UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE AGRONOMIA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE AGRONOMIA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA GRUPO DE PESQUISAS ENXAME DE DIQUES DA SERRA DO MAR (EDSM-RIFTE) ASPECTOS DE CAMPO E PETROGRÁFICOS DOS DIQUES DA PORÇÃO NORDESTE DA REGIÃO SERRANA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO Natália Famelli Pereira Orientador Sérgio de Castro Valente Co-orientador Artur Corval Vieira Fevereiro/2008

2 Agradecimentos Acredito que não haja nada mais importante a se agradecer neste momento do que a possibilidade de ter vivido a geologia. Agradecer a possibilidade de estar aprendendo a observar o mundo, e a acreditar que até os menores fragmentos ( 0,1g, em pó, de muito suor e barulho ) podem contar histórias evolutivas maravilhosas. Gostaria de agradecer aos meus pais, Terezinha e Waldir, que me concederam a viva. Mãe querida, obrigada por me apoiar e ensinar a lutar pelos meus sonhos. Meus amigos de Angra, os quais provavelmente nunca lerão este texto, devem ser lembrados neste momento por toda atenção, conselhos e apoio nos momentos em que todos os problemas caiam sobre minhas costas. Leandro, sugestão geológica. Às minhas amizades conquistadas durante a faculdade, um muito obrigada, vocês me acompanharam durante uma das fases mais importantes de minha vida e, certamente, não serão esquecidos. Não posso deixar de agradecer aos teachers que sempre foram muito atenciosos comigo, seja em sala de aula ou mesmo em seus laboratórios (p.ex.: Ruben, Hilde, Aléxis, Soraya, Cláudia, Geralda). Aos funcionários do DG e da Petro, um muito obrigada. Lembrarei de todos com muito carinho. Não posso deixar de agradecer ao Aléxis pelos conselhos e pelo carinho. Nos momentos em que precisei de amigo, você foi um pai. Obrigada. Agradeço aos meus amigos EDSM, os quais sempre foram atenciosos me ensinando o que eu precisei aprender nesta fase de minha vida. Artur e Thiago, vocês foram mais que amigos, se tornaram meus irmãos EDSM, obrigada. Um agradecimento especial ao meu co-orientador Artur Corval que muitas vezes abriu mão de suas tarefas para me ensinar a fazer as minhas. Obrigada professor Sérgio Valente, por realmente ser mestre e me ensinar o que sei. Agradeço pelos conselhos e pelo carinho. Obrigada pelo exemplo de profissional dedicado e apaixonado pelo que faz. Finalmente, agradeço a Deus pela possibilidade de agradecer! ii

3 Resumo O Enxame de Diques da Serra do Mar ocorre ao longo da região costeira do sudeste do Brasil. As rochas encaixantes destas estruturas são gnaisses e granitóides do Orógeno Ribeira de idade Neoproterozóica/Cambro-Ordoviciano. O enxame é constituído por diques de basaltos transicionais com afinidade toleítica. Os diques que ocorrem na porção nordeste da Região Serrana estão orientados para NE/SW e, subordinadamente, NW/SE. Estes diques geram uma feição localmente positiva, mas inexpressiva quando comparada àquelas associadas às rochas encaixantes. Em geral, os diques e rochas encaixantes estão bastante alterados na área estudada. Grande parte dos diques mapeados nesta monografia aflora sob a forma de blocos rolados e in situ. Mesmo assim, foi possível observar que estes diques apresentam espessuras de dezenas de metros, enquanto suas extensões variam na ordem de centenas a milhares de metros. Esfoliação esferoidal e diáclases são duas feições comuns nestes diabásios. Estudos petrográficos mostram que esses diabásios são compostos essencialmente por plagioclásio e clinopiroxênio (augita e pigeonita). Minerais opacos, quartzo e apatita ocorrem como minerais acessórios. Os produtos de alteração comumente observados são uralita, biotita e saussurita em grãos de plagioclásio. As amostras coletadas na porção central dos diques são holocristalinas, inequigranulares seriadas e intergranulares (com augita preenchendo interstícios). Texturas subofíticas também foram observadas nestas rochas. Já as margens resfriadas são hipohialinas, porfiríticas a glomeroporfiríticas e apresentam textura intersertal (com vidro preenchendo os interstícios). No geral, estes aspectos petrográficos também são observados em outras províncias basálticas do Sul e Sudeste do Brasil. Dessa forma, os diabásios dessas províncias basálticas dificilmente poderiam ser discriminados em base puramente textural. O caráter evoluído dos diabásios da área estudada é indicado pela presença de textura mirmequítica, pela predominância de fenocristais de plagioclásio em relação a augita, e pela ausência de fenocristais de olivina. A evolução do líquido que gerou esses diabásios pode estar associada a processo de cristalização fracionada e assimilação concomitante em câmaras magmáticas pouco profundas. A predominância de fenocristais de plagioclásio nestes litotipos pode ter resultado de processo evolutivo sob condições de alta fugacidade de oxigênio. iii

4 Abstract The Serra do Mar Dyke Swarm spreads along the Southeastern Brazilian coast. The country rocks are the Neoproterozoic, Ribeira Orogen related-gneisses and granitoids. The swarm comprises transitional dolerites of tholeiitic affinity. The dykes that occur northeastwards the mountain range region in Rio de Janeiro trend preferentially NE/SW and subordinately NW/SE. Local and subtle positive topographic features are related with these dykes but they are surpassed in expression by the country rocks-related lineaments. In general, both dykes and their country rocks are rather altered in secondary products. Most of the dykes occur as in situ boulders. Even so, it is possible to estimate that dykes are often a few meters in width and a few kilometers in lenght. Spheroidal exfoliation and joints are a common feature in these dykes. Petrography has shown that the dolerites are essentially composed of plagioclase, augite and minor pigeonite. Opaque minerals, quartz and apatite are the accessory phases. Uralite, biotite and saussurite are secondary phases. The dolerites are holocrystalline, inequigranular rocks with seriate and intergranular (interstitial augite) groundmass. Subophitic textures are rare. The chilled margins are hypohyalline, porphyritic and glomeroporphyritic with intersertal (interstitial glass) textures. In general, the petrographic features of the dolerites in the study area are similar to those observed in coeval continental flood basalt provinces in southern Brazil. The possible evolved composition of the studied dolerites is depicted by the presence of interstitial quartz and myrmekite in most samples as well as the general absence of olivine phenocrysts. The phenocryst assemblage and the common presence of chilled margins in the studied dolerites indicate that may have evolved by fractional crystallization (with or without concomitant assimilation) in low-level crustal magma chambers as stated for most of the Continental Flood Basalt Provinces elsewhere. The abundance of plagioclase phenocrysts may be associated with the evolved compositions of the dykes but also to a possible high oxygen fugacity evolutionary environment. iv

5 Índice de tabelas e figuras Página Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo definida pelas folhas topográficas de escala 1: do IBGE. 3 Figura 1.2: Mapa rodoviário da área de estudo. 4 Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Orógeno Ribeira. Legenda: (1) Sedimentos Quaternários; (2) Sedimentos Terciários; (3) Rochas alcalinas do Cretáceo/Terciário; (4) Granitóides Brasilianos sin- a pós-colisionais (4-9): 4) Biotita granitos pós-colisionais ( M.a, G5), 5) Granitos contemporâneos às zonas de cisalhamento D3 ( M.a, G4), 6) Granitos e charnoquitos tardi-colisionais (ca. 560 M.a, G3), 7) Granitos porfiróides sin-colisionais ( M.a), 8) Leucogranitos e charnoquitos do tipo S ou híbridos sin-colisional (ca. 580 M.a, G2); Granitóides com idades indeterminadas (9-10) 9) Hornblenda granito gnaisse, 10) Suítes Anta e São Primo; (11) Arco Magmático Rio Negro ( Ma.); Terreno Ocidental (12-17): Megasseqüência Andrelândia (12-14): 12) Seqüência Rio do Turvo em facies granulito de alta pressão, 13) Seqüência Rio do Turvo, 14) Seqüência Carrancas; 15) Complexo Mantiqueira, 16) Fácies distais da Megasseqüência Andrelândia no Domínio Juiz de Fora, 17) Complexo Juiz de Fora, 18) Complexo Embu Indiviso; Terreno Paraíba do Sul (19-20): 19) Grupo Paraíba do Sul, 20) Complexo Quirino; Terreno Oriental (21-22): 21) Sucessão metassedimentar Italva, 22) Sucessão metassedimentar Costeiro; Terreno Cabo Frio (23-24): 23) Sucessão Búzios e Palmital, 24) Complexo Região dos Lagos (retirado de Heilbron et al., 2004). 6 Figura 2.2: 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 paleozóicos); (3) rocha vulcânicas básicas a intermediárias; (4) rochas ácidas do tipo Palmas; (5) Rochas ácidas do tipo Chapecó; (6) Enxame de diques do Arco de Ponta Grossa e da Serra do Mar; (7) sedimentos pós-vulcânicos (principalmente do Cretáceo Inferior); (modificado de Marques & Ernesto, 2004). 9 Figura 2.3: Pórfiros de olivina, plagioclásio e augita em basalto. Nicóis cruzados. Lâmina RJ-17A. (Corval, 2005). 24 Figura 2.4: Pigeonita fraturada coexistindo com augita uralitizada em basalto Nicóis paralelos. Lâmina P-14A. (Corval, 2005). 24 Figura 2.5: Fenocristal de olivina euédrica exibindo minerais de alteração nas fraturas (bowlingita e idingisita). Nicóis paralelos. Lâmina CF-TD-03e. (Dutra, 2006). 25 Figura 2.6: Textura mirmequítica em basalto de baixo-tio2. Nicóis cruzados. Lâmina SMM-B-29. (Corval, 2005). 26 Figura 2.7: Textura glomeroporfirítica, dada pelo agrupamento dos fenocristais de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina AR-TD-04. (Dutra, 2006). 27 Figura 2.8: Textura subofítica com inclusão parcial de grãos de plagioclásio, preferencialmente colunares subédricos a euédricos, em cristais de augita. O retângulo amarelo mostra a augita subofítica. Nicóis cruzados. Lâmina CF-TD-06b. (Dutra, 2006). 27 v

