UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO. Caracterização Petrográfica dos Diques de Diabásio de Paraíba do Sul e Três Rios

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE AGRONOMIA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA Caracterização Petrográfica dos Diques de Diabásio de Paraíba do Sul e Três Rios ALUNO PAULO ROBERTO PIRES JUNIOR ORIENTADOR DR. ARTUR CORVAL NOVEMBRO DE 2015 Grupo de Pesquisa Enxame de Diques da Serra do Mar EDSM-rifte

2 UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE AGRONOMIA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA Grupo de Pesquisa Enxame de Diques da Serra do Mar EDSM-rifte Caracterização Petrográfica dos Diques de Diabásio de Paraíba do Sul e Três Rios Paulo Roberto Pires Junior Dr. Artur Corval Novembro de 2015

3 Sumário Agradecimentos i Resumo ii Índice de Figuras iii Índice de Tabelas viii Capítulo 1: Introdução Apresentação Objetivos Metodologia Justificativa Localização Capítulo 2: Revisão Temática Aspectos de campo Petrografia de basaltos Aspectos texturais e granulométricos Aspectos mineralógicos Petrogênese basáltica toleítica Províncias Basálticas Continentais Enxame de Diques da Serra do Mar Capítulo 3: Apresentação dos Dados Dados de Campo Petrografia Aspectos texturais Composição mineralógica Classificação modal Capítulo 4: Considerações Finais Trabalho de campo Petrografia sob luz transmitida Comparações regionais Trabalhos futuros Referências Bibliográficas ANEXO I: Mapa ANEXO II: Confecção de lâminas petrográficas Materiais e equipamentos Etapas de confecção

4 ANEXO III - Descrições petrográficas sob luz transmitida gravadas em cd

5 Agradecimentos Primeiramente, agradeço a Deus por me abençoar e estar sempre guiando meus passos, e pela oportunidade que tive, e que poucos têm, de cursar o melhor e mais fantástico curso do mundo na mais bela Universidade deste país. Senhor, muito obrigado. Gostaria de agradecer aos mestres que fizeram com que eu me identificasse ainda mais com a ciência maravilhosa que é a geologia e a todo conhecimento por eles transmitido. Muito obrigado a todos os funcionários e professores do Departamento de Geociências, em especial, ao meu orientador e grande amigo Artur Corval, por todo tempo investido para a realização desta monografia, paciência e, acima de tudo, por todo conhecimento compartilhado. Quero agradecer, também, aos grandes amigos que a Rural e a Geologia me deram, e que foram importantes, seja nos mapeamentos, seminários, estágio, trabalhos, realização da semana acadêmica, ou pela troca diária de conhecimentos durante essa longa caminhada de quase 5 anos: Burini, Guilherme Brugger, Guilherme Miranda, Gustavo Kaizer, Hugo VP, Ipanema, Luciana, Maria Cecília, Odirney B. Silva, Paulo Sávio, Talles Pará, Thayane, Victor e a todos amigos da Geo2011 e de outras turmas, sem exceção, muito obrigado. Agradeço demais ao Graciano Carlos, estagiário do Laboratório de Preparação de Amostras do DeGeo, por todo apoio e disposição com a etapa de laminação das amostras e, em especial, a minha grande amiga e companheira de grupo de pesquisa, Luísa Brum, por todo suporte durante os trabalhos de campo e por seus conselhos quase que de mãe. Por fim, agradeço a minha família por todo apoio, sem vocês eu jamais teria chegado até aqui. Agradeço aos meus pais, Paulo e Jânia, e meus irmãos Fábio e Flávio, que sempre me incentivaram a confiaram em mim e no meu potencial, e me ensinaram, sobretudo, valores que me permitiram escolher os melhores caminhos ao longo da minha vida. Dedico esta monografia a vocês. Dedico esta vitória a vocês! Meu muito obrigado a todos. i

6 Resumo O Enxame de Diques da Serra do Mar ocorre ao longo da região costeira do sudeste do Brasil. O enxame é constituído por basaltos transicionais de afinidade toleítica intrudindo gnaisses e granitoides do Orógeno Ribeira, de idade Neoproterozóica/Cambro-ordoviciana. O presente trabalho compreende a caracterização petrográfica dos diques aflorantes nos municípios de Paraíba do Sul e Três Rios, localizados na região centro-sul fluminense (porção centro-norte do Enxame de Diques da Serra do Mar). A orientação principal destes diques acompanha o trend regional do Orógeno Ribeira e da Zona de Cisalhamento Além Paraíba, ou seja, NE-SW. Há, também, um trend ortogonal NW-SE, além da direção NNE- SSW, que ocorre de maneira subordinada. Devido ao elevado grau de alteração das rochas da região, os diques são comumente encontrados sob a forma de blocos rolados, alinhados e in situ, e sem contatos com a rocha encaixante preservados. Apesar disto, é possível sugerir que estes diques tenham dezenas de metros de espessura. É muito comum a presença de blocos com esfoliação esferoidal em meio ao regolito originado da decomposição destas rochas. Estudos petrográficos concluem que estes diabásios são formados essencialmente por plagioclásio e clinopiroxênio (possivelmente dois: augita e pigeonita). Os minerais acessórios presentes são os minerais opacos, apatita e quartzo. Os minerais secundários incluem a uralita, biotita e saussurita. Amostras possivelmente oriundas de centro de diques mais espessos são holocristalinas/hipocristalinas, inequigranulares seriadas, intergranulares e mirmequíticas. Texturas subofítica e intersertal ocorrem subordinadamente. Margens resfriadas são indicativas de elevado gradiente térmico entre a intrusão e a encaixante, o que sugere a pouca profundida da intrusão (hipoabissal). Estas margens são hipohialinas a hipocristalinas, intersetais e porfiríticas. Estes aspectos texturais, em geral, também são observados nas outras províncias da região sul e das bacias da margem. A ausência de olivina na matriz indica que a série é toleítica. A textura mirmequítica, a ocorrência de quartzo, a ausência de ortopiroxênio, a predominância de fenocristais de plagioclásio em relação a clinopiroxênio e a ausência de fenocristais de olivina sugerem que o liquido que gerou estas rochas era evoluído. A ausência de xenólitos e xenocristais sugere que não houve interação física entre o magma intrusivo e as encaixantes granito-gnáissicas. ii

7 Índice de Figuras Figura 1.1: Mapa rodoviário (google maps) com a localização aproximada da área de estudo (retângulo preto) Figura 2.1: Blocos de diabásio alinhados, parte deles in situ (Ponto: DB-SV-4). A linha tracejada em branco indica, aproximadamente, os contatos do dique com as rochas encaixantes. Visada para nordeste. Foto retirada de Corval (2009) Figura 2.2: Dique com margem resfriada (chilled margin) de aproximadamente 11 cm em Saquarema, RJ (Ponto: AR-TD-04). Foto retirada de Dutra (2006) Figura 2.3: Texturas da margem e centro de um mesmo dique (Ponto: IT-SV-1). Retirada de Corval (2009) Figura 2.4: Diaclases (setas duplas) com espaçamento métrico em dique de diabásio da região de Trajano de Morais (Ponto: TM-SV-3). Visada para leste. Foto retirada de Corval (2009) Figura 2.5: Esfoliação esferoidal em dique de diabásio da região de Renascença. (Ponto: RN-SV- 1). Visada para sul. Foto retirada de Corval (2009) Figura 2.6: Dique com xenólitos da rocha encaixante, mostrando possíveis processos de assimilação, Praia de Geribá (Próximo ao ponto FC-WT-18; Tetzner, 2002). Foto retirada de Dutra (2006) Figura 2.7: Forma intrusiva típica (retilínea) dos diques aflorantes na área de estudo. Praia das Conchas, Búzios (Ponto: FC-TD-01). Foto retirada de Dutra (2006) Figura 2.8: Forma intrusiva bifurcada de dique na Praia das Conchas, em Búzios (Ponto: FC-TD- 01). Fotografia retirada de Dutra (2006) Figura 2.9: Forma de intrusão do dique exibindo um padrão escalonado (em échelon). Neste padrão, a direção da extensão é normal aos segmentos indicando uma rotação do campo de stress regional. As setas indicam a direção da extensão normal em Saquarema, RJ. (Ponto: AR-TD-04). Retirada de Dutra (2006) Figura 2.10: Diagrama de classificação de rochas vulcânicas de Streckeisen (1976) Figura 2.11: Classificação de rochas vulcânicas baseada na composição química. Modificada de LeMaitre (1989) Figura 2.12: Fotomicrografia mostrando exemplo de diabásio mostrando textura holocristalina (Skaergaard, Islândia; nicóis cruzados; aumento de 7x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.13: Imagem de basalto mostrando textura hipocristalina (Quarsut, oeste da Islândia; nicóis cruzados; aumento 35x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.14: Fotomicrografia mostrando olivina euédrica em olivina-basalto (Ubekendt Ejland, oeste da Islândia; nicóis cruzados; aumento 40x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.15: Olivina subédrica em basalto picrítico (Ubekendt Ejland, Islândia; nicóis cruzados; aumento 72x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.16: Olivina anédrica em olivina-basalto (Ilhas Maurício, Oceano Indico; nicóis cruzados; aumento 32x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) iii

8 Figura 2.17: Fotomicrografia mostrando textura inequigranular seriada em basalto (Edimburgo, Escócia; nicóis cruzados; 43x) Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.18: Textura porfirítica em basalto toleítico, com grão de augita subédrica com zonamento composicional e presença de uralita nas bordas (nicóis paralelos; amostra CF-TD-03a). Foto retirada de Dutra (2006) Figura 2.19: Fotomicrografia mostrando exemplo de textura glomeroporfirítica em basalto, com agrupamento de fenocristais de plagioclásio em matriz fina (basalto de localidade desconhecida; nicóis cruzados; aumento de 11x). Retirado de MacKenzie et. al. (1982) Figura 2.20: Textura poiquilítica em diabásio com fenocristais de plagioclásio englobando grãos de olivina (Skaergaard, Islândia; nicóis cruzados; aumento de 12x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.21: Fotomicrografia mostrando textura ofítica em álcali-olivina diabásio, com fenocristais zonados de augita (hospedeiros) englobando numerosos grãos de plagioclásio (Shiants Isles, Escócia; nicóis cruzados; aumento 11x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.22: Fotomicrografias mostrando textura subofítica (círculos brancos) em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena (amostra: SMM-SV-2). Augita (au) é o mineral hospedeiro, enquanto o plagioclásio (pl) é a inclusão. a) Nicóis paralelos; b) Nicóis cruzados. Retirada de Corval (2009) Figura 2.23: Diabásio com textura intergranular contendo grãos anédricos de augita e pigeonita cristalizados nos interstícios dos grãos de plagioclásio (Palisades, Nova Jersey; nicóis cruzados; aumento 60x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.24: Textura intersertal em basalto toleítico, onde vidro vulcânico alterado (cor de interferência marrom) encontra-se nos interstícios de grãos de plagioclásio (Deep Sea Drilling Project; nicóis paralelos; aumento 65x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.25: Fotomicrografia mostrando textura granofírica (gf) em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena (nicóis cruzados; amostra: SMM-SV-1). Retirada de Corval (2009) Figura 2.26: Textura mirmequítica em dique de diabásio (nicóis cruzados; amostra SMM-B- 29)(Corval, 2005) Figura 2.27: Diabásio com textura traquitóide, representada por diversos grãos de plagioclásio colunares alinhados (Skaergaard, Islândia; nicóis cruzados; aumento 12x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.28: Textura esferulítica em diabásio, caracterizada por cristais alongados de plagioclásio com diferentes orientações óticas convergindo para o centro (Garbh Bheinn. Skye, Escócia; nicóis cruzados; 32x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.29: Textura vesicular em basalto, formada por cavidades subesféricas de gás. Notar as duas vesículas coalescidas na parte superior da foto (Monte Fuji, Japão; nicóis cruzados; aumento 7x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.30: Textura amigdaloidal em basalto. As cavidades de gás originais estão preenchidas por um agregado de microcristais de calcita (Matlock, Derbshire, Inglaterra; nicóis paralelos; aumento 11x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.31: Fotomicrografia mostrando cristal esquelético de olivina em basalto picrítico (Ubekendt Ejland, oeste da Islândia; nicóis paralelos; aumento 15x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) iv

