e (Pedreira, 1999) dividiu o Grupo Rio Pardo na Formação Panelinha, Subgrupo Itaimbé e Formação Salobro, limitados entre si por discordâncias erosivas. A primeira é composta por conglomerados, brechas, arcóseos e grauvacas; o Subgrupo Itaimbé consiste nas formações Camacan (pelitos e carbonatos), Água Preta (filitos), Santa Maria Eterna (arenitos e conglomerados) e Serra do Paraíso (calcários e dolomitos), que transicionam lateralmente entre si. A Formação Salobro, depositada discordantemente sobre o Subgrupo Itaimbé, é composta por conglomerados polimíticos, arcóseos e grauvacas (Pedreira, 1999). A interpretação dos ambientes deposicionais das rochas do Grupo Rio Pardo confirma as determinações de carbono e oxigênio efetuadas por Costa Pinto (1977, apud Pedreira 1999), que indicaram ambiente marinho e parcialmente

30 15 continental para a Formação Camacan, marinho para as formações Água Preta e Serra do Paraíso e de água salobra para a Formação Salobro (Pedreira, 1999). Na região estudada o Grupo Rio Pardo é representado pelas Formações Camacan (com níveis de metacalcário) e Panelinha (Figura 2.2). A Formação Camacan (Pedreira et al.,1969, apud Moraes Filho & Lima, 2007) ocorre no setor norte da Bacia do Rio Pardo, em sua porção cratônica e é recoberta a sul-sudeste pela formação Salobro. É composta principalmente por metassiltitos e ardósias laminadas e intercalações de metarenitos, metagrauvacas, metadolomitos e metacalcários. Apresenta lentes de carbonato que teriam sido depositadas em zonas rasas (Moraes Filho & Lima, 2007). Segundo Pedreira (1996, apud Moraes Filho & Lima, 2007), na Formação Camacan estão representadas diversas fácies componentes de uma planície de maré média a superior. A Formação Panelinha compõe a base do Grupo Rio Pardo e foi formalizada por Pedreira et al. (1969, apud Moraes Filho & Lima, 2007). Aflora ao longo de estreitas faixas com larguras irregulares, nas bordas norte e oeste da bacia. É composta principalmente por metaconglomerados polimíticos, com matriz de metagrauvaca grossa, feldspática e arcosiana, na base, e metagrauvacas conglomeráticas e metarcóseo, no topo. Os sistemas de leque aluvial e os arcóseos e grauvacas da Formação Panelinha são indicativos de deposição e soterramento rápidos, sugerindo sua origem em blocos elevados do embasamento. A interpretação desta sequência como leques aluviais e rios entrelaçados está de acordo com as fácies descritas por Vine (1998, apud Pedreira, 1999) para zonas de riftes precoces, que são caracterizadas por depósitos de leques, lacustres e fluviais; na Bacia Metassedimentar do Rio Pardo, estão presentes os primeiros e os últimos (Pedreira, 1999). 2.5 Formação Salobro No final do Neoproterozóico ao início do Ordoviciano (Ediacaranocambriano) foram formadas bacias de antepaís, de curta duração e pouca extensão, geradas por sobrecarga tectônica. Dentre estas tem-se a bacia molássica de antepaís Salobro, desenvolvida na borda sudeste do Cráton e associada à faixa de

31 16 dobramentos Araçuaí. A bacia Salobro se formou sobre a margem passiva rio Pardo e foi preenchida pelos depósitos da Formação Salobro (Delgado et al., 2003). Pedreira (1999) considera que a sucessão de fácies da Formação Salobro é semelhante à mostrada por Einsele (1992, apud Pedreira, 1999) para o preenchimento de bacias de antepaís (marinho profundo, leque submarino, marinho raso, deltaico fluvial). Segundo Pedreira (1999), esta bacia de antepaís é resultante da convergência e colisão entre o Cráton do São Francisco e o embasamento da Faixa Araçuaí. O autor posiciona a Formação Salobro no topo do Grupo Rio Pardo e concluiu que, na Bacia do Rio Pardo, está registrado parcialmente um Ciclo de Wilson, compreendendo as etapas rifte (Formação Panelinha), bacia remanescente (Formações Camacan, Água Preta, Serra do Paraíso e Santa Maria Eterna) e bacia de antepaís (Formação Salobro). A Formação Salobro (Figura 2.2), sobrejacente ao Grupo Rio Pardo, com quem está limitada por discordância erosiva, começa a sua sedimentação com uma alternância de arenito e pelito, depositados por correntes de turbidez de baixa densidade, sucedidos por um espesso pacote de grauvaca com frequentes intercalações de conglomerado (polimítico, às vezes diamantífero e oligomítico), depositado por leques aluviais e sistema fluvial entrelaçado (Pedreira, 1999). Os conglomerados desta formação, de acordo com Karmann (1987, apud Pedreira, 1999) contêm clastos cuja composição é semelhante à das formações subjacentes, inclusive do embasamento cristalino (Pedreira, 1999). Esta organização vertical reflete um ciclo de sedimentação progradante, desenvolvido em período de nível de mar baixo. A Formação Salobro não apresenta metamorfismo e deformação relevantes (Delgado et al., 2003). D) CENOZÓICO 2.6 Grupo Barreiras e as coberturas O Grupo Barreiras ocupa uma porção do extremo leste do Estado da Bahia, ao longo de uma faixa com até quinze quilômetros de largura, adjacente à linha da costa ou separada da mesma pelas formações quaternárias marinhas (Vilas Boas in Barbosa & Dominguez, 1996). Ocorre em extensos tabuleiros, dispostos em patamares ligeiramente inclinados em direção à costa e assentados discordantemente sobre os sedimentos