6 Figura 2.9: Textura intergranular, onde grãos de augita anédricos (seta) ocupam os interstícios de grãos de plagioclásio subédricos. Nicóis cruzados. Lâmina SQ-TD-01b. (Dutra,2006). 28 Figura 2.10: Textura intersertal, onde vidro vulcânico alterado (cor de interferência marrom) encontra-se nos interstícios de grãos de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina SQ-TD-01e. (Dutra, 2006). 28 Figura 3.1: Fluxograma mostrando a metodologia geral aplicada na etapa de elaboração do mapa preliminar. 31 Figura 3.2: Exemplo de imagem de sensoriamento remoto (CBERS 2 CCD, bandas 5, utilizada neste trabalho. 32 Figura 3.3: Mosaico das imagens de satélite (CBERS 2 CCD, bandas 5; que compreendem a área de estudo. 32 Figura 3.4: Área de estudo delimitada. 33 Figura 3.5: Mapa de lineamentos da área de estudo. 34 Figura 3.6: Mapa de lineamentos com diques plotados. 36 Figura 4.1: Afloramento de dique de diabásio sob a forma de blocos rolados (indicados pelas setas brancas) em estrada pavimentada na região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV Figura 4.2: Dique espesso na região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV Figura 4.3: Dique de diabásio na região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV-1. O contato com as rochas encaixantes gera pequenas ravinas (r). 39 Figura 4.4: Detalhe da textura do centro (c) e da margem resfriada (mr) em dique de diabásio das regiões de Trajano de Morais e Santa Maria Madalena. Pontos TM-SV-2, SMM-SV-1 e TM-SV Figura 4.5: Faixa metassomática muito alterada em dique de diabásio da região de Renascença. Ponto RN-SV Figura 4.6: Diáclases (setas duplas) com espaçamento métrico em dique de diabásio da região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV Figura 4.7: Capa de alteração de aspecto ferruginoso, possivelmente constituída de hidróxidos, em bloco de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Notar que a parte interna do bloco está inalterada. Pontos SMM-SV-1 e TM-SV Figura 4.8: Esfoliação esferoidal em blocos de diabásio da região de Renascença. Ponto RN-SV Figura 4.9: Regolito de coloração marrom claro resultante da alteração de dique de diabásio da região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV Figura 4.10: Exposição de blocos rolados de diabásio (indicados pela seta branca) em meio ao regolito (r) de cor ocre. Pontos TM-SV-1, TM-SV-4 e RN-SV Figura 4.11: Rocha encaixante (biotita-granada-plagioclásio-gnaisse porfiroblástico) de dique de diabásio da região de Renascença. Grãos milimétricos a centimétricos de granada (círculo) constituem os porfiroblastos deste gnaisse. Ponto RN-SV Figura 4.12: Rocha encaixante muito alterada na região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV vi

7 Figura 4.13: Desenho de caderneta de campo mostrando forma intrusiva bifurcada observada em dique de diabásio da região de Renascença. Ponto RN-SV Figura 5.1: Fotomicrografia com glomeropórfiros de augita (círculo) em margem resfriada hipocristalina e intersertal de dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1b. 48 Figura 5.2: Fotomicrografia mostrando textura intergranular com grãos subédricos de augita (au) nos interstícios dos grãos de plagioclásio em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Nicóis paralelos. Lâmina SMM-SV Figura 5.3: Textura intersertal, com vidro (marrom escuro) preenchendo os interstícios dos grãos. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1a. 49 Figura 5.4: Fotomicrografia mostrando textura mirmequítica (mq) em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Nicóis cruzados. Lâmina SMM-SV Figura 5.5: Fotomicrografia com fenocristais incolores, euédricos e colunares de plagioclásio (pl) encontrados na margem resfriada de dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1c. 51 Figura 5.6: Fotomicrografia com grãos de augita (a) de cor castanho-claro com as bordas alteradas para biotita (b) e uralita (u) coexistentes com grãos de pigeonita (pg) em dique de diabásio da região de Trajano de Morais. Nicóis paralelos. Lâmina TM-SV Figura 5.7: Fotomicrografia mostrando grão subédrico de mineral opaco (op) com inclusão de grão de plagioclásio (pl) em dique da região de Conceição de Macabu. Nicóis parealelos. Lâmina CM-SV- 1b. 53 Figura 5.8: Fotomicrografia mostrando grãos anédricos de mineral opaco (op) em dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis paralelos. Lâmina RN-SV-1e. 53 Figura 5.9: Fotomicrografia com grão euédrico acicular de apatita (ap) em dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis paralelos. Lâmina RN-SV-1e. 54 Figura 5.10: Saussurita, com cor de interferência de terceira ordem, sobre grãos de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina TM-SV Página Tabela 2.1: Valores das razões entre elementos traços incompatíveis e de TiO2 (%peso) usados como índices discriminantes das suítes de baixo-tio2 e alto-tio2 para a Província basáltica Paraná-Etendeka (Peate, 1992; 1997). 11 Tabela 3.1: Informações gerais sobre a Câmera CCD. Modificado de Cuellar (2003). 31 vii

8 SUMÁRIO Página Agradecimentos Resumo Abstract Índice de tabelas e figuras Capítulo 1 - Introdução Apresentação Objetivos Justificativas Métodos Localização e acesso 3 Capítulo 2 Revisão temática O Orógeno Ribeira Província basáltica continental Paraná-Etendeka O Enxame de Diques de Ponta Grossa O Enxame de Diques de Florianópolis O Enxame de Diques Toleíticos da Serra do Mar Basaltos das bacias de rifte Petrografia de basaltos 23 Capítulo 3 Estudos dos lineamentos Introdução Materiais e Métodos Classificação dos lineamentos Diques e lineamentos 35 Capítulo 4 Aspectos de campo Generalidades Descrição dos diques 37 Capítulo 5 Petrografia Introdução Texturas Composição mineral Estruturas 55 viii

9 Capítulo 6 Conclusões e propostas para trabalhos futuros Conclusões Discussões Trabalhos futuros 59 Referências bibliográficas 60 ANEXO I: Mapa geológico esquemático do Enxame de Diques da Serra do Mar na porção nordeste da Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro ANEXO II: Banco de dados ix

10 Capítulo 1: Introdução 1.1 Apresentação Esta monografia está associada à disciplina Trabalho de Graduação (IA 243) do curso de Geologia da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro. O tema central desta monografia, orientada pelo Dr. Sérgio de Castro Valente, do Grupo da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro, é o reconhecimento dos aspectos de campo e petrográficos dos diques de diabásio que ocorrem na Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro e suas possíveis correlações com lineamentos. O estudo petrológico destas rochas vem sendo desenvolvido pelo grupo de pesquisas Enxame de Diques da Serra do Mar (EDSM-rifte) da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro. Os diabásios do Enxame de Diques da Serra do Mar (EDSM) afloram ao longo da região costeira do Brasil, nos Estados de São Paulo, Rio de Janeiro e Espírito Santo. Em geral, estes diques são subverticais, com direção predominantemente NE-SW e ocorrem intrudindo gnaisses e granitóides do Orógeno Ribeira, de idade Neoproterozóica/Cambro-Ordoviciano (Heilbron et. al., 2004; Schimit et. al., 2004). Os diques são constituídos por basaltos transicionais com afinidade toleítica, e o enxame compreende, majoritariamente, uma suíte de alto-tio 2 (Ti/Y >310; Valente, 1997) e, subordinadamente, uma suíte de baixo-tio 2 (Ti/Y <310; Corval, 2005). Atualmente, são reconhecidas duas suítes de baixo-tio 2 no enxame, quais sejam: Serrana (Monteiro & Valente, 2003; Corval, 2005), que predomina na região serrana do Estado do Rio de Janeiro, e Costa Azul (Dutra, 2006), concentrada na parte oriental do mesmo estado. Dados geocronológicos indicam que as rochas estudadas neste trabalho são diabásios do Cretáceo Inferior (c. 130,3-129,4 Ma, Ar-Ar em plagioclásio e rocha total, Turner et al., 1994), muito embora idades mais antigas também tenham sido publicadas mais recentemente (192,9-160,9, K-Ar em rocha total, Guedes et al., 2005). 1.2 Objetivos O objetivo principal desta monografia é a geração de novos dados de campo e petrográficos para os diques de diabásios aflorantes na Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro. Objetivos específicos desta monografia incluíram os seguintes itens: 1

11 1.O reconhecimento de campo dos diabásios da área de estudo; 2.O estudo petrográfico dos diabásios reconhecidos no campo; 3.O estudo das possíveis correlações dos diabásios com lineamentos; 4.Organização dos dados de campo e petrográficos numa base MSACCESS. 1.3 Justificativas O estudo do magmatismo de idade Cretácea Inferior (Turner et. al., 1994; Guedes et. al. 2005) no sudeste do Brasil tem sido foco de estudos petrológicos detalhados do grupo de pesquisa EDSM-rifte da UFRuralRJ, desde 1998, em parceria com outras universidades. Entretanto, os diques que ocorrem na Região Serrana do estado do Rio de Janeiro foram pouco estudados (p.ex.: Ludka, 1997). A criação de modelos geodinâmicos consistentes depende do reconhecimento e caracterização de um número considerável de diques no enxame. Complementarmente, o reconhecimento de possíveis relações entre lineamentos e diques pode otimizar os trabalhos de campo na identificação dos afloramentos na área de ocorrência desses diabásios. Os aspectos de campo, petrográficos e litogeoquímicos dos diabásios aflorantes na Região Rerrana do estado do Rio de Janeiro, além dos resultados obtidos com o auxílio dos lineamentos, serão apresentados nesta monografia a fim de enriquecer o acervo de dados a respeito dos diques desta região. É importante ressaltar que a produção de novos dados petrológicos associados ao Enxame de Diques da Serra do Mar poderá contribuir para o refinamento dos modelos geodinâmicos para o magmatismo máfico do Cretáceo na porção centro-sul da Placa Sul-Americana. Estes modelos podem servir não somente à elucidação de processos mantélicos e crustais complexos, mas também à compreensão dos parâmetros que controlam a geração e distribuição de reservas minerais como, por exemplo, de óleo e gás em bacias sedimentares localizadas em áreas de rifteamento continental. 1.4 Métodos O método de trabalho adotado na execução desta monografia envolveu os seguintes tópicos: 1.Revisão temática com base no acervo bibliográfico disponível (magmatismo basáltico Mesozóico do sul-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 ) e petrologia de rochas basálticas); 2.Utilização de imagens de satélite e RADAR para a elaboração de um mapa preliminar em escala regional (menor que 1: ) com as ocorrências de diques na área de estudo; 3.Levantamento de campo, incluindo: a) a localização do afloramento (com uso do GPS); b) descrição estrutural e morfológica dos diques (medidas de espessura, orientação e possíveis estruturas 2