9 Figura 2.32: Fotomicrografia de cristal esquelético de plagioclásio com textura rabo de andorinha (swallowtail) em matriz vítrea de pillow lava (nicóis paralelos; aumento de 10x). Foto retirada de 22 Figura 2.33: Minerais opacos esqueléticos e espinha-de-peixe presentes em matriz hipocristalina da porção central de um dique na região de Três Rios (nicóis paralelos; amostra: TR-SV-4e). Retirada de Corval (2009) Figura 2.34: Olivina-basalto mostrando textura em corona entre cristais de plagioclásio e olivina, resultando na geração de hornblenda fibrosa (Tessalonica, norte da Grécia; nicóis cruzados; aumento 100x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.35: Fotomicrografia de basalto mostrando plagioclásio com zoneamento composicional. A parte interna é mais cálcica, enquanto a parte externa é mais sódica (Isle of Skye, Escócia; nicóis cruzados; aumento 43x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.36: Diabásio com textura branching crystals, mostrando cristais subparalelos de augita curvados (North Skye, Escócia; nicóis cruzados; aumento 21x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.37: Diabásio toleítico do Palisades Sill, Nova York, contendo plagioclásio, augita e pigeonita (nicóis cruzados; aumento de 21x). Retirada de MacKenzie et al. (1982) Figura 2.38: Fenocristais de olivina, plagioclásio e augita rodeados por matriz fina em dique de diabásio da cidade do Rio de Janeiro (nicóis cruzados; amostra: RJ-17a;). Retirada de Corval (2009) Figura 2.39: Grão subédrico de mineral opaco (op) com inclusão de grão de plagioclásio (pl) em dique da região de Conceição de Macabu (Amostra: CM-SV-1b; nicóis paralelos). Retirada de Corval (2009) Figura 2.40: Fotomicrografia exibindo grão euédrico acicular de apatita (ap) em dique de diabásio da região de Renascença (nicóis paralelos; amostra: RN-SV-1e). Retirada de Corval (2009) Figura 2.41: Diagrama AFM de discriminação das séries toleítica e cálcio-alcalina (Irvine & Baragar, 1971). Setas vermelhas indicam trend cálcio-alcalino, as azuis indicam trend toleítico. Modificada de Corval (2005) Figura 2.42: Fotomicrografias exibindo diferenças entre basaltos toleíticos e cálcio-alcalinos: A) Grão de plagioclásio incluso em mineral opaco em amostra de basalto toleítico do Enxame de Diques da Serra do Mar (retirada de Corval, 2005); B) grãos de minerais opacos inclusos em grão de plagioclásio em amostra de basalto cálcio-alcalino (imagem retirada de notas de aula de Corval, 2007) Figura 2.43: Fotomicrografia mostrando grãos de olivina e plagioclásio em basalto alcalino (nicóis cruzados). Retirada de notas de aula de Corval (2007) Figura 2.44: Fotomicrografia mostrando grão de augita (au) de cor castanho-claro, com as bordas alteradas para biotita (bt) e uralita (u), coexistentes com grãos de pigeonita (pg), em dique de diabásio da região de Trajano de Morais (nicóis paralelos; amostra: TM-SV-1). Retirada de Corval (2009) Figura 2.45: Foto mostrando processo de alteração chamado saussuritização, comum sobre grãos de plagioclásio (nicóis cruzados; amostra: TM-SV-4). Retirada de Corval (2009) v

10 Figura 2.46: Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná (Bellieni et al.,1986; Nardy et al., 2001), com destaque para a Província Paraná-Etendeka na América do Sul: (1) embasamento cristalino; (2) sedimentos pré-vulcânicos (principalmente paleozoicos); (3) rochas vulcânicas básicas a intermediárias; (4) rochas ácidas do tipo Palmas; (5) rochas ácidas do tipo Chapecó; (6) Enxames de diques de Florianópolis, do Arco de Ponta Grossa e da Serra do Mar; (7) sedimentos pós-vulcânicos, principalmente do Cretáceo Inferior (modificado de Marques & Ernesto, 2004) Figura 3.1: Blocos alinhados e in situ em Paraíba do Sul (Ponto PS-SV-09). Visada para norte.. 44 Figura 3.2: Dique de diabásio (Ponto: TR-SV-13) cortando granulito do Complexo Juiz de Fora. Visada para oeste Figura 3.3: Acumulação de matacões de diabásio em um rio encaixado em dique no município de Paraíba do Sul (Ponto: PS-SV-12) (retângulo tracejado indica uma cerca de madeira utilizada como escala). Visada para sudeste Figura 3.4: Bloco com esfoliação esferoidal, estrutura típica dos diques de diabásio da região de Paraíba do Sul (Ponto: PS-SV-13). Visada para leste Figura 3.5: Dique de diabásio diaclasado, município de Três Rios (Ponto: TR-SV-13) Figura 3.6: Amostra da porção mais espessa de um dique de diabásio, mostrando textura praticamente fanerítica e coloração preta esverdeada, município de Paraíba do Sul (Ponto: PS-SV- 13) Figura 3.7: Solo de cor vermelho ocre, oriundo da ação de processos intempéricos em dique de diabásio (Ponto: PS-SV-14). Visada para leste Figura 3.8: Fotomicrografia mostrando o grau de cristalinidade holocristalino em dique de diabásio do município de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-07) Figura 3.9: Fotomicrografia indicando o grau de cristalinidade hipocristalino em dique de diabásio do município de Três Rios (nicóis cruzados; amostra: TR-SV-13c) Figura 3.10: Textura inequigranular seriada em dique de diabásio na cidade de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-10) Figura 3.11: Fotomicrografia mostrando megacristal de plagioclásio (4 mm) em amostra de centro de dique em Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12b) Figura 3.12: Fotomicrografia mostrando fenocristal de augita em amostra de margem resfriada (nicóis cruzados; amostra: TR-SV-13c) Figura 3.13: Textura intergranular em diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS- SV-08) Figura 3.14: Fotomicrografia mostrando textura intersertal em dique de diabásio no município de Três Rios (nicóis cruzados; amostra: TR-SV-13c) Figura 3.15: Textura poiquilítica em dique de diabásio, Paraíba do Sul. Grão de plagioclásio (entre o círculo) com inclusões de augita (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-08) Figura 3.16: Textura subofítica (grãos de plagioclásio parcialmente englobados por grão de piroxênio) em dique de diabásio, Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-08) vi

11 Figura 3.17: Mirmequíta em dique de diabásio, Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV- 14) Figura 3.18: Textura amigdaloidal com preenchimento de agregados de microcristais de calcita rodeados por clorita em dique de diabásio do município de Três Rios (nicóis cruzados; amostra: TR- SV-13a) Figura 3.19: Fotomicrografia revelando textura esferulítica em dique de diabásio, Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-06) Figura 3.20: Fotomicrografia mostrando textura traquitóide (grãos de plagioclásio alinhados) em dique de diabásio no município de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-09) Figura 3.21: Fotomicrografia mostrando intenso processo de saussuritização em grão de plagioclásio em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-15) Figura 3.22: Fotomicrografia mostrando grão de clinopiroxênio maclado, cor azul e castanho claro, em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12a) Figura 3.23: Fotomicrografia mostrando grão anédrico de mineral opaco englobando grãos de augita e seus minerais de alteração em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12a) Figura 3.24: Fotomicrografia mostrando grãos aciculares orientados de minerais opacos em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12a) Figura 3.25: Fotomicrografia mostrando grão curvado acicular de apatita em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis paralelos; amostra: PS-SV-15) Figura 3.26: Fotomicrografia mostrando grão de biotita laranja avermelhado com inclusões de minerais opacos em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-06). 59 Figura 3.27: Fotomicrografia mostrando grão de piroxênio parcialmente alterado para uralita em diabásio de Paraíba do Sul (nicóis paralelos; amostra: PS-SV-13) Figura 3.28: Fotomicrografia mostrando grão de piroxênio completamente uralitizado e alterado para actinolita pseudomórfica em diabásio de Paraíba do Sul (nicóis paralelos; amostra: PS-SV-06) Figura 3.29: Diagrama de Streckeisen para rochas vulcânicas. As amostras foram classificadas como basaltos vii

12 Índice de Tabelas Tabela 2.1: Principais diferenças petrográficas entre basaltos toleíticos e basaltos alcalinos (Hughes, 1982; McBirney, 1993) Tabela 2.2: Tabela de dados de fusão parcial do sistema peridotítico sob condições de pressões de 20 Kbar e 35 Kbar (Mysen & Kushiro, 1977). Ne=nefelina, Ol=olivina, Hy=hiperstênio. Minerais da moda: Ol=olivina, Opx=ortopiroxênio, Cpx=clinopiroxênio, Esp=espinélio, Gr=granada. Retirada de Dutra (2006) Tabela 2.3: Tabela de dados de fusão parcial do sistema peridotítico sob condições hidratadas (Kushiro, 1972). PH2O=pressão parcial de água; PT=pressão total; %FP=quantidade de fusão parcial; Ne=nefelina normativa. Retirada de Dutra (2006) Tabela 2.4: Tabela de dados de fusão parcial do sistema peridotítico sob condições hidratadas a altas pressões (Kushiro, 1972). PH2O=pressão parcial de água; %FP=quantidade de fusão parcial, Ol=olivina, Gr=granada. Retirada de Dutra (2006) Tabela 2.5: Resumo das principais características encontradas nas Províncias Basálticas Continentais localizadas na porção meridional da plataforma sul americana Tabela 2.6: Suítes, respectivos nomes, processos evolutivos (Valente, 1997; Corval, 2005; Dutra, 2006; Guedes, 2007), razões La/Yb(n) e La/Nb(n) dos líquidos parentais normalizadas ao condrito (Thompson et al., 1984) e fontes mantélicas discriminados no Enxame de Diques da Serra do Mar (Valente, 1997; Tetzner, 2002; Corval, 2005; Dutra, 2006; Guedes, 2007). As suítes de alto-tio2 A, B e C foram discriminadas por Guedes (2007), enquanto que as suítes 1, 2 e 3 foram discriminadas por Corval (2005). AFC é Assimilation and Fractional Crystallization (Depaolo, 1981). Os processos evolutivos das suítes C, 2 e 3 não puderam ser discriminados devido ao pequeno número de amostras (Corval, 2005; Guedes, 2007) viii

13 Capítulo 1: Introdução Apresentação O presente trabalho está inserido no contexto do estudo petrogenético dos diques basálticos toleíticos que integram o Enxame de Diques da Serra do Mar (Valente, 1997). O título do mesmo é Caracterização petrográfica dos diabásios da região de Três Rios e Paraíba do Sul e está vinculado à disciplina Trabalho de Graduação (IA243) sob a forma de monografia, necessária para a obtenção do grau de bacharel no curso de graduação em Geologia da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro (UFRRJ). Este projeto foi orientado pelo Dr. Artur Corval e está ligado à linha de pesquisa Magmatismo Basáltico Toleítico do Cretáceo Inferior, do grupo de pesquisa EDSM-rifte (Plataforma Lattes-CNPq), grupo este que tem por objetivo criar modelos petrogenéticos e geodinâmicos relacionados à fragmentação do supercontinente Gondwana e posterior abertura do Oceano Atlântico Sul. O Enxame de Diques da Serra do Mar (EDSM) ocorre ao longo da região costeira do Brasil, abrangendo os Estados do Rio de Janeiro, São Paulo e parte do Espírito Santo. Está inserido no mesmo contexto geodinâmico do magmatismo basáltico toleítico da Província Paraná-Etendeka (p.ex.: Piccirilo & Melfi, 1988; Peate, 1997), do Enxame de Diques de Ponta Grossa (Piccirilo et al., 1990; Regelous, 1993), do Enxame de Diques de Florianópolis (Marques et al., 2003, 2005), e das províncias basálticas continentais das bacias costeiras de Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo (Mohriak et al., 2002), na porção sul e sudeste da Plataforma Sul-Americana. Este contexto geodinâmico está relacionado à fragmentação do Gondwana no Cretáceo Inferior, cujos processos abrangem além do volumoso magmatismo basáltico toleítico das províncias citadas, a formação das bacias de rifte mencionadas anteriormente e a geração das maiores reservas de óleo e gás conhecidas do Brasil (p.ex. Milani et al., 2000) Objetivos Os objetivos gerais desta monografia incluem a geração de novos dados de campo e petrográficos referentes à porção centro-norte do Enxame de Diques da Serra do Mar. Objetivos mais específicos compreendem o reconhecimento de campo dos diques de diabásio aflorantes na região Centro-Sul Fluminense, englobando os municípios de Paraíba do Sul e Três Rios, e posterior 1