32 17 juro-cretácicos da bacia do rio Almada e rochas granulíticas pré-cambrianas (Arcanjo, 1997). É composto por uma sequência de sedimentos terrigenos, pouco ou não consolidados, de cores variegadas, variando entre argilas, areias e cascalhos, com estratificação irregular, normalmente indistinta e, em geral, afossilífera (Vilas Boas in Barbosa & Dominguez, 1996). Para vários autores sua sedimentação, que ocorreu durante o Neogeno, está relacionada a fatores morfológicos, climáticos e tectônicos. A hierarquia litoestratigráfica do Barreiras (se a unidade deve ser considerada Formação ou Grupo ) continua em discussão, mas a julgar pela existência de diversas formações já definidas por diversos autores, o mais sensato seria a adoção de Grupo (Arai, 2006). As coberturas sedimentares ou depósitos neogenos são representados na área de estudo pelas coberturas detríticas indiferenciadas, depósitos litorâneos antigos, depósitos litorâneos, depósitos flúvio-lagunares e depósitos aluvionares, e apresentam uma maior ocorrência na porção leste da região, associados aos sedimentos do Grupo Barreiras.

33 18 Capítulo 3 - CARACTERIZAÇÃO DOS DIQUES MÁFICOS 3.1 ASPECTOS GERAIS DOS DIQUES MÁFICOS Por definição diques são corpos tabulares intrusivos discordantes, ou seja, que atravessam o bandamento, acamadamento ou outras estruturas das rochas encaixantes (Winter, 2001). Os diques podem ocorrer como corpos isolados, porém são encontrados comumente em conjuntos (sets) que, quando numerosos, são denominados de enxames (swarms). Os enxames de diques não precisam ser paralelos, podendo apresentar a forma radial ou em anéis (Figura 3.1). Figura 3.1: Bloco diagrama esquemático de alguns corpos intrusivos. Fonte: Winter (2001). O termo máfico (sinônimo de fêmico) geralmente faz referência a minerais escuros que, por incorporarem preferencialmente elementos compatíveis (Fe, Mg, Ca), irão cristalizar em maiores quantidades nos estágios iniciais da consolidação magmática e que, segundo a Série de Bowen, correspondem à olivinas, piroxênios, anfibólios e micas (Wernick, 2004). Estes minerais, por apresentarem riqueza de óxidos de FeO, MgO e CaO, são caracterizados como minerais básicos (em oposição aos minerais ricos em SiO 2, que são considerados ácidos).

34 19 Outro termo utilizado no presente trabalho é o melanocrático, baseado na cor da rocha, que é quantificada a partir de um valor conhecido como índice de cor (M ), que corresponde ao volume percentual dos minerais máficos presentes. As rochas melanocráticas possuem um percentual de 65 a 90% de minerais máficos (Winter, 2001) Petrografia Durante as análises petrográficas foram observadas as relações de contato, granulometria, feições de alterações e outras caracteristicas, que auxiliam a descrição das rochas e na compreensão da sua história de cristalização e evolução. Abaixo estão apresentadas as definições das principais características petrográficas observadas (segundo Winter, 2001). Texturas: Ofítica: Refere-se a ripas de plagioclásio englobadas por cristais grandes de piroxênios; Sub-ofítica: Grandes ripas de plagioclásio parcialmente inclusos pelos piroxênios; Intregranular: Pequenos cristais de piroxênio, olivina, produtos de alteração, etc., preenchem os interstícios numa rede de largas hastes de plagioclásio. A textura dolerítica é um equivalente de granulometria mais grossa da textura intergranular das rochas vulcânicas; Intersetal: Similar a textura intergranular, porém com o vidro intersticial ou o vidro alterado está com uma composição significante ocupações entre os espaços das hastes de plagioclásio. Processos de alteração: Saussuritização: É a alteração do plagioclásio para epídoto e saussurita; Sericitização: É o processo pelo qual os feldspatos são hidratados para produzir sericita. Estágios incipientes podem ser reconhecidos pelo surgimento de uma fina poeira de feldspatos em luz plano polarizada. Em estágios mais avançados de alteração o feldspato manchado por micas tendo