12 primárias); c) descrição litológica dos diques e das suas rochas encaixantes (descrição de litotipos, tipos de rochas encaixantes e ocorrência de xenólitos e/ou nódulos mantélicos); e d) coleta de amostras representativas e, preferencialmente, inalteradas; 4.Análise petrográfica das amostras inalteradas coletadas, com estudo sob microscópio de luz transmitida (fases translúcidas); 5.Organizar os dados de campo numa base MSACCESS ; e 6.Integração dos dados e elaboração do texto final da monografia. 1.5 Localização e acesso A área de estudo está delimitada pelas coordenadas 42º45 W-41º45 W e 21º45 S-22º15, e compreende as folhas topográficas do IBGE, na escala 1:50.000, de Santa Maria Madalena, Renascença, Trajano de Morais e Conceição de Macabu (Figura 1). N Espírito Santo W E S 100 Km SM RN Minas Gerais Santa Maria Madalena TM SF23-X-D-VI-4 Trajano de Morais SF23-Z-B-III-2 Renascença CM SF24-V-C-IV-3 Conceição de Macabú SF24-Y-A-I-1 Rio de Janeiro São Paulo Oceano Atlântico Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo definida pelas folhas topográficas de escala 1: do IBGE. 3

13 O acesso à área de estudo pode ser feito pela seguinte estrada federal: BR-101. Além disso, as estradas estaduais RJ-106, RJ-116, RJ-146, RJ-152, RJ-162, RJ-166, RJ-172, RJ-174, RJ-176, RJ-180, RJ- 182, RJ-184, RJ-190 e RJ-196 também cortam a área de estudo (Figura 1.2). Figura 1.2: Mapa rodoviário da área de estudo. 4

14 Capítulo 2: Revisão temática 2.1 O Orógeno Ribeira Grande parte da revisão temática sobre o Orógeno Ribeira desta monografia foi baseada em Heilbron et al. (2004). O Orógeno Ribeira localiza-se ao longo da costa brasileira entre o cráton Luiz Alves e o Orógeno Araçuaí. A formação deste orógeno resultou da interação entre o cráton São Francisco e outras placas e/ou micro placa(s) e/ou arco de ilhas durante colisões na Província Mantiqueira, ocorridas entre Ma (Almeida et al., 1977). Esta colisão amalgamou cinco terrenos denominados Ocidental, Paraíba do Sul, Embu, Oriental e Cabo Frio, os quais são atualmente separados por falhas de empurrão ou por zonas de cisalhamento oblíquas transpressivas (Figura 2.1). A docagem dos terrenos que compõem o Orógeno Ribeira é caracterizada pelo embricamento de escamas crustais com vergência para oeste, em direção à margem do cráton São Francisco. É importante salientar que a colagem do Terreno Cabo Frio aos demais terrenos, amalgamados em ca. 580 Ma, só ocorreu em ca. 520 Ma (Schmitt et al., 2000). Um período de estabilidade quiescência tectônica ocorreu durante o Paleozóico. Entretanto, as atividades tectônicas foram reiniciadas com os processos de reativação Sul-Atlantiana, resultando na fragmentação do paleocontinente Gondwana e conseqüente abertura do Atlântico Sul no Cretáceo Inferior (Cordani et al., 2000). Rochas do embasamento mais antigas que 1,7Ga afloram em todos os terrenos (exceto no Terreno Oriental) que compõem o Orógeno Ribeira. Estas rochas representam o embasamento das bacias Mesoproterozóicas e Neoproterozóicas do mesmo orógeno e são representadas por cinco associações litológicas quais sejam: faixas arqueanas do tipo greenstone belt; rochas ígneas de caráter bimodal (2,22 2,7 Ga a 2,06 2,05 Ga); ortogranulitos paleoproterozóicos e hornblenda ortognaisses representados pelo Complexo Quirino (2,19-2,17 Ga) e pelo Complexo Região dos Lagos (ca. 1,9 Ga). As bacias São João Del Rei e Carandaí se desenvolveram sobre o embasamento da região paleocontinental do São Francisco no final do Paleoproterozóico e durante o Mesoproterózóico. 5

15 Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Orógeno Ribeira. Legenda: (1) Sedimentos Quaternários; (2) Sedimentos Terciários; (3) Rochas alcalinas do Cretáceo/Terciário; (4) Granitóides Brasilianos sin- a pós-colisionais (4-9): 4) Biotita granitos pós-colisionais ( M.a, G 5 ), 5) Granitos contemporâneos às zonas de cisalhamento D 3 ( M.a, G 4 ), 6) Granitos e charnoquitos tardi-colisionais (ca. 560 M.a, G 3 ), 7) Granitos porfiróides sincolisionais ( M.a), 8) Leucogranitos e charnoquitos do tipo S ou híbridos sin-colisional (ca. 580 M.a, G 2 ); Granitóides com idades indeterminadas (9-10) 9) Hornblenda granito gnaisse, 10) Suítes Anta e São Primo; (11) Arco Magmático Rio Negro ( Ma.); Terreno Ocidental (12-17): Megasseqüência Andrelândia (12-14): 12) Seqüência Rio do Turvo em facies granulito de alta pressão, 13) Seqüência Rio do Turvo, 14) Seqüência Carrancas; 15) Complexo Mantiqueira, 16) Fácies distais da Megasseqüência Andrelândia no Domínio Juiz de Fora, 17) Complexo Juiz de Fora, 18) Complexo Embu Indiviso; Terreno Paraíba do Sul (19-20): 19) Grupo Paraíba do Sul, 20) Complexo Quirino; Terreno Oriental (21-22): 21) Sucessão metassedimentar Italva, 22) Sucessão metassedimentar Costeiro; Terreno Cabo Frio (23-24): 23) Sucessão Búzios e Palmital, 24) Complexo Região dos Lagos (retirado de Heilbron et al., 2004). Rochas do embasamento mais antigas que 1,7Ga afloram em todos os terrenos (exceto no Terreno Oriental) que compõem o Orógeno Ribeira. Estas rochas representam o embasamento das bacias Mesoproterozóicas e Neoproterozóicas do mesmo orógeno e são representadas por cinco associações litológicas quais sejam: faixas arqueanas do tipo greenstone belt; rochas ígneas de caráter bimodal (2,22 2,7 Ga a 2,06 2,05 Ga); ortogranulitos paleoproterozóicos e hornblenda ortognaisses representados pelo Complexo Quirino (2,19-2,17 Ga) e pelo Complexo Região dos Lagos (ca. 1,9 Ga). As bacias São João Del 6

16 Rei e Carandaí se desenvolveram sobre o embasamento da região paleocontinental do São Francisco no final do Paleoproterozóico e durante o Mesoproterózóico. A maior parte das associações metassedimentares neoproterozóicas do Orógeno Ribeira representa depósitos sedimentares de margem passiva. Entretanto, na porção oriental desse orógeno (Terrenos Oriental e Cabo Frio), existem seqüências que parecem ter sido depositadas durante a Orogênese Brasiliana, em bacias de ante-arco e de retro-arco. Dentre as associações metassedimentares neoproterozóicas existentes, a Megasseqüência Andrelândia e as unidades metassedimentares dos Terrenos Paraíba do Sul, Oriental e Cabo Frio devem ser destacadas. Segundo Heilbron et al. (2004), o estágio colisional no Orógeno Ribeira situa-se entre 580 e 560 Ma. Os efeitos desta colisão atingiram o recém-estruturado Orógeno Brasília, resultando na complexa Zona de Interferência entre os dois orógenos, materializada na região sul/sudoeste do Estado de Minas Gerais (Trouw et al., 1994). O Orógeno Ribeira registra ainda uma colisão tardia em Ma, no Terreno Cabo Frio (Heilbron et al., op cit.; Schmitt et al., 2000). O Arco Magmático Rio Negro, localizado no Terreno Oriental, evidencia o processo de subducção, o qual foi responsável pelo fechamento do Oceano Adamastor. Esta subducção teve sua polaridade para leste (Tupinambá et al., 2000). Três fases de deformação principais podem ser observadas neste orógeno. A primeira (D1 + D2) é contemporânea ao primeiro estágio metamórfico (M1; Ma). A segunda (D3) é contemporânea ao segundo estágio metamórfico (M2). Já a terceira (D4) foi a última fase de deformação resultante da colisão II. No geral, a intensa deformação desta colisão originou dobras apertadas a isoclinais, forte xistosidade, muitas vezes milonítica e lineação de estiramento. Dois estágios de metamorfismo são reconhecidas no Orógeno Ribeira (Heilbron et al., 2004). O primeiro estágio de metamorfismo (M1), no Terreno Ocidental, varia desde a fácies xisto-verde, na borda cratônica, até a fácies granulito de média pressão próximo ao contato com os Terrenos Oriental e Paraíba do Sul. A temperatura e pressão estimada para este metamorfismo são da ordem de 700 C e 7Kbar. Ortopiroxênio ocorre restritamente dentro do Sistema de Cisalhamento Juiz de Fora (Duarte et al., 1997). Migmatização, anatexia e granitogênese do tipo S estão associados aos estágios de mais altas temperaturas de M1. O mineral índice deste estágio é cordierita, tanto no terreno Ocidental quanto no Domínio Costeiro dentro do terreno Oriental (Pires & Heilbron, 1986). Na Klippe Paraíba do Sul, o metamorfismo situa-se na fácies anfibolito. No Terreno Oriental, o metamorfismo varia da fácies anfibolito (Domínio Italva) à fácies granulito (Domínio Cambuci e Costeiro). O segundo estágio metamórfico (M2) é caracteristicamente retrogressivo (Heilbron et al., op cit.). 7