14 estudo petrográfico sob microscópio de luz transmitida das amostras coletadas nos trabalhos de campo Metodologia O método de pesquisa empregado para elaboração deste trabalho envolveu as etapas detalhadamente descritas abaixo: a) Levantamento bibliográfico sobre temas relacionados à pesquisa (contexto geodinâmico e magmatismo das províncias basálticas continentais do Cretáceo Inferior nas regiões sul e sudeste do Brasil (p.ex.: Paraná-Etendeka, províncias de Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo), enxame de diques de Ponta Grossa, Florianópolis e da Serra do Mar, trabalhos de campo e petrologia de rochas basálticas); b) Levantamento de campo utilizando GPS (para localização), coleta de medidas dos diques (como espessura, orientação e possíveis estruturas de fluxo), caracterização dos diques e suas rochas encaixantes, além de coleta de amostras para estudos petrográficos; c) Elaborar um mapa, em escala adequada, contendo os dados estruturais e os diques plotados; d) Descrição petrográfica, sob microscópio polarizador de luz transmitida, de treze lâminas de amostras coletadas; e) Integração dos dados e elaboração do texto final da monografia. A petrografia convencional foi realizada em microscópio polarizador de luz transmitida (Zeiss) do Laboratório de Microscopia do Departamento de Geociências da UFRuralRJ. O equipamento fotográfico do Grupo de Pesquisa EDSM-rifte foi utilizado para a obtenção de fotomicrografias a partir do microscópio petrográfico Justificativa O estudo do magmatismo do Cretáceo Inferior no sodeste do Brasil (Turner et al., 1994; Guedes et al., 2005) tem sido foco de estudos do grupo de pesquisa EDSM-rifte da UFRuralRJ em parceria com outras universidades desde No entanto, os diques que ocorrem ao longo do 2

15 Enxame de Diques da Serra do Mar ainda foram pouco estudados, necessitando, assim, de um maior refinamento dos dados petrológicos. Então, este trabalho se justifica devido à necessidade de geração de novos dados petrológicos referentes aos diques básicos da região do centro sul fluminense, inclusive de dados que possam corroborar com a formulação de um modelo geodinâmico que explique a ruptura do supercontinente Gondwana e posterior abertura do Atlântico Sul. Potencialmente, o estudo petrográfico detalhado pode revelar parâmetros mineralógicos, texturais e/ou estruturais diagnósticos de suítes basálticas. Tais parâmetros, se identificados, poderão permitir uma classificação em base essencialmente petrográfica, preteritamente a classificações geoquímicas que, evidentemente, demandam um tempo maior e custos mais elevados Localização A área em estudo, localizada entre as coordenadas e W e e S, em região limitada pelas folhas topográficas do IBGE de 1: , região de Paraíba do Sul e Três Rios, situadas a noroeste da Serra dos Órgãos (denominação local da Serra do Mar). A referida área está inserida na porção nordeste da região político-administrativa centro-sul fluminense, microrregião de Três Rios, onde está posicionada a Zona de Cisalhamento do Além Paraíba (ZCAP). Os principais acessos à região se dão pelas rodovias BR-040 (Washington Luís) e BR-393 (antiga rodovia Rio - Bahia) (Figura 1.1). Figura 1.1: Mapa rodoviário (google maps) com a localização aproximada da área de estudo (retângulo preto). 3

16 Capítulo 2: Revisão Temática Aspectos de campo As rochas basálticas aflorantes no Enxame de Diques da Serra do Mar do Estado do Rio de Janeiro afloram sob a forma de diques. Em geral, apresentam-se bastante alterados e, ocorrem, comumente, como blocos rolados, alinhados e in situ (Figura 2.1) (Corval, 2009). Entretanto, há também afloramentos bem expostos em costões rochosos de regiões litorâneas (Figura 2.2) na porção oriental do enxame (Tetzner, 2002; Dutra, 2006). Em regiões mais interioranas, os diques já não são tão bem preservados quanto no litoral e são mais difíceis de serem reconhecidos. Em geral, são encontrados com mais facilidade em barrancos ou cortes de estradas secundárias não pavimentadas (Corval, op cit). Figura 2.1: Blocos de diabásio alinhados, parte deles in situ (Ponto: DB-SV-4). A linha tracejada em branco indica, aproximadamente, os contatos do dique com as rochas encaixantes. Visada para nordeste. Foto retirada de Corval (2009). 4

17 Figura 2.2: Dique com margem resfriada (chilled margin) de aproximadamente 11 cm em Saquarema, RJ (Ponto: AR-TD-04). Foto retirada de Dutra (2006). No campo, os diques apresentam coloração caracteristicamente preta esverdeada, contatos bruscos com as rochas encaixantes, onde, usualmente apresentam bordas de resfriamento (chilled margins) (Figura 2.2) marcadas por granulometria mais fina (Figura 2.3). Em contrapartida, os minerais das regiões mais centrais dos diques mais espessos são mais bem desenvolvidos, o que caracteriza uma granulometria média, por vezes, grossa (Figura 2.3). Figura 2.3: Texturas da margem e centro de um mesmo dique (Ponto: IT-SV-1). Retirada de Corval (2009). 5

18 Muitos dos diques apresentam diáclases (Figura 2.4) possivelmente geradas por processo de rápido resfriamento. Estas fraturas ocorrem sub-paralelas a ortogonais aos contatos dos diques com as encaixantes. Em regiões onde o intemperismo químico atua com maior incidência, os corpos se alteram intensamente e geram solos argilosos de cor ocre. Neste caso, é comum encontrar, em meio ao solo, blocos arredondados exibindo esfoliação esferoidal (Figura 2.5). Figura 2.4: Diaclases (setas duplas) com espaçamento métrico em dique de diabásio da região de Trajano de Morais (Ponto: TM-SV-3). Visada para leste. Foto retirada de Corval (2009). Figura 2.5: Esfoliação esferoidal em dique de diabásio da região de Renascença. (Ponto: RN-SV-1). Visada para sul. Foto retirada de Corval (2009). 6

19 Vale ressaltar a ocorrência de xenólitos métricos de rocha encaixante, alguns mostrando possíveis processos de assimilação crustal em alguns diques (Figura 2.6). Figura 2.6: Dique com xenólitos da rocha encaixante, mostrando possíveis processos de assimilação, Praia de Geribá (Próximo ao ponto FC-WT-18; Tetzner, 2002). Foto retirada de Dutra (2006). A forma de intrusão destes diques, de modo geral, é retilínea (Figura 2.7). No entanto, podem ocorrer diques bifurcados (Figura 2.8), escalonados (Figura 2.9), degraus, pontes e tocos. Figura 2.7: Forma intrusiva típica (retilínea) dos diques aflorantes na área de estudo. Praia das Conchas, Búzios (Ponto: FC-TD-01). Foto retirada de Dutra (2006). 7

20 Figura 2.8: Forma intrusiva bifurcada de dique na Praia das Conchas, em Búzios (Ponto: FC-TD-01). Fotografia retirada de Dutra (2006). Figura 2.9: Forma de intrusão do dique exibindo um padrão escalonado (em échelon). Neste padrão, a direção da extensão é normal aos segmentos indicando uma rotação do campo de stress regional. As setas indicam a direção da extensão normal em Saquarema, RJ. (Ponto: AR-TD-04). Retirada de Dutra (2006). 8

21 2.2 - Petrografia de basaltos Petrologia ígnea é o estudo da classificação, ocorrência, composição, origem e evolução de rochas formadas a partir do resfriamento e cristalização de magmas. Ela pode ser subdividida em petrografia ígnea (assunto a ser abordado neste capítulo), que é a descrição e classificação de rochas ígneas, e petrogênese ígnea, que estuda a origem e evolução destas rochas (Frost & Frost, 2013). Cada método de classificação tem sua vantagem e desvantagem, portanto, é difícil apresentar um método adequado para classificar quaisquer rochas ígneas. Com o passar do tempo, geólogos reconheceram a necessidade de uma classificação mais sistemática (Frost & Frost, 2013). Entre as tentativas de classificação organizada de rochas ígneas propostas até o presente, a recomendação feita pela Subcomissão da Sistemática de Rochas Ígneas da IUGS (Subcomission on the Systematics of Ingeous Rocks, Comission on Petrology, International Union of Geological Sciences) é a mais conhecida. Atualmente, a classificação de rochas ígneas é baseada na textura (principalmente na granulometria), composição mineralógica quantitativa (real, determinada por métodos ópticos) e, subordinadamente, nas texturas específicas, composição química (composição mineralógica virtual, ou normativa), gênese, modo de ocorrência, etc. (Motoki, 2004). A IUGS recomenda que, sempre que possível, as rochas vulcânicas e hipoabissais (como é o caso dos diques estudados neste trabalho) sejam classificados no diagrama (Figura 2.10) baseado na mineralogia modal (Streckeisen, 1976). Se estas rochas forem formadas por minerais tão finos que não possam ser identificados, então elas devem ser classificadas com base na sua composição química (norma CIPW e litogeoquímica). Neste caso, a IUGS sugere a utilização do diagrama TAS (total de álcalis vs. sílica) (LeMaitre, 1989) (Figura 2.11). A composição da maioria das rochas ígneas pode ser expressa em nove óxidos: SiO 2, TiO 2, Al 2O 3, Fe 2O 3, FeO, MgO, CaO, Na 2O e K 2O. Combinações entre eles formam a maior parte dos minerais formadores de rochas ígneas, incluindo piroxênio, olivina, granada, anfibólio, micas, quartzo, plagioclásio, álcali-feldspato, feldspatóide, magnetita e ilmenita. 9

22 Figura 2.10: Diagrama de classificação de rochas vulcânicas de Streckeisen (1976). 15 Traqui Basalto Fonolito Na O + K O (% peso) Foidito Tefrito/ basanito Tefrifonolito Fonotefrito Traqui andesito basáltico Traquiandesito Andesito Traquito Dacito Riolito Picro - basalto Basalto Andesito basalto Figura 2.11: Classificação de rochas vulcânicas baseada na composição química. Modificada de LeMaitre (1989). 10

23 A revisão temática sobre a classificação e descrição dos aspectos granulométricos, texturais e composicionais de rochas basálticas foi baseada fortemente em Mackenzie et al. (1982) Aspectos texturais e granulométricos Quanto ao grau de cristalinidade, as rochas basálticas são classificadas como holocristalinas (quando sua textura é 100% cristalina) (Figura 2.12), hipocristalinas (textura predominantemente cristalina) (Figura 2.13), hipohialina (domínio de textura vítrea) e holohialina (textura totalmente vítrea). Os cristais, no tocante às suas formas, podem ser definidos como euédricos (quando todas as faces do cristal são bem definidas) (Figura 2.14), subédricos (duas faces bem definidas) (Figura 2.15) ou anédricos (cristais sem faces definidas) (Figura 2.16). Os cristais apresentam diversos hábitos, quais sejam: tabular, colunar (prismático), acicular e lamelar. Um exemplo de critério adotado para o estudo granulométrico com base na petrografia de basaltos é o seguinte: granulação fina (<1 mm), média (1-3 mm) e grossa (>3 mm). Figura 2.12: Fotomicrografia mostrando exemplo de diabásio mostrando textura holocristalina (Skaergaard, Islândia; nicóis cruzados; aumento de 7x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 11