35 20 como birrefrigência a cores amarela e então largos grumos com cristais mais grossos e de alta birrefrigência; Cloritização: É a alteração de algum mineral máfico para clorita. Piroxênio, hornblenda e biotitas são comumente observados sob uma seção em vários estágios de alteração para clorita; Uralitização: Alteração deutérica de piroxênio para anfibólio devido à entrada de água numa temperatura moderada; Biotitização: Processo similar a hidratação ou alteração deutérica que produz a biotita, a partir do piroxênio ou mais comumente de uma hornblenda. Como a biotita contém pouco Ca, o epídoto pode ser produzido, já que o Ca está sendo liberado durante a alteração da hornblenda para biotita. Serpentinização: Processo de alteração onde minerais que formadores de rochas máficas e ultramáficas, tais como a olivina, são convertidos em serpentina pela adição de água na estrutura cristalina destes minerais. Granulometrias (em mm): Muito fina (Ø 0,1); Fina (0,1 < Ø 1,0); Média (1,0 < Ø 5,0); Grossa (5,0 < Ø 20,0); Muito Grossa (Ø 20,0) Geoquímica Para a interpretação dos dados geoquímicos, serão utilizados os termos referentes à composição química das amostras, levando em consideração as relações entre os elementos maiores e traços. A partir dessas informações será possível definir a série magmática das rochas (ou dos seus protólitos no caso de rochas classificadas como metamórficas) e o ambiente tectônico em que foram formadas. As séries magmáticas fazem referência a um grupo de rochas que compartilham as mesmas características químicas (e provavelmente mineralógicas) e apresentam um padrão consistente nos diagramas de variação, sugerindo uma

36 21 relação genética (Winter, 2001). Estas séries podem ser classificadas como: Alcalinas (sódica, potássica e alto K) e Subalcalinas (toleítica e cálcio-alcalinas). As séries alcalinas e subalcalinas são separadas utilizando-se o diagrama álcalis (Na 2 O+K 2 O) versus Sílica (SiO 2 ) (e.g. Irvine & Baragar, 1971;Cox et al. 1979). A série alcalina é caracterizada pelo enriquecimento em álcalis (Na 2 O+K 2 O) e petrograficamente pela presença de feldspatóides, anfibólio sódico e/ou piroxênio sódico. A série cálcio-alcalina é caracterizada por uma razão FeOt/MgO praticamente constante durante toda a cristalização magmática, ocorre desde os estágios evolutivos iniciais, a cristalização conjunta entre máficos silicáticos magnesianos e óxidos de ferro. Em termos de associação litológica, rochas intermediarias e ácidas da associação basalto-andesito-dacito-riolito são mais frequentes (Wernick, 2004). Petrograficamente, as séries toleíticas são caracterizadas pela presença do piroxênio pobre em Ca (augita subcálcica, hiperstênio e pigeonita). Os fenocristais mais comuns são olivina e ortopiroxênio. É comum a olivina apresentar reação com o liquido silicático para um piroxênio pobre em Ca (ortopiroxênio). Típicos das suítes toleíticas é a coexistência de piroxênios ricos (augita) e pobres (pigeonita ou hiperstênio) em Ca. Quimicamente a série toleítica segue o trend de Fenner que é o enriquecimento em ferro na primeira etapa da evolução magmática. No caso da série cálcio-alcalina este enriquecimento é atenuado ou inexistente, e o mineral característico é o hiperstênio. Vários diagramas procuram discriminar essas duas séries, sendo que o mais utilizado é o diagrama AFM, onde A representa os alcalinos (Na 2 O + K 2 O); FeOt (FeO + 0,9Fe 2 O 3 ) e M (MgO) (Fujimori, 1990). No diagrama AFM o índice A serve para definir o grau de evolução de cada uma das rochas da suíte considerada, fazendo o mesmo papel da sílica num diagrama de Harker. Ligando-se uma amostra através de uma reta com o vértice A, esta define sobre o lado F-M do triângulo, a proporção entre MgO e FeO t na rocha (Wernick, 2004).