17 O estágio de deformação pós-colisional, que ocorre nos Terrenos Oriental e Cabo Frio, é interpretado como resultante do colapso extensional do edifício orogênico (Heilbron et.al, 2000; Heilbron & Machado, 2003). As estruturas geradas nesta fase são: a) zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis, normais, longitudinais ao orógeno e associadas a dobras com vergência para leste; e b) zonas de cisalhamento subverticais, de direção NW e transversais ao orógeno, com regime transtensivo e predomínio do componente lateral destral e do componente vertical normal (abatimento do bloco leste) (Heilbron et al., 2004). Um plutonismo pós-colisional, geralmente granítico calci-alcalino, de idade entre Ma, está associado a este estágio. As zonas de cisalhamento deste episódio têm importante papel como condutores para a ascensão destes magmas (Valladares et al., 1995). A freqüente associação destes magmas com corpos básicos gera estruturas de mistura magmática (Heilbron et al., 2004). Não há registros geológicos da evolução crustal do segmento central da Faixa Ribeira durante boa parte do Paleozóico. Deste modo, a evolução geológica pós-proterozóica do segmento central da Faixa Ribeira está relacionada essencialmente ao Evento Sul-atlantiano, o qual resultou na fragmentação do supercontinente Gondwana, no Cetáceo Inferior (c.a. 130 Ma) e conseqüente abertura do Oceano Atlântico Sul (Schobbenhaus et al., 1984; Almeida & Hasui, 1984; Cordani et al., 2000). Este processo foi caracterizado por uma intensa atividade tectônica, com remobilização de antigas falhas, magmatismo toleítico associado e formação de bacias costeiras do tipo rifte. O magmatismo toleítico é representado por diques e soleiras, além de derrames de lavas predominantemente basálticas, localizadas no Brasil e áreas adjacentes. Este tema será abordado a seguir Província basáltica continental Paraná-Etendeka No Cretáceo Inferior, uma intensa atividade ígnea ocorreu sob a forma de derrames de lavas e corpos intrusivos no Sul e Sudeste do Brasil. O derrame, essencialmente bimodal (basalto-riolito), de composição principalmente básica, cobre km 2, representando uma das maiores províncias basálticas do mundo: a Província Paraná-Etendeka (p.ex.: Marques & Ernesto, 2004). Esta província abrange a porção meridional do Brasil e também parte do Uruguai, Argentina e Paraguai, além do oeste da Namíbia (Figura 2.2). No Brasil, Paraná-Etendeka está associada a outras províncias basálticas continentais correlatas, como os enxames de diques do Arco de Ponta Grossa, da Serra do Mar e Florianópolis, e os basaltos das bacias de rifte (Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo). 8

18 Rio Paraguai Assunção Rio Paraná São Paulo Rio de Janeiro Enxame de Diques de Ponta Grossa 30 Enxame de Diques da Serra do Mar 24 Rio Paraná Rio Uruguai Porto Alegre Enxame de Diques de Florianópolis Buenos Áries Montevidéo Figura 2.2: 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 paleozóicos); (3) rocha vulcânicas básicas a intermediárias; (4) rochas ácidas do tipo Palmas; (5) Rochas ácidas do tipo Chapecó; (6) Enxame de diques do Arco de Ponta Grossa e da Serra do Mar; (7) sedimentos pós-vulcânicos (principalmente do Cretáceo Inferior); (modificado de Marques & Ernesto, 2004). Os derrames da Província Paraná-Etendeka desenvolveram-se na bacia sedimentar intracratônica do Paraná. O magmatismo que ocorreu nessa bacia cobriu uma área de aproximadamente 75% da mesma. Considerando a atuação de intensos processos de erosão subseqüentes, estima-se que o volume de material extravasado tenha sido muito maior que o volume calculado com base nas áreas remanescentes (Marques & Ernesto, 2004). 9

19 A Província Paraná-Etendeka é composta por sucessões de derrames de lavas, com espessuras que variam entre 10 e 80 metros. Esses derrames formam pacotes vulcânicos com espessura média de 650 metros. Entretanto, pacotes com até metros já foram encontrados na porção mais espessa e preservada da província (Leinz et al., 1966). Este pacote espesso foi encontrado no norte da Bacia do Paraná e coincide com o local mais profundo da mesma. Os derrames basálticos da Província Paraná-Etendeka assentam-se sobre os arenitos eólicos da Formação Botucatu da Bacia do Paraná e são limitados no topo pelas rochas sedimentares do Grupo Bambuí. Na porção norte-nordeste, os derrames estão em contato direto com o embasamento Proterozóico ou mais antigo (Petri & Fúlfaro, 1983). Do ponto de vista mineralógico e petrográfico, as rochas basálticas da província geralmente apresentam fenocristais e/ou microfenocristais (0,2 a 0,5 mm) de augita, plagioclásio, pigeonita, pequenas porções de titanomagnetita e rara olivina (completamente alterada), em matriz composta essencialmente por estes mesmos minerais. Vale ressaltar que basaltos afíricos com dois piroxênios (augita e pigeonita) já foram encontrados nestes derrames (Piccirillo & Melfi, 1988). Os basaltos toleíticos e andesi-basaltos toleíticos são as litologias mais comuns nesses derrames, constituindo, aproximadamente, 90% do volume de material extrusivo (Piccirillo & Melfi, 1988). Subordinadamente, os andesitos toleíticos e as rochas ácidas, representadas por riodacitos e riolitos representam cerca de 7% e 3%, respectivamente, do volume total de material expelido. Alguns autores dividem a Província Paraná-Etendeka, com base nos teores de TiO 2, em duas subprovíncias: uma de baixo titânio (TiO 2 2%) e outra de alto titânio (TiO 2 >2%) (p.ex.: Bellieni et al. 1983, 1984a, b, Mantovani et al.1985, Piccirillo et al e Marques et al. 1989). O grupo que contém TiO 2 >2% é caracterizado, também, por apresentar concentrações relativamente altas de P 2 O 5 e de elementos traços incompatíveis, tais como: Sr, Zr, Hf, Ba, Ta, Y e terras raras leves, em relação às rochas básicas com TiO 2 2%. Um segundo critério para a classificação de basaltos em alto-tio 2 e baixo-tio 2 foi proposto por Hergt et al. (1991). Esse critério utiliza a razão Ti/Y. Dessa forma, basaltos com valores de Ti/Y>310 e Ti/Y<310 seriam considerados de alto-tio 2 e baixo-tio 2, respectivamente. Peate et al. (1992), com base nas concentrações de Ti e elementos traços incompatíveis (Sr, Y e Zr), dividiram os magmas basálticos em seis grupos. Os basaltos de alto titânio foram divididos em quatro tipos denominados de Urubici (TiO 2 >3%; Sr>550 ppm; Ti/Y>500), Pitanga (TiO 2 >3%; Sr>350 ppm; Ti/Y>350), Paranapanema (2<TiO2 3%; 200<Sr<450 ppm; Ti/Y>330) e Ribeira (TiO 2 2%; 200<Sr<375 ppm; Ti/Y>310), enquanto os litotipos de baixo titânio foram denominados de Gramado (TiO 2 2%; 140<Sr<400 ppm; Ti/Y<310) e Esmeralda (TiO 2 2%; 120<Sr<250 ppm; Ti/Y <310), conforme a Tabela

20 Tabela 2.1: Valores das razões entre elementos traços incompatíveis e de TiO 2 (%peso) usados como índices discriminantes das suítes de baixo-tio 2 e alto-tio 2 para a Província basáltica Paraná-Etendeka (Peate, 1992; 1997). Baixo-TiO 2 Alto-TiO 2 Índice Gramado Esmeralda Ribeira Pitanga Paranapanema Urubici TiO 2 2% 2% ~2% >3% 2-3% >3% Ti/Y <310 <310 >310 >350 >330 >500 Ti/Zr <70 >60 >65 >60 >60 >57 Zr/Y 3,5-6,5 2,0-5,0 3,5-7,0 >5,5 4,0-7,0 >6,5 Sr/Y <13 <9 5,0-17 >14 4,5-15 >14 Ba/Y <19 <12 6,0-19 >14 5,0-19 >14 As subprovíncias norte e sul ocorrem em áreas geográficas distintas (Piccirillo & Melfi, 1988). A subprovíncia sul, predominantemente de baixo-tio 2, situa-se em latitudes maiores do que ~26 S e é composta pelas suítes Urubici (alto-tio 2 ), Esmeralda (baixo-tio 2 ) e Gramado (baixo-tio 2 ). A subprovíncia norte, predominantemente de alto-tio 2, localiza-se em latitudes menores do que ~26 S e c ompreende as suítes Pitanga (alto-tio 2 ), Paranapanema (alto-tio 2 ) e Ribeira (alto-tio 2 ). Localmente, basaltos e andesibasaltos de alto-tio 2 ocorrem na subprovíncia sul (predominantemente de baixo-tio 2 ). Similarmente, na subprovíncia norte (predominantemente de alto-tio 2 ) ocorrem, localmente, litotipos de baixo-tio 2. É importante salientar que os litotipos de alto-tio 2 presentes em diferentes subprovíncias apresentam diferenças composicionais, assim como os litotipos de baixo-tio 2 das diferentes subprovíncias (Piccirillo et al., 1988; Marques et al., 1989; Peate et al., 1992). A variação de elementos maiores, menores e traços nas rochas básicas a intermediárias é compatível com o processo dominante de diferenciação por cristalização fracionada, sob condições de baixa pressão. Essa diferenciação foi essencialmente controlada pelo fracionamento de clinopiroxênios (augita e pigeonita), plagioclásio e titanomagnetita, com presença de olivina apenas nos termos mais primitivos (Bellieni et al., 1984a; Piccirillo et al., 1988). Razões isotópicas obtidas em litotipos de baixo-tio 2 indicam que estas rochas passaram por processo de contaminação crustal associada ao processo de cristalização fracionada. Por outro lado, cálculos de balanço de massa, como também as diferenças significativas nas razões de elementos traços incompatíveis, indicam que os magmas de alto-tio 2 não podem ter sido originados por diferenciação de magmas de baixo-tio 2 por cristalização fracionada. Tais resultados evidenciam que esses magmas podem ter sido gerados por fontes mantélicas quimicamente distintas (Petrini et al., 1987; Piccirillo et al., 1989). Os processos de contaminação crustal foram significativos na evolução dos basaltos do tipo Gramado, mas não do tipo Esmeralda, os quais podem ser considerados como não contaminados ou fracamente contaminados pela crosta continental. Essa hipótese é corroborada pelo fato dos basaltos do tipo Esmeralda 11