24 Figura 2.13: Imagem de basalto mostrando textura hipocristalina (Quarsut, oeste da Islândia; nicóis cruzados; aumento 35x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.14: Fotomicrografia mostrando olivina euédrica em olivina-basalto (Ubekendt Ejland, oeste da Islândia; nicóis cruzados; aumento 40x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 12

25 Figura 2.15: Olivina subédrica em basalto picrítico (Ubekendt Ejland, Islândia; nicóis cruzados; aumento 72x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.16: Olivina anédrica em olivina-basalto (Ilhas Maurício, Oceano Indico; nicóis cruzados; aumento 32x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 13

26 Rochas basálticas apresentam sete tipos de texturas comumente observadas, quais sejam: seriada, porfirítica, glomeroporfirítica, poiquilítica, ofítica, subofítica e intersticial. Por vezes, em uma mesma seção, é possível observar mais de uma destas texturas ocorrendo simultaneamente. Na textura seriada (Figura 2.17), um contínuo e gradual intervalo entre o tamanho dos cristais é ressaltado. A textura porfirítica (Figura 2.18) é caracterizada por fenocristais rodeados por uma matriz de granulometria mais fina. A textura glomeroporfirítica (Figura 2.19) pode ser considerada como um aglomerado de fenocristais (glomerocristais, sejam eles mono ou poliminerálicos) rodeados por matriz mais fina. Outra textura comum é a poiquilítica (Figura 2.20), que ocorre quando fenocristais englobam pequenos e variados minerais, em geral, orientados. Esses pequenos cristais são chamados de inclusões, e os que os envolvem, são classificados como hospedeiros. Uma variação típica da textura poiquilítica é a ofítica (Figura 2.21), na qual as inclusões são alongadas e completamente envolvidas pela hospedeira. Muitas das vezes estas inclusões são parcialmente envolvidas pela hospedeira. Nestes casos, a textura recebe o nome de subofítica (Figura 2.22). Por fim, duas variedades de texturas intersticiais são reconhecidas com base no material que ocupa os espaços entre os grãos: texturas intergranular e intersertal. Na textura intergranular (Figura 2.23), os espaços são preenchidos por grãos minerais, enquanto que na textura intersertal (Figura 2.24), estes interstícios são ocupados por material total ou parcialmente vítreo. Figura 2.17: Fotomicrografia mostrando textura inequigranular seriada em basalto (Edimburgo, Escócia; nicóis cruzados; 43x) Retirada de MacKenzie et al. (1982). 14

27 . Figura 2.18: Textura porfirítica em basalto toleítico, com grão de augita subédrica com zonamento composicional e presença de uralita nas bordas (nicóis paralelos; amostra CF-TD-03a). Foto retirada de Dutra (2006). Figura 2.19: Fotomicrografia mostrando exemplo de textura glomeroporfirítica em basalto, com agrupamento de fenocristais de plagioclásio em matriz fina (basalto de localidade desconhecida; nicóis cruzados; aumento de 11x). Retirado de MacKenzie et. al. (1982). 15

28 Figura 2.20: Textura poiquilítica em diabásio com fenocristais de plagioclásio englobando grãos de olivina (Skaergaard, Islândia; nicóis cruzados; aumento de 12x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.21: Fotomicrografia mostrando textura ofítica em álcali-olivina diabásio, com fenocristais zonados de augita (hospedeiros) englobando numerosos grãos de plagioclásio (Shiants Isles, Escócia; nicóis cruzados; aumento 11x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 16

29 Figura 2.22: Fotomicrografias mostrando textura subofítica (círculos brancos) em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena (amostra: SMM-SV-2). Augita (au) é o mineral hospedeiro, enquanto o plagioclásio (pl) é a inclusão. a) Nicóis paralelos; b) Nicóis cruzados. Retirada de Corval (2009). Figura 2.23: Diabásio com textura intergranular contendo grãos anédricos de augita e pigeonita cristalizados nos interstícios dos grãos de plagioclásio (Palisades, Nova Jersey; nicóis cruzados; aumento 60x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 17

30 Figura 2.24: Textura intersertal em basalto toleítico, onde vidro vulcânico alterado (cor de interferência marrom) encontra-se nos interstícios de grãos de plagioclásio (Deep Sea Drilling Project; nicóis paralelos; aumento 65x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). O vidro presente nos interstícios pode ser inalterado ou ter sido alterado para palagonita, clorita, analcita ou minerais de argila, ou pode, ainda, estar devitrificado. Em casos de resfriamento mais lento, podem existir texturas de intercrescimento: no lugar do vidro, pode haver intercrescimento granofírico (intercrescimento de K-feldspato e quartzo) (Figura 2.25) ou mirmequítico (intercrescimento de plagioclásio e quartzo) (Figura 2.26). Existem, ainda, outras texturas mais específicas. Dentre elas, serão apresentadas demonstrações das texturas traquitóide (orientada/alinhada) (Figura 2.27), esferulítica (textura radial) (Figura 2.28), vesicular (Figura 2.29) e amigdaloidal (Figura 2.30) (texturas de cavidade). Outros tipos de texturas incluem olivina esquelética (Figura 2.31), rabo de andorinha (swallowtail), (Figura 2.32), opacos como espinhas de peixe (Figura 2.33), em corona (Figura 2.34), zoneamento composicional (Figura 2.35), além da textura branching crystals (textura bandada) (Figura 2.36). 18

31 Figura 2.25: Fotomicrografia mostrando textura granofírica (gf) em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena (nicóis cruzados; amostra: SMM-SV-1). Retirada de Corval (2009). Figura 2.26: Textura mirmequítica em dique de diabásio (nicóis cruzados; amostra SMM-B-29)(Corval, 2005). 19

32 Figura 2.27: Diabásio com textura traquitóide, representada por diversos grãos de plagioclásio colunares alinhados (Skaergaard, Islândia; nicóis cruzados; aumento 12x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.28: Textura esferulítica em diabásio, caracterizada por cristais alongados de plagioclásio com diferentes orientações óticas convergindo para o centro (Garbh Bheinn. Skye, Escócia; nicóis cruzados; 32x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 20

33 Figura 2.29: Textura vesicular em basalto, formada por cavidades subesféricas de gás. Notar as duas vesículas coalescidas na parte superior da foto (Monte Fuji, Japão; nicóis cruzados; aumento 7x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.30: Textura amigdaloidal em basalto. As cavidades de gás originais estão preenchidas por um agregado de microcristais de calcita (Matlock, Derbshire, Inglaterra; nicóis paralelos; aumento 11x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 21

34 Figura 2.31: Fotomicrografia mostrando cristal esquelético de olivina em basalto picrítico (Ubekendt Ejland, oeste da Islândia; nicóis paralelos; aumento 15x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.32: Figura 2.32: Fotomicrografia de cristal esquelético de plagioclásio com textura rabo de andorinha (swallowtail) em matriz vítrea de pillow lava (nicóis paralelos; aumento de 10x). Foto retirada de 22

35 Figura 2.33: Minerais opacos esqueléticos e espinha-de-peixe presentes em matriz hipocristalina da porção central de um dique na região de Três Rios (nicóis paralelos; amostra: TR-SV-4e). Retirada de Corval (2009). Figura 2.34: Olivina-basalto mostrando textura em corona entre cristais de plagioclásio e olivina, resultando na geração de hornblenda fibrosa (Tessalonica, norte da Grécia; nicóis cruzados; aumento 100x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 23

36 Figura 2.35: Fotomicrografia de basalto mostrando plagioclásio com zoneamento composicional. A parte interna é mais cálcica, enquanto a parte externa é mais sódica (Isle of Skye, Escócia; nicóis cruzados; aumento 43x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.36: Diabásio com textura branching crystals, mostrando cristais subparalelos de augita curvados (North Skye, Escócia; nicóis cruzados; aumento 21x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). 24

37 Aspectos mineralógicos Basaltos são definidos como rochas máficas, de composição química básica, com granulometria fina e, compostas, basicamente, por plagioclásio, clinopiroxênio, minerais opacos (magnetita, ilmenita e outros óxidos e sulfetos), olivina, apatita, ortopiroxênio, quartzo, dentre outros. Como minerais secundários, são encontrados hornblenda, biotita, uralita e saussurita. Os correspondentes hipoabissal e intrusivo profundo dos basaltos são, respectivamente, o diabásio e o gabro, que apresentam mesma composição química e granulometria variando de média até grossa (Mackenzie et al., 1982). Basaltos são rochas que podem ser formadas em ambientes tectônicos distintos e, por isso, apresentam variações composicionais que influenciam na mineralogia dos mesmos. Eles podem ser subdivididos em subalcalinos (calci-alcalinos ou toleíticos) e alcalinos (álcali-olivina basaltos). A tabela 2.1, apresenta diferenças petrográficas primordiais entre basaltos toleíticos e basaltos alcalinos. Tabela 2.1: Principais diferenças petrográficas entre basaltos toleíticos e basaltos alcalinos (Hughes, 1982; McBirney, 1993). Modificada de notas de aula de Corval, Os basaltos toleíticos (Figura 2.37 e 2.38) são compostos por augita (clinopiroxênio cálcico) em coexistência com ortopiroxênio ou pigeonita (clinopiroxênio pobre em cálcio), plagioclásio rico em cálcio (labradorita e bytownita), minerais opacos (Figura 2.39) (p.ex.: ilmenita e titanomagnetita), apatita (Figura 2.40), quartzo, entre outros. Tais rochas nunca apresentam grãos de olivina na matriz, apenas como fenocristais. Em basaltos toleíticos, as texturas subofítica, intergranular, intersertal e mirmequítica são comuns (Mackenzie et al., 1982). 25

38 Figura 2.37: Diabásio toleítico do Palisades Sill, Nova York, contendo plagioclásio, augita e pigeonita (nicóis cruzados; aumento de 21x). Retirada de MacKenzie et al. (1982). Figura 2.38: Fenocristais de olivina, plagioclásio e augita rodeados por matriz fina em dique de diabásio da cidade do Rio de Janeiro (nicóis cruzados; amostra: RJ-17a;). Retirada de Corval (2009). 26

39 Figura 2.39: Grão subédrico de mineral opaco (op) com inclusão de grão de plagioclásio (pl) em dique da região de Conceição de Macabu (Amostra: CM-SV-1b; nicóis paralelos). Retirada de Corval (2009). Figura 2.40: Fotomicrografia exibindo grão euédrico acicular de apatita (ap) em dique de diabásio da região de Renascença (nicóis paralelos; amostra: RN-SV-1e). Retirada de Corval (2009). 27

40 A principal diferença petrográfica entre basaltos toleíticos e cálcio-alcalinos reside na cristalização de sulfetos e óxidos de Fe e Ti. O grau de oxidação dos magmas durante a cristalização fracionada tem sido interpretado como o causador desta supracitada diferença. Em um contexto de alta fugacidade de oxigênio (ambiente oxidante), o magma evolui segundo um trend típico da série cálcio-alcalina (modelo de Bowen, série do hiperstênio) (Figura 2.41) (Motoki, 2004). Já num cenário com baixa fugacidade (ambiente redutor), o magma evolui segundo o trend toleítico (modelo de Fenner, série da pigeonita). Em ambiente oxidante, os sulfetos e os óxidos cristalizam precocemente em magmas cálcio-alcalinos (Figura 2.42b) (Motoki, op cit.). Em contrapartida, em ambiente redutor, os óxidos e sulfetos cristalizam apenas tardiamente em magmas toleíticos (Figura 2.42a). F Toleítico Calcio-alcalino A Figura 2.41: Diagrama AFM de discriminação das séries toleítica e cálcio-alcalina (Irvine & Baragar, 1971). Setas vermelhas indicam trend cálcio-alcalino, as azuis indicam trend toleítico. Modificada de Corval (2005). M A cristalização precoce em magmas cálcio-alcalinos tem relação com o contexto geodinâmico em que os referidos magmas foram gerados. A série cálcio-alcalina é gerada em ambiente convergente, fazendo com que possua maior conteúdo de voláteis. Assim sendo, os magmas associados a este tipo de série são mais hidratados e inseridos num contexto em que há domínio de ambiente oxidante (Motoki, 2004). 28