21 apresentarem valores de razões isotópicas de Sr inferiores a 0,7060. Os litotipos de alto-tio 2 da subprovíncia norte não foram significativamente afetados por contaminação crustal. Sills ocorrem intrudindo camadas paleozóicas, como a Formação Irati e Itararé. Essas intrusões concentram-se nas partes leste e nordeste da Província Paraná-Etendeka. Entretanto, mais raramente, ocorrem sills na região sul da mesma província. As espessuras encontradas para estes corpos variam entre 2 e 200 metros. Entretanto, valores maiores que metros já foram observados (Marques & Ernesto, 2004). Estudos geoquímicos indicam que estes sills são, principalmente, de caráter básico, com características geoquímicas similares às das rochas vulcânicas associadas. Assim, os sills da subprovíncia sul apresentam baixos conteúdos de titânio, enquanto aqueles que ocorrem na subprovíncia norte são caracterizados por apresentarem concentrações de titânio relativamente elevadas (Marques & Ernesto, 2004). Os estudos paleomagnéticos realizados nos derrames da Província Paraná-Etendeka mostram registros de numerosas inversões de polaridade. Entretanto, no Cretáceo Inferior, a duração média dos intervalos de polaridade ficou abaixo de 1 Ma, tornando relativamente freqüentes as inversões de polaridade. Por essa razão, pode se concluir que, apesar do grande número de inversões registradas, o intervalo de tempo transcorrido para acumular esses pacotes de derrames foi relativamente curto, como indicado por algumas das datações radiométricas. Tendo em vista que a duração média dos intervalos de polaridade normal foi maior que aquelas de polaridade reversa, na Província Paraná-Etendeka predomina a polaridade normal. O caráter intermitente do vulcanismo dificulta o registro da transição de polaridade, considerando que esse é um processo rápido de uns poucos milhares de anos. Em alguns locais a declinação magnética chega a 90, caracterizando um campo magnético anômalo du rante a inversão (Marques & Ernesto, 2004). Datações 40 Ar/ 39 Ar em soleiras com composição geoquímica semelhante aos derrames do tipo Gramado (baixo titânio), localizados a leste de Santa Catarina, mostram idades de 127,7±4,6 Ma. Idades entre 129,9±0,1 e 131,9±0,4 Ma foram obtidas em plagioclásios de sills de alto titânio, que afloram a nordeste da província Paraná-Etendeka (Turner et al., 1994). Alguns autores concordam que magmatismo extrusivo ocorreu no Cretáceo Inferior com duração de 3 Ma principalmente entre Ma (Renne et al., 1992; 1996a; Renne et al.,1997; Ernesto et al., 1999; Mincato et al., 2003). A principal fase magmática teria se iniciado na parte sul migrando para a região norte, conforme datações e dados paleomagnéticos. Já Turner et al. (1994) e Stewart et al. (1996) propõem que o magmatismo durou cerca de Ma, entre Ma, migrando de noroeste para sudeste. Idades 40 Ar/ 39 Ar sugerem que diferentes tipos de magmas foram expelidos em diferentes lugares ao mesmo tempo (Garland et al., 1995; Stewart et al., 1996, Turner et al., 1994). Isto indica que há uma distribuição 12

22 subcrustal de distintas áreas fontes, o que permite inferir a disposição interna do manto litosférico (Turner et al., 1999). Muitos modelos foram propostos para explicar a origem das províncias de basaltos continentais (p.ex.: Richards et al., 1989; White & McKenzie 1989, 1995; Courtillo et al., 1999, 2003; Hawkesworth et al. 1992; Turner & Hawkesworth, 1995; Comin-Chiaramonti et al., 1997; Peate et al., 1999 e Marques et al., 1999), mas não há, atualmente, um consenso sobre os processos tectônicos e componentes mantélicos envolvidos. Richards et al. (1989) propõem um modelo em que as províncias ígneas são geradas por grandes anomalias térmicas (plumas mantélicas) que impactam e soerguem a litosfera, de modo independente do processo de ruptura continental. Já White & McKenzie (1989, 1995) propõem que a atividade ígnea está relacionada a processos distensivos, que podem evoluir para a abertura de oceanos. Neste modelo, a distensão da litosfera, obrigatoriamente, precede o magmatismo, o qual é ocasionado por alívio de pressão em regiões do manto anomalamente quentes ( C acima da temperatura normal). Recentemente, Courtillot et al. (1999, 2003) propuseram que a atividade ígnea foi causada pelo impacto da pluma na base da litosfera, ocorrendo posteriormente (em geral após um intervalo entre 5 e 30 Ma), ruptura continental em zonas de fraqueza da litosfera, como por exemplo, em bordas de crátons. Por outro lado, alguns estudos sugerem que a fusão ocorreu primordialmente em manto litosférico subcontinental e que a pluma Tristão da Cunha forneceu, no máximo, calor para a fusão de um manto litosférico heterogêneo (Hawkesworth et al. 1992; Turner & Hawkesworth, 1995; Comin-Chiaramonti et al., 1997; Peate et al., 1999 e Marques et al., 1999). Nos modelos que propõem a participação da pluma de Tristão da Cunha no magmatismo da Província Paraná-Etendeka, considera-se que o seu impacto na base da litosfera ocorreu na região central da província, de forma a explicar a extensão da área atingida pelo vulcanismo (Marques & Ernesto, 2004). Ernst & Buchan (1997) propõem que os enxames de diques da Serra do Mar, Ponta Grossa e Florianópolis fazem parte de um sistema radial causado pelo soerguimento da litosfera durante o impacto da pluma de Tristão da Cunha na base da litosfera. Entretanto, dados paleomagnéticos e datações radiométricas vêm se contrapondo a esses modelos. Ernesto et al. (2002) defendem que o motivo do magmatismo esteja relacionado a anomalias térmicas do manto profundo, cuja existência tem sido comprovada por tomografia sísmica e anomalias do geóide. Apesar da grande quantidade de informações já acumuladas sobre a Província Paraná-Etendeka, o conhecimento sobre essa atividade ígnea ainda é restrito. Portanto, estudos mais detalhados, envolvendo diversas metodologias, são necessários. 13

23 2.3 - Enxame de Diques de Ponta Grossa O Enxame de Diques de Ponta Grossa é a feição magmática mais significativa do arco de Ponta Grossa e adquiriu sua configuração durante o Cretáceo Inferior (Figura 2.2). O magma basáltico intrudiu no embasamento cristalino de idade Pré-Devoniana (Piccirillo & Melfi, 1988) por meio de fraturas e falhas de distensão transversais às estruturas do embasamento sob a forma, principalmente, de diques (Almeida, 1986). Estes diques distribuem-se desde a região costeira Atlântica até as bordas dos derrames da Província Paraná-Etendeka, cortando, tanto o embasamento cristalino da Bacia do Paraná, como, também, suas rochas sedimentares Paleozóicas (principalmente a Formação Itararé e o Grupo Passa Dois). Piccirillo et al. (1990) sugerem que a colocação desses corpos intrusivos tenha ocorrido nas fases primárias do rifteamento. Os diques são alinhados preferencialmente na direção NW-SE e, subordinadamente, a NE-SW. Estas intrusões podem chegar a ter mais de 100 km de extensão e até centenas de metros de espessura (Marini et al., 1967; Almeida, 1986). Com base na espessura dos diques, estima-se que a intrusão destes corpos hipoabissais tenha causado uma distensão crustal mínima de 3 km na região do Arco de Ponta Grossa (Pinese, 1989). Segundo Piccirillo et al. (1990), o Enxame de Diques de Ponta Grossa é representado por rochas básicas e, mais raramente, por ácidas. Estas rochas são afíricas a porfiríticas e sua granulometria varia de muito fina (<0,3 mm) a média (~1 mm). Uma grande variação no tamanho dos grãos (0,1-5 mm) foi encontrada na área entre a parte central e margens de diques mais espessos. As rochas básicas são caracterizadas por apresentarem textura subofítica. Os minerais encontrados nestas rochas são plagioclásio (An ), augita (Wo Fs ), pigeonita (Wo 7-11 Fs ), titanomagnetita e, subordinadamente, ilmenita. Quando presentes, as raras olivinas estão alteradas. Grãos de anfilóbio e biotita são raros, enquanto apatita é um mineral acessório comum. Em contrapartida, Renne et al. (1996b) relata que estes diques são faneríticos apresentando granulometria variando entre média e grossa. Estes autores observam texturas ofíticas ou subofíticas definidas por grãos de plagioclásio e clinopiroxênio. O anfibólio encontrado é a hornblenda, a qual é produto de alteração do clinopiroxênio. Os minerais acessórios comuns são óxidos de Fe-Ti, apatita, além de quartzo intersticial. Dados geoquímicos mostram que os diques do Arco de Ponta Grossa são composicionalmente semelhantes aos derrames do tipo Paranapanema (alto-tio 2 ) da Província Paraná-Etendeka. Diques semelhantes aos derrames do tipo Gramado e Esmeralda ocorrem, subordinadamente, neste enxame (Piccirillo et al., 1988, 1990; Marques, 2001). Piccirillo et al. (1990) sugerem que a geração dos diferentes grupos de diques no enxame pode estar associada a diferentes graus de fusão parcial de um manto peridotítico, sendo 9% e 20% de fusão para os toleítos de alto e baixo-tio 2, respectivamente. Dados químicos e isotópicos revelam que componentes astenosféricos não foram significantes na gênese desses 14

24 diques e que os mesmos podem ser considerados pouco afetados por processos de contaminação crustal (Marques & Ernesto, 2004). Os diques do Enxame de Ponta Grossa têm idades entre 131 e 129 Ma ( 40 Ar/ 39 Ar), sendo temporalmente correlacionáveis aos derrames basálticos da Província Paraná-Etendeka (137 a 127 Ma; Turner et al., 1994). Entretanto, idades próximas a 120 Ma são observadas em diques próximos à margem continental (Turner et al, op.cit.; Renne et al., 1996b). Esses dados reforçam a hipótese proposta por Piccirillo et al. (1990) que sugerem que os diques foram os alimentadores dos derrames da subprovíncia norte, dos quais não há afloramentos remanescentes devido à erosão posterior Enxame de Diques de Florianópolis O Enxame de Diques de Florianópolis ocorre na ilha de Santa Catarina e na área continental adjacente (Figura 2.2). Estes diques cortam seqüências de derrames da Província Paraná-Etendeka e granitos do Ciclo Brasiliano que constituem o embasamento cristalino da referida ilha (Tomazzoli, 2007). Estes corpos intrusivos possuem espessuras que variam entre 10 cm e 70 m, sendo mais comuns espessuras entre 0,5 cm e 10 m. Os diques são subverticais, orientados preferencialmente segundo direções N30-55 E e, subordinadamente, N15-45 W. Localmente, truncamentos entre diques com direção NW e NE são observados. Tal fato evidencia a idade mais antiga para os diques orientados segundo direções NE. Cerca de 90% do enxame é composto essencialmente por diques básicos com altos teores de TiO 2 (TiO 2 >3%). Estas rochas são representadas por andesi-basaltos toleíticos, com subordinados lati-andesitos, lati-basaltos e latitos. Subordinadamente, diques apresentando baixos teores de TiO 2 (TiO 2 <2%) compõem cerca de 10% do enxame, podendo ser representados por basaltos toleíticos, andesi-basaltos toleíticos e andesitos toleíticos. Segundo Marques & Ernesto, 2004, a correlação entre a composição química com a orientação desses diques não é possível. Os diques de Florianópolis são similares geoquimicamente aos derrames basálticos de Paraná- Etendeka e aos diabásios do Enxame de Diques de Ponta Grossa. Os diques de baixo-tio 2 possuem características geoquímicas semelhantes às dos derrames do tipo Gramado e Esmeralda, enquanto os litotipos de alto-tio 2 deste enxame são semelhantes aos derrames do tipo Urubici. Em menor quantidade, diques semelhantes quimicamente aos derrames do tipo Pitanga (alto-tio 2 ) foram identificados (Marques & Ernesto, 2004). No entanto, estes diques apresentam maior enriquecimento em elementos incompatíveis com grande raio iônico. Tal característica denota a ocorrência de processos de contaminação crustal dos magmas que originaram estas rochas, mascarando, assim, as características geoquímicas originais das mesmas (Marques & Ernesto, op.cit.). 15

25 Estudos preliminares, com base em dados isotópicos de Pb, sugerem o envolvimento de um componente mantélico altamente enriquecido em Pb radiogênico (tipo HIMU) na gênese dos magmas de uma parte dos diques de alto-tio 2 do Enxame de Diques de Florianópolis (Marques et al., 2003). O Enxame de Diques de Florianópolis foi formado a cerca de 128,3±0,5 e 119,0±0,9 Ma ( 40 Ar/ 39 Ar) (Raposo et al., 1998; Deckart et al., 1998). O pico do magmatismo nesse enxame ocorreu nos intervalos de Ma e de Ma. Entretanto, dados paleomagnéticos indicam que grande parte dos diques estudados situam-se no intervalo mais recente. Desta forma, estes diques estão, provavelmente, associados à distensão crustal nos estágios finais que antecederam a formação de crosta oceânica nessa latitude (Marques & Ernesto, 2004) Enxame de Diques Toleíticos da Serra do Mar O Enxame de Diques da Serra do Mar ocorre na região costeira de Santos, Rio de Janeiro e Espírito Santo (Comin-Chiaramonti et al., 1983; Hawkesworth et al., 1992; Garda, 1995; Valente, 1997) (Figura 2.2). Este enxame estende-se para o interior, onde alcança o Vale do Paraíba. No geral, os diques são subverticais, com orientação preferencial N50-65 E (N40-50 E) paralelos às estruturas do embasamento (Almeida, 1986). Contudo, 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 direção predominante para NNW em sua porção norte e, subordinadamente, NS e NNE nas áreas restantes (Guedes, 2007). As espessuras encontradas nos diques do enxame variam de 0,3 a 100 m, sendo mais comuns espessuras menores que 50 m. Estas estruturas são extensas, podendo atingir valores superiores a 15 km. 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). Granitóides e gnaisses na facies transicional anfibolito/granulito da porção central da Faixa Ribeira (Comin-Chiaramonti et al., 1983), de idade Neoproterozóico/Cambro-Ordoviciano (Heilbron et al., 2004) compreendem as rochas encaixantes deste enxame. Esses diques estão associados à fragmentação do Gondwana no Cretáceo Inferior (ca. 132Ma; Turner et al., 1994), muito embora, mais recentemente, idades mais antigas ( Ma) tenham sido publicadas (Guedes et al., 2005). A fase principal da intrusão do Enxame de Diques da Serra do Mar ocorreu entre 133 e 129 Ma (rocha total e plagioclásio, 40 Ar/ 39 Ar; Turner et al., op. cit.; Deckart et al., 1998), coincidente com as intrusões do Arco de Ponta Grossa. Idades entre 125 e 120 Ma ( 40 Ar/ 39 Ar) também são encontradas nos diques da Serra do Mar (Rennè et al., 1993). 16

26 O Enxame de Diques da Serra do Mar é composto predominantemente por andesi-basaltos, latibasaltos e aqueles do limite andesi-basaltos/latibasaltos. Entretanto, corpos mais diferenciados foram identificados no litoral norte de São Paulo (Bellieni et al., 1990). Dados petrográficos, geoquímicos e mineralógicos mostram que estes diques apresentam um caráter transicional com afinidade toleítica (Valente, 1997; Corval, 2005; Dutra, 2006). Estudos litogeoquímicos mostram que o enxame compreende essencialmente uma suíte de alto-tio 2 (Valente et al., 1998), com altas concentrações de P, Zr, Ba, Sr e Rb. Subordinadamente, duas suítes de baixo-tio 2 (Monteiro & Valente, 2003; Dutra, 2006) ocorrem no enxame. Essas duas suítes foram discriminadas em base geoquímica (Monteiro & Valente, op. cit.). Uma delas, denominada suíte Costa Azul (Dutra, op. cit.), 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). Alguns dados recentes de campo, petrográficos e litogeoquímicos das diferentes suítes serão apresentados a seguir. A porção ocidental do enxame é composta por basaltos/diabásios a andesi-basaltos subalcalinos, toleíticos de alto-tio 2. A orientação preferencial desses diques varia de NNW a NNW/NNE a norte e sul da Bacia de Resende, respectivamente. Em campo, esses diques têm espessuras métricas a decamétricas e extensões que podem chegar a quilômetros. Os contatos com as rochas encaixantes são bruscos e xenólitos são raramente encontrados. Texturas equigranulares e porfiríticas são frequentemente observadas nestes diabásios. A mineralogia comumente inclui augita, plagioclásio, ilmenita e, em menor quantidade, quartzo, apatita e biotita. Os minerais secundários presentes nestes litotipos são clorita, uralita e anfibólios (Guedes et al., 2005). Os diabásios de alto-tio 2, localizados na porção centro-norte do enxame, têm coloração preta-esverdeada, granulometria, em geral, variando de fina a média (bordas dos diques), e eventualmente grossa nas porções centrais de diques mais espessos. As espessuras desses diques são geralmente de dezenas de metros, enquanto que suas extensões podem variar de 7 a 30 km, aproximadamente (Valente, 1997; Corval, 2005). Os diques desta região são orientados segundo direção preferencial NE-SW e, subordinadamente, NW-SE. Granitos e gnaisses migmatíticos podem ser reconhecidos como rochas encaixantes, ocorrendo inclusive, como xenólitos em alguns diques. Esfoliação esferoidal e fraturas, bem como Intrusões compostas de basalto e fonolito, são observadas na suíte de alto-tio 2 do Enxame de Diques da Serra do Mar na área do Rio de Janeiro (Valente, op. cit.; Corval, op. cit.). Petrograficamente, os basaltos toleíticos de alto-tio 2 são compostos essencialmente por plagioclásio e augita (muito raramente, pigeonita). Minerais acessórios incluem quartzo, minerais opacos e apatita. Minerais secundários 17

27 comuns são biotita e uralita, bem como a saussurita sobre grãos de plagioclásio. Texturas holocristalina, inequigranular, intergranular e intersertal são predominantes nestes diques, enquanto texturas poiquilítica, porfirítica e mirmequítica são vistas localmente (Corval, op. cit.). Valente (1997) e Corval (2005) mostraram que a predominante suíte de alto-tio 2 que ocorre na porção centro-norte do Enxame de Diques da Serra do Mar evoluiu por AFC (Assimilation and Fractional Crystalisation) sem mudança de assembléia fracionante. As razões La/Yb (N) e La/Nb (N) da amostra parental, maior do que a unidade, indica, pelo menos, uma contribuição do manto litosférico subcontinental na geração dos basaltos da referida suíte. Estudos comparativos (Valente, 1997; Corval, op.cit.) mostraram que os basaltos de alto-tio 2 do Enxame de Diques da Serra do Mar estão predominantemente associados à suíte Urubici (Peate et al., 1992) da Província Paraná-Etendeka. Vale ressaltar, porém, que a ocorrência de amostras de diabásios com mesmo grau de evolução e razões La/Yb muito diferentes dentro da suíte de alto-tio 2 do Enxame de Diques da Serra do Mar sugere a existência de mais que uma suíte deste tipo. Finalmente, testes realizados com modelos de fusão parcial de equilíbrio modal (Wood & Fraser, 1976) revelaram que os basaltos toleíticos destas suítes alto-tio 2 foram gerados a partir de fontes enriquecidas com distintas razões La/Yb (Corval, op.cit.). No campo, os diabásios da suíte Serrana têm coloração preta, granulometria variando de fina a média (bordas dos diques) até grossa nas porções centrais de diques mais espessos. Estas intrusões apresentam espessuras centimétricas a métricas, enquanto suas extensões podem chegar a dezenas de quilômetros. Os diques são orientadas segundo direção preferencial NE-SW. Granitos e gnaisses migmatíticos são as rochas encaixantes mais comuns destes diques toleíticos, e fragmentos daquelas são eventualmente observados (Corval, 2005). De modo geral, as texturas predominantes são holocristalina, inequigranular, intergranular e intersertal. Localmente, texturas poiquilítica e mirmequítica foram observadas. Os basaltos da suíte Serrana, em geral, são compostos essencialmente por plagioclásio e dois clinopiroxênios (augita e pigeonita). Minerais acessórios incluem quartzo, minerais opacos e apatita. Minerais secundários comuns são biotita e uralita, bem como a saussurita sobre grãos de plagioclásio (Corval et al., 2003). As concentrações de elementos maiores e as razões entre elementos traços incompatíveis indicam cristalização fracionada com mudança de assembléia de fracionante como processo evolutivo mais provável para as rochas basálticas da suíte Serrana (Corval, 2005). A Suíte Costa Azul é composta por diques de basaltos toleíticos de baixo-tio 2 (Dutra, 2006) com direções, preferencialmente, NE-SW, subordinadamente, NNE-SSW e mais raramente, NW-SE, e formas intrusivas variáveis. As espessuras desses diques varia de 0,40 m a 150 m, sendo mais comuns valores entre 2 e 4 m. Diáclases, margens resfriadas e contatos bruscos com as rochas encaixantes são comumente vistos nos diabásios da Suíte Costa Azul. Estrias, denotando um componente transcorrente, usualmente 18