41 Figura 2.42: Fotomicrografias exibindo diferenças entre basaltos toleíticos e cálcio-alcalinos: A) Grão de plagioclásio incluso em mineral opaco em amostra de basalto toleítico do Enxame de Diques da Serra do Mar (retirada de Corval, 2005); B) grãos de minerais opacos inclusos em grão de plagioclásio em amostra de basalto cálcio-alcalino (imagem retirada de notas de aula de Corval, 2007). Os magmas da série toleítica são de alta temperatura e contém baixo teor de H 2O, enquanto que os da série cálcio-alcalina são de temperatura relativamente baixa e contém alto teor de H 2O. Os componentes voláteis, tais como H 2O, Cl, e F, abaixam a temperatura da fusão dos magmas e, portanto, os magmas hidratados podem manter o estado líquido até mesmo em uma temperatura relativamente baixa. Desta forma, as rochas da série cálcio-alcalina frequentemente possuem minerais máficos hidratados, tais como hornblenda e biotita (Motoki, 2004). Os basaltos alcalinos (Figura 2.43) são caracterizados pela presença de nefelina normativa, ausência de piroxênios pobres em cálcio e presença de olivina tanto na matriz quanto como fenocristais (MacKenzie et. al., 1982). Os grãos de plagioclásio cálcico somam mais de 90% do total de feldspatos contra, no máximo, 10% de álcali-feldspatos. Devido à elevada presença de titânio, a augita costumeiramente apresenta cor natural levemente rosada. Vidro é bastante raro, porém pode existir nefelina ou analcita nos interstícios. Texturas intergranular e subofítica são comuns nestes litotipos. Os principais minerais secundários de rochas basálticas são a uralita, carbonato, hornblenda e biotita (Figura 2.44). Outro típico mineral de alteração é a saussurita (um produto de alteração de centro e bordas do plagioclásio) (Figura 2.45). 29

42 Figura 2.43: Fotomicrografia mostrando grãos de olivina e plagioclásio em basalto alcalino (nicóis cruzados). Retirada de notas de aula de Corval (2007). Figura 2.44: Fotomicrografia mostrando grão de augita (au) de cor castanho-claro, com as bordas alteradas para biotita (bt) e uralita (u), coexistentes com grãos de pigeonita (pg), em dique de diabásio da região de Trajano de Morais (nicóis paralelos; amostra: TM-SV-1). Retirada de Corval (2009). 30

43 Figura 2.45: Foto mostrando processo de alteração chamado saussuritização, comum sobre grãos de plagioclásio (nicóis cruzados; amostra: TM-SV-4). Retirada de Corval (2009) Petrogênese basáltica toleítica Basaltos se originam em função de processos de fusão parcial de rochas mantélicas de composição peridotítica. Por esta razão, eles são característicos das zonas de ascensão magmática, com destaque para locais onde se verifique a criação de nova crosta a partir de materiais mantélicos, como os derrames intraplacas, zonas de subducção e as dorsais oceânicas (Corval, 2005). Rochas basálticas são subdivididas em duas séries magmáticas: alcalina e subalcalina. Esta última é, ainda, subdividida nas séries cálcio-alcalina e toleítica, que será o foco deste capítulo. Somado às variações relacionadas com regiões de origem, muitos autores têm inferido relações sistemáticas entre a composição de basaltos e a profundidade e a intensidade da fusão (Macdonald et al., 2001; Späth et al., 2001). Segundo a petrologia experimental (Corval, 2005), basaltos toleíticos são gerados a partir de porcentagens relativamente altas de fusão parcial (>25%) em regiões de baixas pressões e profundidades do manto, por vezes menores que 50 km (em zonas 31

44 de estiramento e afinamento crustal). Essa geração ocorre seja em margens litosféricas divergentes do tipo oceano-oceano (dorsais meso-oceânicas) ou do tipo continente-continente (no caso de fragmentação supercontinental, como foi o caso do rifteamento do Gondwana), além de ação intraplaca de plumas originadas nas profundezas do manto. Já a série cálcio-alcalina é gerada em ambientes tectônicos convergentes. Por este motivo, são magmas comuns em regiões de colisão continental (Himalaia), cordilheiras (Andes) e de arco de ilhas (Japão, indonésia). Além disso, o magma cálcio-alcalino possui maior conteúdo de voláteis e é mais hidratado que os magmas das outras séries (Motoki, 2004). Por outro lado, a série alcalina é gerada em regiões mais profundas da litosfera (até mesmo superiores a 100 km de profundidade), a partir de baixas porcentagens de fusão parcial (0,5 até no máximo 25%), como acontece em zona de rifteamento continental atual (Sistema de Rifts do Leste Africano), ou até mesmo através de anomalias (plumas) originadas das profundezas do manto (Corval, 2005). Basaltos toleíticos, em relação aos alcalinos, são relativamente mais ricos em sílica e mais deficientes em elementos incompatíveis, alcalinos e titânio. Os referidos basaltos toleíticos formam o tipo mais abundante de basalto, incluindo: 1) os basaltos de bacias oceânicas (N-MORB-mid ocean-ridge basalt), que é um tipo de basalto toleítico particularmente pobre em elementos incompatíveis; 2) os derrames das Grandes Províncias Ígneas (LIPS-Large Igneous Province, em inglês), responsáveis por imensos volumes de rochas máficas intrusivas e principalmente extrusivas, consideradas como produto de erupções em um curto espaço de tempo (Coffin & Eldholm, 1992, 1993 e 1994); 3) além dos enxames de diques, como os ocorrentes no litoral sul e sudeste do Brasil, e que serão detalhados nos capítulos a seguir. Há três mecanismos que promovem a fusão do manto gerando líquidos basálticos: 1) a fusão pode ser alcançada por aquecimento do manto acima da geoterma normal, através de transferência vertical de calor por meio de plumas oriundas do manto profundo; 2) um segundo mecanismo para fundir o manto é rebaixando a pressão ambiente. A ascensão do manto quente durante o estiramento litosférico ou o surgimento de uma pluma mantélica causa uma redução na pressão, levando à fusão por descompressão adiabática (mecanismo responsável pela geração do maior volume de rocha fundida da Terra, nas regiões das dorsais meso-oceânicas) e 3) adição de fluidos/compostos voláteis ao sistema, causando a redução da temperatura da curva solidus. Todos os três mecanismos, provavelmente, contribuem para a geração de fundidos basálticos sob riftes continentais (Jordan & Grotzinger, 2013). 32

45 Como dito anteriormente, basaltos de assoalho oceânico são formados em ambientes de margens litosféricas divergentes. Em geral, apresentam trend toleítico. Este tipo de basalto, denominado MORB, é caracterizado por valores baixos de K, Ba, P, Sr, U, Th e Zr, Fe 2O 3/FeO e K 2O/Na 2O, e razões isotópicas 87 Sr/ 86 Sr igualmente baixas (cerca de 0,70300). Por outro lado, apresentam elevadas razões K/Ba, K/Rb e Zr/Nb. O empobrecimento de elementos terras raras leves e elementos incompatíveis resulta da extração, a partir do manto superior, de imensas massas de magmas basálticos desde o Arqueano que, como indica sua natureza toleítica, são gerados sob condições de baixas pressões e em grande quantidade de fusão parcial. Os basaltos do tipo MORB podem ser divididos, basicamente, em três tipos: N-MORB (normal), T-MORB (transicional) e P- MORB (pluma). Os basaltos N-MORB são característicos do assoalho oceânico. Já os P-MORB são basaltos formados a partir de líquidos produzidos no manto profundo fértil em focos de anomalias térmicas locais: as plumas mantélicas. Consequentemente, são de ocorrência pontual e limitada, apresentando razões K/Ba, K/Rb e Zr/Nb mais baixas que as dos basaltos N-MORB. Os basaltos P-MORB também apresentam elevado conteúdo de elementos terras raras leves e apresentam maiores razões isotópicas 87 Sr/ 86 Sr (por volta de 0,70700). Existe uma transição, entre os N-MORB e os P-MORB, conhecida como T-MORB, cuja origem é creditada a uma mistura em proporções variáveis entre os dois tipos supracitados (Mysen & Kushiro, 1977). A geração dos magmas basálticos toleíticos continentais é, necessariamente, a mesma daquela relacionada a magmas basálticos do tipo MORB. Contudo, os magmas toleíticos continentais cortam uma espessa crosta continental e, por este motivo, são sujeitos a processos de contaminação. Isto causa maiores teores de K 2O e SiO 2, bem como em alguns elementos incompatíveis (Dutra, 2006). Os basaltos continentais intraplaca apresentam composições de elementos maiores similares aos basaltos de ilhas oceânicas. A gênese de ambos está associada a focos de anomalias térmicas pontuais e persistentes situados abaixo das placas litosféricas, ou seja, à plumas e hotspots. A origem destas anomalias térmicas reside em níveis profundos do manto fértil. Os tipos de basaltos formados variam de toleíticos a fortemente alcalinos. Estes últimos associados com nefelinitos, traqui-andesitos, traquitos, fonolitos, dentre outros (Dutra, 2006). A variabilidade composicional dos basaltos em distintos ambientes tectônicos evidencia uma heterogeneidade composicional do manto. Portanto, não é apenas a abundância de fusão parcial e o ambiente tectônico que controlam o quimismo das séries magmáticas basálticas. Vale ressaltar que importa, também, em que condições composicionais se encontrava o manto que as originou (Dutra, 2006). 33

46 O manto empobrecido é aquele que foi exaurido em elementos-traço incompatíveis (p.ex.: Rb, Nd, U e Th) ao longo do tempo geológico como consequência da formação da crosta continental (Wilson, 1989). Processos petrogenéticos posteriores ao empobrecimento mantélico, geralmente envolvendo subducção, podem voltar a enriquecer este reservatório em elementos-traço incompatíveis, gerando os denominados mantos enriquecidos. De um modo geral, o manto enriquecido parece estar associado aos processos de subducção, onde o material crustal é injetado para dentro do manto. Outra possibilidade para explicar o enriquecimento mantélico são processos metassomáticos também relacionados à subducção (Zindler & Hart, 1986). Finalmente, uma fonte dita fértil é aquela que nunca foi fundida e, consequentemente, mantém sua composição química e isotópica originais inalteradas, sendo rica em elementos traço-incompatíveis. Como consequência do longo tempo de residência dos elementos traço-incompatíveis nestes diferentes tipos de reservatórios, os ditos empobrecidos têm razão 87 Sr/ 86 Sr baixa e épsilon Nd positivo, enquanto reservatórios férteis e enriquecidos têm razão 87 Sr/ 86 Sr alta e épsilon Nd negativo. Vários autores reconhecem o manto sublitosférico sob os riftes oceânicos como do tipo empobrecido, o manto sublitosférico sob ilhas oceânicas e associados a plumas e hotspots como do tipo fértil e o manto litosférico subcontinental como do tipo enriquecido (Wilson, 1989). Dados de experimentos petrofísicos indicam que as fontes mais prováveis para líquidos basálticos abrangem tanto rochas básicas quanto ultrabásicas, e que a composição do liquido basáltico a ser gerado é determinada por sua profundidade no manto no momento da fusão parcial (Kuno, 1960; Kushiro & Kuno, 1963). Neste contexto, as rochas que melhor se enquadram como rochas fontes são os peridotitos, piroxenitos e hornblenditos, além dos basaltos e equivalentes metamórficos (anfibolitos e eclogitos). Atualmente, a composição peridotítica é amplamente aceita para representar o manto terrestre (Wilson, 1993). Este postulado é corroborado por diversas evidências, tais como, dados geofísicos (principalmente os sísmicos), dados geotérmicos e pela natureza dos nódulos mantélicos ultramáficos encontrados nos basaltos e nos kimberlitos. Adicionalmente, outra evidência de que o manto tem composição peridotítica, está relacionada com a mineralogia de alguns peridotitos do tipo alpino que indicam o equilíbrio sob pressões correspondentes àquelas prevalecentes no manto superior. Finalmente, estudos experimentais de fusão parcial em rochas ultramáficas também são evocados com intuito de comprovar a composição peridotítica do manto (Wilson, op.cit.). Subordinadamente, o eclogito também pode ser uma fonte geradora de magmas primários basálticos (Yoder & Tilley, 1962). Magmas de composição basáltica ou picrítica podem ser produzidos pela fusão experimental de vários tipos de rocha, com composição desde basalto até peridotito. As composições dos líquidos basálticos podem variar muito em função de parâmetros fundamentais, tais como pressão e grau de fusão parcial da fonte. A pressão é um parâmetro controlador fundamental, porque sob diferentes 34