28 destral são marcadas pelo crescimento de calcita e piritas. Os basaltos são constituídos, essencialmente, de plagioclásio, augita e/ou pigeonita, com olivina corroída, minerais opacos e apatita como minerais acessórios; e biotita, bowlingita, idingisita, uralita e saussurita como minerais secundários (Dutra, op.cit.). Os basaltos apresentam, predominantemente, texturas holocristalina a hipocristalina, inequigranular, intergranular e intersetal, e localmente, textura poiquilítica. Textura porfirítica também ocorre nestes diabásios. As rochas da suíte Costa Azul evoluíram por 42% de cristalização fracionada sem mudança de uma assembléia fracionante composta por 15% de olivina, 40% de augita e 45% de plagioclásio (Dutra, 2006). As razões La/Yb (N) e La/Nb (N) das amostras parentais das suítes Costa Azul e Serrana maiores do que a unidade indicam pelo menos uma contribuição do manto litosférico subcontinental na geração dos basaltos da suíte Costa Azul (Corval, 2005; Dutra, op.cit.). É importante ressaltar que os estudos petrogenéticos supracitados e a geração de novos dados isotópicos têm permitido a elaboração de modelos geodinâmicos (Dutra et al., 2006a; Valente et al., 2007) para o Enxame de Diques da Serra do Mar. Com base nos modelos de mistura binária (Dutra, 2006) e nos dados Sr-Nd (Dutra et al., 2006a), Dutra et al. (2006b) propuseram um modelo geodinâmico para os basaltos de baixo-tio 2 da suíte Costa Azul. O cenário geodinâmico apresentado envolve a delaminação do manto litosférico subcontinental que deve ter sido englobado por células convectivas ascendentes do manto sublifosférico subjacente em níveis astenosféricos pouco profundos durante um estágio avançado de rifteamento do supercontinente Gondwana. Mais recentemente, Valente et al. (2007) propuseram uma modelagem petrogenética envolvendo a possibilidade da interação de componentes do tipo pluma e do manto litosférico subcontinental na geração dos basaltos toleíticos de alto-tio 2 do Enxame de Diques da Serra do Mar, aflorantes na porção centro-norte do Estado do Rio de Janeiro. Os modelos petrogenéticos e geodinâmicos que consideram a contribuição de componentes do tipo pluma na geração das rochas basálticas toleíticas do Enxame de Diques da Serra do Mar ainda geram muita controvérsia. Marques et al. (1999) propõem que a pluma de Tristão da Cunha poderia ter contribuído apenas como fonte de calor para a fusão do manto litosférico subcontinental. Mais recentemente, os trabalhos de Marques et al. (2003; 2005) apresentaram novas reconstruções paleomagnéticas revelando que, tanto a pluma de Tristão da Cunha, como a de Trindade-Martim Vaz, (Gibson et al., 1995; Gibson et al., 1997) geralmente evocadas como participantes no processo gerador do magmatismo Mesozóico do Sudeste do Brasil, não estiveram em posições favoráveis, relativamente à Placa Sul-Americana, para que pudessem ter sido responsáveis por esse magmatismo, seja na forma de suprimento de calor ou massa. 19

29 2.6 Basaltos das bacias de rifte As bacias de Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo ocupam, atualmente, a planície costeira, a plataforma continental e o talude da porção oeste do Oceano Atlântico-Sul (Chang et al., 1988; 1990). Estas bacias são denominadas bacias de margem passiva, em função do seu processo evolutivo, o qual envolveu extensão crustal ortogonal (Chang et al., 1992) que resultou na quebra do Supercontinente Gondwana Oeste. Este processo de extensão crustal ortogonal estaria possivelmente associado à passagem da litosfera subcontinental sobre a pluma de Tristão da Cunha durante o Neocomiano (c.a Ma.) (Thomaz Filho et al., 2000; Mohriak et al, 2002). Muitas das informações sobre as mesmas são obtidas através da análise de testemunhos de sondagens obtidos devido à prospecção de hidrocarbonetos. O processo de rifteamento que, do Neoproterozóico ao Eocretáceo, deu origem ao Oceano Atlântico- Sul, foi marcado por inúmeros eventos magmáticos, especialmente registrados nas bacias marginais brasileiras. Soleiras, diques e derrames são as três formas mais comuns deste magmatismo. Um soerguimento dômico, anterior ao rifteamento, ocorreu na região Sudeste do Brasil entre o final do Permiano e o Triássico. Esse soerguimento gerou uma identidade genética entre os derrames de basalto toleítico da Formação Serra Geral e o embasamento basáltico Neojurássico e Eocretáceo das Bacias de Campos e Santos (Mizusaki et al., 2004). A Bacia de Pelotas é a mais meridional das bacias brasileiras. A Bacia de Santos é limitada, a sul, pelo Alto Estrutural de Florianópolis e, a norte, pelo Alto de Cabo Frio. Já a Bacia do Espírito Santo situa-se na costa norte do Estado do Rio de Janeiro e sul do Estado do Espírito Santo, sendo limitada a norte e a sul pelos Altos de Vitória e de Cabo Frio, respectivamente. Dados obtidos por meio de interpretação de linhas sísmicas mostram que os derrames basálticos da Formação Imbituba, na porção submersa da Bacia de Pelotas, são inclinados no sentido do mar (Mizusaki et al., 2004). Já os basaltos da Formação Camboriú (Pereira & Feijó, 1994) ocorrem numa grande extensão do assoalho da Bacia de Santos. Na Bacia de Campos, o embasamento econômico é representado por uma seqüência de basaltos toleíticos intercalados com rochas vulcanoclásticas e sedimentares, denominados de Formação Cabiúnas (Dias et al., 1994). O magmatismo nesta última bacia é do tipo fissural, com fases subaéreas e subaquosas rasas (Mizusaki et al., op cit.). Os basaltos de Campos constituem uma suíte exclusivamente de baixo-tio 2 (Lobo, 2007) enquanto que basaltos de baixo-tio 2 e alto-tio 2 são encontrados em Pelotas (Lobo, op.cit.) e no Espírito Santo (Mohriak et al., 2002). Os basaltos de Campos evoluíram por AFC enquanto que os basaltos de alto-tio 2 de Pelotas evoluíram por cristalização fracionada sem contaminação concomitante (Lobo, 2007). Processos evolutivos para os basaltos de baixo-tio 2 de Pelotas e para os basaltos de Santos não foram propostos dada 20

30 a escassez de amostras. Fontes astenosféricas parecem constituir o principal componente gerador dos basaltos das bacias de rifte em Campos e Pelotas (Misuzaki et al., 1992; Lobo, op.cit.), embora estudos ainda sejam inconclusivos com relação aos basaltos do Espírito Santo e Santos (Fodor, 1987; Mohriak et al., 2002) Datações pelo método K/Ar, efetuadas em amostras de basalto da Bacia de Pelotas, indicaram idade de 124±8,6 Ma (Dias et al., 1994). Assim, esses derrames da Formação Imbituba são, provavelmente, síncronos aos derrames da Formação Serra Geral, da Bacia do Paraná. Idades de 121±11 Ma (K/Ar) foram obtidos nos basaltos eocretáceos da Formação Camboriú na Bacia de Santos. Entretanto, Fodor et al. (1983/84) realizaram estudos geoquímicos e geocronológicos (rocha total; K-Ar) para estes basaltos, obtendo idades 138,1±3,5 Ma para os basaltos de Santos. Vale ressaltar que inúmeros diques de diabásio, orientados no sentido NE, com idades equivalentes àquelas da Formação Serra Geral, ocorrem na região litorânea, entre Ubatuba e Caraguatatuba (Mizusaki et al., 2004). Idades K-Ar entre 122±5 Ma e 134±4 Ma (Mizusaki, 1986) foram obtidas para a Bacia de Campos. Entretanto, um segundo evento magmático de ocorrência restrita, com idade de 81±5 Ma, ocorreu na mesma bacia. É importante ressaltar que uma nova manifestação vulcânica ocorreu na área limite entre as bacias de Campos e Santos durante o Paleoceno e Eoceno Inferior/Médio (Mizusaki et al., 2004). Segundo Mizusaki et al, (2004), o Alto de Cabo Frio é caracterizado pela associação de rochas magmáticas e vulcano-sedimentares. Os eventos magmáticos da região podem ser individualizados em três seqüências com diferentes idades. A primeira seqüência, de idade eocretácea, compreende os basaltos da Formação Cabiúnas. Esta Formação pode ser correlacionada com a Formação Serra Geral da Bacia do Paraná e com a Formação Camboriú da Bacia de Santos. A segunda seqüência tem idade campanianaturoniana e é pouco representativa. Já a terceira, de idade K-Ar entre 40 e 50 Ma (Paleoceno Superior/Eoceno) é representado por basaltos, diabásios e rochas vulcanoclásticas (Mizusaki & Mohriak, 1993). Este terceiro evento relaciona-se a vulcanismo de conduto central (vulcões) e rochas de composição levemente alcalina. Estudos radiométricos sugerem que o rifteamento do paleocontinente Gondwana se propagou de SW para NE e que uma intensa atividade magmática, com idades de 130 Ma (K/Ar), esteve associado a esse processo, o qual foi responsável pela formação do Atlântico-Sul. Ainda de acordo com esses estudos, um evento magmático de caráter básico, com idades ao redor de 90 Ma, ocorreu nestas bacias como resultado da separação definitiva entre o Brasil e a África (Mizusaki et al., 2004). Finalmente, rochas com idades mais jovens que 80 Ma vêm sendo encontradas nestas bacias. O magmatismo gerador dessas rochas é do tipo alcalino. Segundo Mizusaki et al. (2002), essas rochas mais jovens são produtos de hot spots, os quais são considerados resíduos de grandes plumas mantélicas, cuja evolução teria induzido a quebra do Gondwana. 21