47 pressões e tipos de assembleias mineralógicas equilibram-se. Uma fonte sob pressão de 0 a 10 Kbar, por exemplo, é composta por olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio e plagioclásio. A rocha é, portanto, um plagioclásio peridotito. Com o aumento da pressão para 10 a 25 Kbar, a assembleia mineralógica muda, passando a ser constituída por olivina, Al-ortopiroxênio, Al-clinopiroxênio e espinélio. Ou seja, um espinélio peridotito. De modo similar, sob uma pressão maior que 25 Kbar, olivina, ortopiroxênio e granada aparecem como fases estáveis, constituindo um granada peridotito. Além da composição, o grau de fusão parcial a que uma determinada fonte é submetida também controla as composições dos líquidos primários (Takahashi & Kushiro, 1983). Vários autores experimentaram fundir diversas fontes, sob diversos intervalos de pressões e diferentes graus de fusão de modo a estudar os processos de fusão parcial de fontes mantélicas para obtenção de líquidos basálticos (p. ex: Yoder & Tilley, 1962; Green & Ringwood, 1967; Mysen & Kushiro, 1977; Jaques & Green, 1980; Villiger et al., 2004). Por exemplo, Mysen & Kushiro (1977) realizaram experimentos de fusão parcial de uma fonte granada peridotítica utilizando dois nódulos mantélicos distintos, sendo um do manto superior empobrecido e outro com composições do manto superior normal. Os experimentos foram realizados sob condições de pressões de 20 Kbar e 35 Kbar e os resultados são sumarizados na Tabela 2.2. Tabela 2.2: Tabela de dados de fusão parcial do sistema peridotítico sob condições de pressões de 20 Kbar e 35 Kbar (Mysen & Kushiro, 1977). Ne=nefelina, Ol=olivina, Hy=hiperstênio. Minerais da moda: Ol=olivina, Opx=ortopiroxênio, Cpx=clinopiroxênio, Esp=espinélio, Gr=granada. Retirada de Dutra (2006). 35

48 Mais recentemente, dados experimentais de fusão parcial de diversas fontes e seus respectivos produtos em condições de altas pressões foram publicados (p.ex: Yaxley, 2000; Wasylenki et al., 2003; Villiger et al., 2004; Liu & O Nell, 2004). Yaxley (2000) estudou a fusão parcial de uma mistura de peridotito homogêneo fértil mais basalto oceânico sob condições de pressão a 3,5 GPa (isto é, 35 Kbar) e temperaturas de aproximadamente 1450 a 1500 C. Esta fonte equivale a um granada lherzolito sob temperaturas próximas ao solidus, gerando um líquido picrítico com nefelina normativa como produto da fusão parcial incipiente. O papel desempenhado pelos voláteis também é importante no sistema de formação das rochas basálticas. Kushiro (1972) realizou os trabalhos pioneiros do sistema basáltico hidratado e os seus resultados são sumarizados na Tabela 2.3. Tabela 2.3: Tabela de dados de fusão parcial do sistema peridotítico sob condições hidratadas (Kushiro, 1972). PH2O=pressão parcial de água; PT=pressão total; %FP=quantidade de fusão parcial; Ne=nefelina normativa. Retirada de Dutra (2006). A fusão parcial de um peridotito na presença de voláteis, em um intervalo de pressão de 10 a 15 Kbar, mostrou que a composição do líquido muda de quartzo normativa para olivina hiperstênio normativa, e olivina nefelina normativa até nefelina larnito normativa, em resposta ao aumento do grau de fusão parcial (Boettcher et al., 1974). A Tabela 2.4 apresenta os dados obtidos por Mysen & Kushiro (1977), que fundiram parcialmente um nódulo de granada peridotito a 20 Kbar com 1,9% de água e concluíram que, na presença de água, a percentagem de fusão parcial em condições semelhantes é maior. 36

49 Tabela 2.4: Tabela de dados de fusão parcial do sistema peridotítico sob condições hidratadas a altas pressões (Kushiro, 1972). PH2O=pressão parcial de água; %FP=quantidade de fusão parcial, Ol=olivina, Gr=granada. Retirada de Dutra (2006). Aspectos relevantes referentes aos estudos experimentais de fusão parcial, descritos anteriormente, incluem os seguintes itens: i. Fontes espinélio-lherzolíticas, empobrecidas e férteis, fundem a maiores e menores temperaturas, respectivamente; ii. iii. iv. Sistemas peridotíticos hidratados fundem mais que os anídricos sob a mesma temperatura; Sistemas peridotíticos hidratados têm menores temperaturas de fusão que os anídricos; Sistemas peridotíticos fundem a menores temperaturas sob menores pressões; v. A fusão inicial de um granada lherzolito a altas pressões (30 Kbar) ocorre a temperaturas menores que a fusão do eclogito e produz um líquido álcali-basalto picríto Províncias Basálticas Continentais As Províncias Basálticas Continentais são formadas por um grande número de derrames, gerados durante um curto período de tempo em ambiente continental através de fissuras na crosta continental, e têm afinidade geoquímica majoritariamente toleítica (Coffin & Eldholm, 1992.). A maior parte destas Províncias foi formada durante os períodos mesozóico e cenozóico e sua gênese têm sido motivo de grande debate na literatura internacional. A petrogênese associada às Províncias Basálticas Continentais encontradas na porção meridional da plataforma sul americana (Figura 2.46) são caracterizadas na tabela

50 Figura 2.46: Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná (Bellieni et al.,1986; Nardy et al., 2001), com destaque para a Província Paraná-Etendeka na América do Sul: (1) embasamento cristalino; (2) sedimentos pré-vulcânicos (principalmente paleozoicos); (3) rochas vulcânicas básicas a intermediárias; (4) rochas ácidas do tipo Palmas; (5) rochas ácidas do tipo Chapecó; (6) Enxames de diques de Florianópolis, do Arco de Ponta Grossa e da Serra do Mar; (7) sedimentos pós-vulcânicos, principalmente do Cretáceo Inferior (modificado de Marques & Ernesto, 2004). 38

51 Tabela 2.5: Resumo das principais características encontradas nas Províncias Basálticas Continentais localizadas na porção meridional da plataforma sul americana. 39

52 2.5 - Enxame de Diques da Serra do Mar O Enxame de diques da Serra do Mar ocorre ao longo da região costeira, abrangendo os estados de São Paulo e Rio de Janeiro e parte do estado do Espírito Santo (Comin-Chiaramonti et al., 1983; Hawkesworth et al., 1992; Valente, 1997). Os diques que constituem este enxame ocorrem, em geral, com atitudes subverticais, com alguns chegando a ter extensão superior a 15 km. Os diques podem apresentar várias dezenas de metros de espessura. Mas, em geral, as espessuras encontram-se em torno de 1,0 a 3,0 metros, muito embora haja ocorrências de até 100 metros. Estes diques orientam-se predominantemente a N40-50 E (Almeida, 1986), estando encaixados em rochas metamórficas da facies transicional anfibolito/granulito da porção central da Faixa Ribeira (Comin-Chiaramonti et al., op.cit.), de idade Neoproterozóico/Cambro-Ordoviciano (Heilbron et al., 2004), e são associados à fragmentação do Gondwana no Cretáceo Inferior (ca. 132Ma; Turner et al., 1994). Embora tenham orientação preferencial NE-SW, há a ocorrência, em menor quantidade, de diques orientados segundo a direção NW-SE (Corval, 2005). Vale ressaltar que os diques localizados na porção ocidental do estado do Rio de Janeiro ocorrem sob a forma de espessos diques com orientação predominante NNW-SSE em sua porção norte e, subordinadamente, N-S e NNE-SSW nas áreas restantes (Guedes, 2007). Intrusões compostas e múltiplas, efeitos metassomáticos localizados e estruturas atípicas já foram observados nestes diques no Rio de Janeiro (Porto Jr. & Valente, 1989; Porto Jr. et al., 1991; Duarte et al., 1991; Valente et al., 1991, 1992a, 1992b). Os diques do Enxame de Diques da Serra do Mar são compostos por andesi-basaltos, latibasaltos e aqueles do limite andesibasaltos/latibasaltos. No entanto, corpos mais diferenciados foram identificados no litoral norte do estado de São Paulo (Bellieni et al., 1990). Dados petrográficos, geoquímicos e mineralógicos mostram que estes diques apresentam um caráter transicional com afinidade toleítica. De uma maneira geral, quanto ao grau de cristalinidade, os diques do EDSM são holocristalinos a hipocristalinos (hipohialianos são pouco comuns e ocorrem apenas em margens resfriadas), inequigranulares (preferencialmente) a equigranulares (subordinadamente). Os fenocristais mais comuns no enxame correspondem aos grãos de plagioclásio. Subordinadamente, fenocristais de augita ou olivina (apenas encontrada nas porções oriental e central) são observados no referido enxame (Corval, 2009). A razão fenocristais/matriz do EDSM gira em torno de 25%/75% (Dutra, 2005). As texturas intersticiais são as mais comuns: nos centros de diques, a textura típica é a intergranular, com grãos anédricos de augita preenchendo os interstícios dos grãos euédricos a subédricos colunares de plagioclásio. Próximo às margens resfriadas, estes interstícios são ocupados por material vítreo 40

53 alterado (textura intersertal). Outra textura comumente reconhecida é a subofítica, com grãos de plagioclásio semi-inclusos em grãos de augita. Textura glomerorfirítica (aglomerados de fenocristais, em geral, de grãos de plagioclásio) costuma ser encontrada próxima a margens resfriadas destes diques. Vale ressaltar que em porções centrais de diques mais espessos, devido ao resfriamento um pouco mais lento do magma, é comum observar textura de intercrescimento entre quartzo e plagioclásio (mirmequítica) ou entre quartzo e feldspato alcalino (gráfica) (Dutra, op cit.). Os diques de rochas basálticas ocorrentes no EDSM são compostos por plagioclásio, augita e pigeonita (minerais essenciais), minerais opacos, apatita e quartzo (acessórios), uralita, biotita e saussurita. Os grãos de plagioclásio são euédricos a subédricos, colunares, fraturados e, invariavelmente, se encontram saussurutizados nas bordas, fraturas e nos planos de geminação. A augita é incolor a castanho claro, costumeiramente anédricos (no máximo, subédricos), tabulares e frequentemente alterados para uralita e biotita. A pigeonita é um clinopiroxênio menos comum, incolor, em geral subédrico, colunar e, também, se altera para uralita e biotita. Os opacos ocorrem em ao menos duas gerações distintas: 1) euédricos a subédricos, tabulares e 2) anédricos, dendríticos, com textura espinha-de-peixe. Estes grãos anédricos representam, possivelmente, cristalização tardia de óxidos e sulfetos, o que é indicado pela ocorrência de textura subsolidus. Megacristais de plagioclásio extremamente corroídos são tratados como xenocristais, talvez assimilados das rochas encaixantes (Corval, 2005; Dutra, 2006). Os diabásios do Enxame de Diques da Serra do Mar na área do Estado do Rio de Janeiro não apresentam composição primária (p.ex.: #Mg <50%). O enxame compreende predominantemente suítes de alto-tio2 (Ti/Y >310; Valente et al., 1998) e, subordinadamente, suítes de baixo-tio 2 (Ti/Y <310; Tetzner, 2002; Monteiro & Valente, 2003; Dutra, 2006). Os diabásios de baixo-tio 2 do Enxame de Diques da Serra do Mar ocorrem, principalmente, na parte oriental do Estado do Rio de Janeiro. Duas suítes de baixo-tio 2 foram discriminadas (Monteiro & Valente, 2003) em base geoquímica. Uma delas, denominada Suíte Costa Azul (Dutra, 2006), aflora predominantemente na região de Búzios e Cabo Frio, enquanto a outra, chamada de Suíte Serrana, aflora na região serrana do Estado do Rio de Janeiro (Monteiro & Valente, Op.Cit.; Corval, 2005). A tabela 2.5 apresenta as razões La/Yb(n) e La/Nb(n) dos líquidos parentais normalizadas ao condrito, além das propostas de modelos evolutivos e de discriminação de fontes para cada uma das suítes do Enxame de Diques da Serra do Mar. 41

54 Tabela 2.6: Suítes, respectivos nomes, processos evolutivos (Valente, 1997; Corval, 2005; Dutra, 2006; Guedes, 2007), razões La/Yb(n) e La/Nb(n) dos líquidos parentais normalizadas ao condrito (Thompson et al., 1984) e fontes mantélicas discriminados no Enxame de Diques da Serra do Mar (Valente, 1997; Tetzner, 2002; Corval, 2005; Dutra, 2006; Guedes, 2007). As suítes de alto-tio2 A, B e C foram discriminadas por Guedes (2007), enquanto que as suítes 1, 2 e 3 foram discriminadas por Corval (2005). AFC é Assimilation and Fractional Crystallization (Depaolo, 1981). Os processos evolutivos das suítes C, 2 e 3 não puderam ser discriminados devido ao pequeno número de amostras (Corval, 2005; Guedes, 2007). Suíte Nome Processo evolutivo La/Yb (n) La/Nb(n) Fonte mantélica Baixo TiO 2 Baixo TiO 2 Serrana Costa Azul Cristalização fracionada sem mudança de assembléia fracionante e sem assimilação concomitante Cristalização fracionada sem mudança de assembléia fracionante e sem assimilação concomitante 2,5 1,4 Enriquecida 2,7 1,4 Enriquecida Alto TiO 2 Suíte 1 Cristalização fracionada sem mudança de assembléia fracionante e com assimilação 5,3 1,7 Enriquecida concomitante (AFC) Alto TiO 2 Suíte 2 Não discriminado 7,1 1,6 Enriquecida Alto TiO 2 Suíte 3 Não discriminado 9,2 2 Enriquecida Alto TiO 2 Suíte A Cristalização fracionada sem mudança de assembléia fracionante e sem assimilação concomitante 17,1 1,3 Enriquecida Alto TiO 2 Suíte B Cristalização fracionada sem mudança de assembléia fracionante e sem assimilação 19,4 3 Enriquecida concomitante Alto TiO 2 Suíte C Não discriminado 27,9 1,5 Enriquecida 42

55 Capítulo 3: Apresentação dos Dados Neste capítulo serão apresentados os dados de campo e petrográficas dos onze afloramentos de diques de diabásio (Anexo I) mapeados nos municípios de Três Rios e Paraíba do Sul, na região centro sul do estado do Rio de Janeiro. Estes afloramentos geraram treze lâminas para estudo petrográfico, tanto de centro de diques quanto de margens resfriadas. Um enfoque maior foi dado à Paraíba do Sul, haja vista que a região carecia de uma maior amostragem para um melhor refinamento dos dados ora existentes no grupo de pesquisa EDSM-rifte. Por outro lado, a região de Três Rios já havia sido bem amostrada em trabalhos anteriores (Corval, 2009). Entretanto, a amostra do ponto FR-2001B (em Três Rios) foi coletada novamente. A referida amostra é representante de um dique de basalto toleítico de alto-tio 2 que apresentou uma pronunciada anomalia positiva de Nb e uma razão La/Yb (N) maior que a unidade, características típicas de componentes do tipo pluma. Esta informação corrobora a ideia de alguma participação de componentes férteis (tipo pluma) na petrogênese dos basaltos das suítes de alto-tio2 do enxame (Valente et al., 2007). Assim sendo, esse procedimento é de interesse do grupo de pesquisa EDSMrifte, pois os pesquisadores do mesmo podem, além do estudo petrográfico, analisarem a amostra supracitada Dados de Campo A metodologia utilizada para a descrição dos diques de diabásio foi feita com base nos critérios que constam no banco de dados EDSM do grupo de pesquisa EDSM-rifte da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro (Corval, 2009). No referido banco de dados, todos os dados são, posteriormente, armazenados. A metodologia utilizada prevê a localização do afloramento através de sua longitude, latitude, altimetria, descrição de marcos referenciais e descrição dos aspectos de campo. São exemplos destes aspectos: a espessura da intrusão, sua extensão, atitude, presença (ou não) de margens resfriadas, enclaves, metassomatismo, formas de intrusão e de ocorrência. As amostras foram coletadas e codificadas para posteriores análises petrográficas e litogeoquímicas. Os afloramentos foram fotografados em diversas escalas, tanto fotografias panorâmicas quanto de detalhes. Para o bom andamento do trabalho de campo, foram utilizadas bases topográficas e geológicas na escala de 1:50.000, além de bússolas, martelos, marretas e GPS (para obtenção de coordenadas UTM). O datum utilizado foi o WGS84. Devido ao elevado grau de intemperismo das rochas da região, tanto das intrusões quanto das encaixantes gnáissicas, os diques de diabásio mapeados encontram-se, em geral, sob a forma de blocos rolados, alinhados e in situ (Figura 3.1). Esta é uma situação bem diferente dos diques aflorantes na porção oriental, que são bem expostos em costões rochosos de regiões litorâneas (Tetzner, 2002; Dutra, 2006). Apenas um dos afloramentos mapeados (TR-SV-13) foi encontrado 43

56 preservado sob a forma de dique rochoso com preservação dos contatos com a rocha encaixante (Figura 3.2). Os afloramentos foram, na maioria dos casos, encontrados em cortes de estradas, principalmente nas estradas vicinais não pavimentadas. Figura 3.1: Blocos alinhados e in situ em Paraíba do Sul (Ponto PS-SV-09). Visada para norte. Figura 3.2: Dique de diabásio (Ponto: TR-SV-13) cortando granulito do Complexo Juiz de Fora. Visada para oeste. 44

57 Estes diques possuem orientação seguindo um trend preferencial NE-SW (subparalelos às estruturas predominantes do Orógeno Ribeira e à Zona de Cisalhamento Além Paraíba). Subordinadamente, há registros de um trend NW-SE ortogonal a estas estruturas. Cabe ressaltar que um dique, de orientação NNE-SSW, com grande extensão (pontos PS-SV ) também foi mapeado. Este último dique mencionado é acompanhado por uma drenagem. Em alguns pontos desta drenagem, diversos matacões de diabásio acumulados são observados (Figura 3.3). Figura 3.3: Acumulação de matacões de diabásio em um rio encaixado em dique no município de Paraíba do Sul (Ponto: PS-SV-12) (retângulo tracejado indica uma cerca de madeira utilizada como escala). Visada para sudeste. Apesar do forte intemperismo e a ausência de contatos aflorantes, é possível observar que a forma intrusiva mais recorrente na área é retilínea. De uma forma geral, esta forma intrusiva é a mais presente no enxame, muito embora formas diferentes, como bifurcada, em pontes e ramificada sejam encontradas na porção oriental (Tetzner, 2002; Dutra, 2006). Esfoliação esferoidal (Figura 3.4) e diaclases (Figura 3.5) são feições típicas destas rochas e, por este motivo, em diversas ocasiões serviram de característica diagnóstica para a identificação dos diabásios. Estas diaclases foram comumente encontradas espaçadas, intensamente intemperizadas (devido a estas fraturas serem um caminho para percolação de água) e com presença de raízes de plantas. Blocos arredondados com interior totalmente preservado (rocha-sã), formados através da evolução dos processos intempéricos físicos e químicos de fora para dentro, são rotineiramente encontrados em meio ao regolito. A parte interna e sã destes blocos apresenta 45

58 coloração preto/cinza esverdeada (Figura 3.6), enquanto o regolito gerado através de seu intemperismo gera uma coloração marrom/vermelho ocre (Figura 3.7). Este regolito apresenta considerável quantidade de material argiloso, e nele costumam ser encontrados os anteriormente citados blocos com esfoliação esferoidal. As porções mais centrais de diques mais espesso apresentam uma textura praticamente fanerítica. Figura 3.4: Bloco com esfoliação esferoidal, estrutura típica dos diques de diabásio da região de Paraíba do Sul (Ponto: PS-SV-13). Visada para leste. Figura 3.5: Dique de diabásio diaclasado, município de Três Rios (Ponto: TR-SV-13). 46

59 Figura 3.6: Amostra da porção mais espessa de um dique de diabásio, mostrando textura praticamente fanerítica e coloração preta esverdeada, município de Paraíba do Sul (Ponto: PS-SV-13). Figura 3.7: Solo de cor vermelho ocre, oriundo da ação de processos intempéricos em dique de diabásio (Ponto: PS-SV-14). Visada para leste. 47

60 Mais raramente, há rochas (p.ex.: amostra TR-SV-13c) que são representativas da margem resfriada. Portanto, tais amostras apresentam textura afanítica, granulação muito fina e coloração cinza esverdeada. Todas as outras são subfaneríticas a faneríticas, granulação fina a média e possuem cor preta esverdeada. É importante ressaltar que as margens resfriadas não são comumente observáveis nos afloramentos dos diabásios estudados, pois seus contatos raramente são preservados devido ao elevado grau de alteração das rochas. Quando observadas, as margens são caracterizadas por terem granulação mais fina e textura afanítica. Já as porções centrais de diques mais espessos apresentam granulação grossa e textura fanerítica. Esta diferença tem total relação com a existência de um gradiente térmico entre o magma que intrude e a rocha encaixante e, consequentemente, ao tempo de cristalização. Assim sendo, havendo um elevado gradiente térmico entre o liquido basáltico e a rocha encaixante, o material mais próximo às partes mais externas da intrusão vai perder calor para a rocha hospedeira mais rapidamente. Esta rápida perda de calor resulta em ligeira cristalização do material da margem, enquanto a região central do dique consegue preservar a temperatura do magma por mais tempo, permitindo, assim, que os cristais se desenvolvam por mais tempo. Desta forma, a energia térmica existente nas margens torna-se insuficiente para gerar cristais do mesmo tamanho dos gerados no centro dos diques (Corval, 2009). Não foram observados xenólitos ou faixas metassomáticas nas rochas da área estudada, tampouco qualquer tipo de estrutura Petrografia Após a realização da etapa de campo, as onze amostras coletadas foram conduzidas ao Laboratório de Preparação de Amostras DeGeo/IA/UFRuralRJ para a confecção de treze lâminas petrográficas (Anexo II). As amostras de rocha da área de estudo foram descritas sob um microscópio de luz transmitida (Zeiss) do Laboratório de Microscopia do DeGeo/IA/UFRuralRJ e com base nos critérios petrográficos propostos por MacKenzie et al., (1982) apresentados no item 2.2 do capítulo 2. A descrição detalhada de cada lâmina pode ser lida no anexo III Aspectos texturais De uma forma geral, as texturas mais observadas nestas rochas foram a hipocristalina, inequigranular seriada, poiquilítica (principalmente subofítica), intergranular (grãos de clinopiroxênio preenchendo os interstícios dos grãos de plagioclásio) e intersertal (vidro vulcânico preenchendo os interstícios dos grãos de plagioclásio). Quanto ao grau de cristalinidade, a maioria das amostras é hipocristalina (quase totalmente cristalina, porém com algum vidro intersticial presente), com 48

61 ocorrências pontuais de textura holocristalina, muito possivelmente amostras centrais de diques mais espessos (Figura 3.8). A amostra TR-SV-13c foi coletada em margem resfriada (Figura 3.9), e apresenta, por este motivo, grau de cristalinidade na interface hipocristalino/hipohialino. 1 mm Figura 3.8: Fotomicrografia mostrando o grau de cristalinidade holocristalino em dique de diabásio do município de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-07). Figura 3.9: Fotomicrografia indicando o grau de cristalinidade hipocristalino em dique de diabásio do município de Três Rios (nicóis cruzados; amostra: TR-SV-13c). Os diabásios estudados são, em sua grande maioria, afíricos, ou seja, não possuem fenocristais (Figura 3.10). Quando ocorrem, os fenocristais são, em geral, grãos de plagioclásio e, 49

62 em menor quantidade, clinopiroxênio. Estas rochas são predominantemente inequigranulares seriadas variando de fina (< 1 mm) a média (1-3 mm). No caso das porções centrais dos diques mais espessos, a granulometria varia de fina (< 1 mm) a grossa (> 3 mm) (Figura 3.11). Pontualmente, há uma amostra (Figura 3.12) coletada em margem resfriada, cuja matriz é muito fina (<<< 1 mm), contendo fenocristais finos (< 1 mm) de clinopiroxênio (possivelmente, augita) e plagioclásio. 1 mm Figura 3.10: Textura inequigranular seriada em dique de diabásio na cidade de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-10). 1 mm Figura 3.11: Fotomicrografia mostrando megacristal de plagioclásio (4 mm) em amostra de centro de dique em Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12b). 50

63 1 mm Figura 3.12: Fotomicrografia mostrando fenocristal de augita em amostra de margem resfriada (nicóis cruzados; amostra: TR-SV-13c). As texturas intersticiais são as mais abundantes nas lâminas analisadas. Na maioria das amostras, cristais de clinopiroxênios são intergranulares (Figura 3.13) e ocorrem ocupando os interstícios deixados pelos grãos de plagioclásio que cristalizaram inicialmente. Por este motivo, os grãos de plagioclásio são euédricos a subédricos, enquanto o clinopiroxênio é subédrico a anédrico. 1 mm Figura 3.13: Textura intergranular em diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-08). 51

64 Em contrapartida, nas amostras possivelmente mais próximas às margens dos diques, há considerável presença de vidro vulcânico alterado, de cor marrom, nos interstícios da rocha, o que caracteriza a textura intersertal (Figura 3.14). 1/2 mm Figura 3.14: Fotomicrografia mostrando textura intersertal em dique de diabásio no município de Três Rios (nicóis cruzados; amostra: TR-SV-13c). Outra textura muito recorrente é a textura poiquilítica (Figura 3.15) e suas variações: ofítica e subofítica (principalmente). Os grãos de apatita ocorrem inclusos, normalmente, nos grãos de plagioclásio e, mais raramente, nos grãos de clinopiroxênio e seus produtos de alteração. 1 mm Figura 3.15: Textura poiquilítica em dique de diabásio, Paraíba do Sul. Grão de plagioclásio (entre o círculo) com inclusões de augita (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-08). 52

65 A variação da textura poiquilítica mais comum é a subofítica (Figura 3.16), que ocorre quando grãos de plagioclásio são parcialmente inclusos por grãos de augita. Na maioria das amostras foi possível observar esta textura. 1 mm Figura 3.16: Textura subofítica (grãos de plagioclásio parcialmente englobados por grão de piroxênio) em dique de diabásio, Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-08). A textura de intercrescimento entre plagioclásio e quartzo (mirmequítica) (Figura 3.17) ocorre com frequência, principalmente em rochas que tiveram um resfriamento mais lento, possivelmente aquelas de centro de diques mais espessos. Algumas texturas mais raras foram observadas, como a amigdaloidal (Figura 3.18), esferulítica (Figura 3.19) e traquitóide (Figura 3.20). 1 mm Figura 3.17: Mirmequíta em dique de diabásio, Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-14). 53

66 1 mm Figura 3.18: Textura amigdaloidal com preenchimento de agregados de microcristais de calcita rodeados por clorita em dique de diabásio do município de Três Rios (nicóis cruzados; amostra: TR-SV-13a). 1/2 mm Figura 3.19: Fotomicrografia revelando textura esferulítica em dique de diabásio, Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-06). 54

67 1/2 mm Figura 3.20: Fotomicrografia mostrando textura traquitóide (grãos de plagioclásio alinhados) em dique de diabásio no município de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-09) Composição mineralógica Quanto a sua mineralogia, os diabásios estudados são compostos por plagioclásio, possivelmente dois clinopiroxênios (provavelmente augita e, subordinadamente, pigeonita) (minerais essenciais), minerais opacos, apatita e quartzo (minerais acessórios) e biotita, clorita, calcita, uralita e saussurita (minerais secundários). Cabe ressaltar a ausência de olivina nas rochas estudadas, tanto na matriz como fenocristal. Compondo a matriz das rochas analisadas, os grãos de plagioclásio compreendem cerca de 55% do volume total, somados a clinopiroxênio (30%), minerais opacos (9%), uralita (3%), biotita (1%), apatita (1%) e quartzo (1%), e quantidade ínfima de calcita e clorita. Como, em geral, estas amostras estudadas são afíricas, a razão matriz/fenocristal média gira em torno de 90%/10%. A assembleia de fenocristais observada corresponde a grãos de plagioclásio (80%) e de clinopiroxênio (20%). Os cristais de plagioclásio são incolores, subédricos, colunares e poiquilíticos. Já os clinopiroxênios são castanhos, anédricos a subédricos, tabulares e afetados por processos de alteração. Com relação à matriz, os grãos de plagioclásio, mineral mais abundante em todas as amostras estudadas, são incolores, de granulometria fina a média (com raros grãos grossos), têm forma 55

68 euédrica a subédrica e possuem hábito colunar (ripforme). Traquitóide, poiquilítica, subofítica, esferulítica e mirmequítica são texturas encontradas nestas amostras envolvendo este mineral. Em geral, os grãos de plagioclásio se encontram saussuritizados (Figura 3.21). Nos casos em que há zoneamento composicional, a saussuritização é mais intensa na parte mais interna do grão. Recorrentemente, grãos de plagioclásio ocorrem parcialmente inclusos por grãos de clinopiroxênio, caracterizando textura subofítica. 1/2 mm Figura 3.21: Fotomicrografia mostrando intenso processo de saussuritização em grão de plagioclásio em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-15). Há ocorrência de grãos de clinopiroxênio na matriz, têm granulometria fina (< 1mm) a média (1-3 mm). No entanto, as características óticas dos mesmos sugerem que pode haver duas gerações de grãos de clinopiroxênio. Um deles tem coloração castanho/rosa claro a levemente incolor. Os grãos deste clinopiroxênio são anédricos a subédricos, possuem hábito tabular e ocorrem nos interstícios de grãos de plagioclásio (textura intergranular). É muito comum ocorrer alteração nas bordas dos grãos de clinopiroxênio para geração de minerais secundários, quais sejam: anfibólio (uralitização) e/ou biotita. Outra característica diagnóstica é a extinção oblíqua, típica dos minerais deste grupo. No entanto, em diversas ocasiões, devido à deformação sofrida pelos diques, os grãos de clinopiroxênio apresentam forte extinção ondulante. Cristais de clinopiroxênio incolores, tabulares, subédricos a anédricos, com cor de interferência cinza de primeira ordem também são observados. Tais grãos parecem constituir a outra geração de clinopiroxênios presentes nas rochas estudadas. Grãos maclados (Figura 3.22) ou com zoneamento também são observados. 56

69 1/2 mm Figura 3.22: Fotomicrografia mostrando grão de clinopiroxênio maclado, cor azul e castanho claro, em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12a). Em função das características dos referidos minerais e da ocorrência de ambos ao longo do enxame (Dutra, 2006; Corval, 2009), suspeita-se que haja dois tipos distintos de clinopiroxênio, quais sejam: augita, típico mineral de rochas basálticas, subédricos a anédricos, de hábito tabular e cor natural castanho claro a levemente rosada, e pigeonita, que é subédrica, possui hábito colunar e é incolor. Contudo, estudos de química mineral são importantes para confirmar tal hipótese, algo que as teses supracitadas possuíam. Nas fraturas e bordas de ambos são frequentes os minerais de alteração uralita e biotita. Os grãos de clinopiroxênio ocorrem sendo inclusos ou englobados por minerais opacos anédricos, o que indica cristalização tardia por parte dos opacos (textura subsolidus) (Figura 3.22), o que aponta para uma série magmática com trend de caráter toleítico. Em alguns casos, estes minerais opacos anédricos englobam, inclusive, os minerais de alteração do piroxênio, indicando cristalização extremamente tardia. Os minerais opacos são finos (<1 mm) e ocorrem em ao menos três gerações distintas: a primeira é tabular quadrática, euédrica a subédrica, e geralmente se apresenta em contato com os clinopiroxênios; a segunda é anédrica, dendrítica e intersticial; e a terceira é euédrica, acicular, e os grãos ocorrem orientados (Figura 3.24). Grãos esqueléticos e espinha-de-peixe não são incomuns. 57

70 1/2 mm Figura 3.23: Fotomicrografia mostrando grão anédrico de mineral opaco englobando grãos de augita e seus minerais de alteração em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12a). 1/2 mm Figura 3.24: Fotomicrografia mostrando grãos aciculares orientados de minerais opacos em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-12a). A apatita (Figura 3.25) ocorre como grãos incolores, aciculares, euédricos e têm relevo alto. Seus grãos ocorrem inclusos principalmente em grãos de plagioclásio e, subordinadamente, nos grãos de clinopiroxênios. 58

71 1/2 mm Figura 3.25: Fotomicrografia mostrando grão curvado acicular de apatita em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis paralelos; amostra: PS-SV-15). Os grãos de quartzo são raros, sendo usualmente anédricos e finos (<1mm) e apresentam extinção ondulante. Em diques com resfriamento mais lento (centro de diques espessos) é comum a ocorrência de textura mirmequítica (intercrescimento de quarto e plagioclásio). Os minerais secundários são a biotita, clorita, calcita, saussurita e anfibólios formados por uralitização (hornblenda ou actinolita fibrosa), ou simplesmente uralita. A biotita tem cores verde, castanho ou laranja (Figura 3.26), hábito planar, é euédrica a subédrica e possui pleocroísmo. 1/2 mm Figura 3.26: Fotomicrografia mostrando grão de biotita laranja avermelhado com inclusões de minerais opacos em dique de diabásio de Paraíba do Sul (nicóis cruzados; amostra: PS-SV-06). 59

72 Já a uralita ocorre nas bordas e fraturas dos clinopiroxênios (Figura 3.27). São grãos anédricos e sua cor é verde claro. Em estágios mais avançados de uralitização, após consumir todo o grão de piroxênio, sua aparência muda, se tornando fibrosa (pseudo actinolita) (Figura 3.28). Sua cor também se altera, se tornando verde amarelada. 1/2 mm Figura 3.27: Fotomicrografia mostrando grão de piroxênio parcialmente alterado para uralita em diabásio de Paraíba do Sul (nicóis paralelos; amostra: PS-SV-13). 1/2 mm Figura 3.28: Fotomicrografia mostrando grão de piroxênio completamente uralitizado e alterado para actinolita pseudomórfica em diabásio de Paraíba do Sul (nicóis paralelos; amostra: PS-SV-06). 60