31 Segundo Fodor & Vetter (1984), as razões de elementos traços dos basaltos da margem sudeste do Brasil estão associados à derivação a partir de uma fonte mantélica heterogênea com variáveis proporções de misturas de materiais de manto empobrecido (N-MORB) e do tipo pluma (P-MORB, p.ex: Tristão da Cunha). Em contrapartida, Mizusaki et. al. (1992) sugerem que a fonte geradora do vulcanismo em Campos foi predominantemente astenosférica, sem contribuição litosférica substancial (p.ex: fonte fértil, amostra parental com La/Ybn = 0,97), possivelmente do tipo pluma. Já em Pelotas, a fonte da suíte de alto-tio 2 é do tipo enriquecida com pelo menos alguma contribuição litosférica (Mizusaki et al., 2004) Petrografia de basaltos Nesta monografia, a classificação dos aspectos composicionais e texturais, bem como discriminantes entre tipos de basaltos, foi feita com base nos critérios petrográficos apresentados em Mackenzie et al. (1982). Por definição geral, os basaltos são rochas ígneas, máficas e apresentam granulometria fina. Diabásio e gabro são as rochas equivalentes dos basaltos em ambientes hipoabissal e plutônico, respectivamente. Estas rochas têm sua matriz composta essencialmente por minerais de augita, labradorita ou bytownita e minerais opacos (titanomagnetita e/ou ilmenita). Olivina, quartzo e piroxênios pobres em cálcio (pigeonita ou ortopiroxênio) são os minerais acessórios presentes. Vale ressaltar que todos estes minerais podem ocorrer como fenocristais ou microfenocristais (Figura 2.3). Os basaltos podem ser formados em ambientes distintos e apresentar variações composicionais que refletem diretamente na mineralogia dos mesmos. Os basaltos alcalinos (ou álcali-olivina basaltos) contêm augita, que frequentemente apresenta coloração violeta, além de olivina na matriz ou sob a forma de fenocristais. Nefelina, analcita e ácali-feldspatos podem estar presentes. Menos de 10% dos feldspatos são do tipo alcalino, enquanto piroxênios pobres em cálcio são ausentes. A presença de vidro na matriz é rara. Entretanto, texturas intergranular ou subofítica são comuns nestes litotipos. Os basaltos toleíticos apresentam augita e piroxênios pobres em cálcio (pigeonita e/ou hiperstênio) em coexistência (Figura 2.4). A olivina pode estar ausente ou presente em pequenas quantidades (menores que 5% do volume) somente sob a forma de fenocristais (Figura 2.5). As texturas intergranular ou subofítica, assim como intersertal (com vidro marrom ou devitrificado) são comuns nestes toleítos. Vale ressaltar que textura gráfica (intercrescimento de quartzo e álcali-feldspato) e mirmequítica (intercrescimento de quartzo e plagioclásio) podem ocorrer como resultado de um resfriamento lento (Figura 2.6). 22

32 Plagioclásio Olivina Augita Figura 2.3: Pórfiros de olivina, plagioclásio e augita em basalto. Nicóis cruzados. Lâmina RJ-17A. (Corval, 2005). 1 mm Pigeonita Augita 2 mm Figura 2.4: Pigeonita fraturada coexistindo com augita uralitizada em basalto Nicóis paralelos. Lâmina P-14A. (Corval, 2005). 23

33 1mm Figura 2.5: Fenocristal de olivina euédrica exibindo minerais de alteração nas fraturas (bowlingita e idingisita). Nicóis paralelos. Lâmina CF-TD-03e. (Dutra, 2006). Mirmequita 1 mm Figura 2.6: Textura mirmequítica em basalto de baixo-tio 2. Nicóis cruzados. Lâmina SMM-B-29. (Corval, 2005) Os basaltos do tipo olivina toleíto são aqueles que apresentam certas características dos toleítos e dos álcali-olivina basaltos. Estes litotipos são caracterizados pela ausência dos piroxênios pobres em cálcio, 24

34 nefelina e analcita. Vidro intersticial, olivina essencial (excedendo 5% do volume), tanto na matriz como em fenocristais e augita com teores não muito elevados de titânio e cálcio estão presentes nestas rochas. As rochas basálticas da área estudada foram descritas com base nos critérios petrográficos apresentados em Mackenzie et al. (1982). Assim, sete tipos principais de texturas, típicas de basaltos, serviram ao estudo petrográfico, quais sejam: seriada, porfirítica, glomeroporfirítica, poiquilítica, ofítica, subofítica e intersticial (intersertal e intergranular). Algumas vezes, em uma mesma seção, pode-se observar mais de uma dessas texturas ocorrendo concomitantemente. A textura seriada é caracterizada por apresentar grãos que variam de tamanho de forma gradual, ou seja, grãos inseridos em todos os intervalos de tamanhos são encontrados na rocha. A textura porfirítica é aquela em que os grãos maiores (fenocristais) se destacam em uma matriz de granulometria mais fina. Algumas vezes, os fenocristais se agregam ou aglomeram gerando uma textura chamada de glomeroporfirítica (Figura 2.7). A textura poiquilítica ocorre quando um grão mineral (hospedeiro) envolve pequenos e numerosos grãos menores de outros minerais (inclusões) que são preferencialmente orientados e, em geral, mas não necessariamente, distribuídos uniformemente. Quando estas inclusões são alongadas, total ou parcialmente envolvidas pela hospedeira, chama-se de textura ofítica. Entretanto, alguns petrógrafos definem textura subofítica aquelas em que as inclusões estão parcialmente inclusas pela hospedeira (Figura 2.8). Vale ressaltar que textura ofítica e subofítica são variações da textura poiquilítica. Finalmente, a textura intersticial está relacionada com o material que ocupa os interstícios dos grãos e, dessa forma, pode ser dividida em intergranular e intersertal. A textura intergranular é aquela em que os interstícios dos grãos são preenchidos por um ou mais grãos de outros minerais (Figura 2.9). Na textura intersertal, os interstícios são preenchidos por material vítreo, ou grãos misturados a vidro (Figura 2.10). 25

35 1mm Figura 2.7: Textura glomeroporfirítica, dada pelo agrupamento dos fenocristais de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina AR-TD-04. (Dutra, 2006). 1mm Figura 2.8: Textura subofítica com inclusão parcial de grãos de plagioclásio, preferencialmente colunares subédricos a euédricos, em cristais de augita. O retângulo amarelo mostra a augita subofítica. Nicóis cruzados. Lâmina CF-TD-06b. (Dutra, 2006). 26

36 1mm Figura 2.9: Textura intergranular, onde grãos de augita anédricos (seta) ocupam os interstícios de grãos de plagioclásio subédricos. Nicóis cruzados. Lâmina SQ-TD-01b. (Dutra,2006). 1mm Figura 2.10: Textura intersertal, onde vidro vulcânico alterado (cor de interferência marrom) encontra-se nos interstícios de grãos de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina SQ-TD-01e. (Dutra, 2006). 27

37 Outras texturas, relacionadas ao grau de cristalinidade, também podem ser identificadas em rochas basálticas. Litotipos holohialinos são aqueles em que todo o material existente na rocha é vítreo. Em contrapartida, litotipos em que não existe vidro, ou seja, toda a textura da rocha é cristalina, são denominados de holocristalinos. A coexistência de vidro e cristal é uma característica muito comum nos basaltos. Assim sendo, as rochas são denominadas hipocristalinas quando a textura cristalina é predominante, enquanto a predominância de material vítreo é denominada de textura hipohialina. Os grãos foram classificados, quanto à forma, como euédricos (cristais com todas as faces bem definidas), subédricos (cristais com poucas faces bem definidas) ou anédricos (cristais sem faces definidas). Os seguintes hábitos principais foram identificados: tabular, lamelar, colunar (ou prismático) e acicular. A classificação granulométrica adotada foi a seguinte: fina (<1mm), média (1-3mm) e grossa (>3mm). A identificação e análise semi-quantitativa da assembléia de fenocristais foram feitas para as rochas porfiríticas. Nestes casos, a classificação granulométrica e textural foi feita, separadamente, para os fenocristais e para os minerais constituintes da matriz, utilizando-se os mesmos critérios da classificação acima. 28

38 Capítulo 3: Estudos dos lineamentos 3.1 Introdução Lineamentos são feições da superfície do Globo Terrestre, mapeáveis, simples ou compostas, de traços retilíneos ou suavemente curvos, que diferem de feições adjacentes e presumivelmente refletem um fenômeno de subsuperfície (O Leary et. al., 1976 in Queiroz et.al., 2000). Diques estão relacionados a descontinuidades do substrato e, em geral, podem estar associados a grandes lineamentos (haja vista a sua forma intrusiva tabular e, muitas vezes, também regular). O objetivo desta primeira etapa do trabalho foi gerar um mapa geológico esquemático do Enxame de Diques da Serra do Mar na porção nordeste da Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro (Anexo I) para que, posteriormente, as possíveis correlações entre a ocorrência dos diabásios e os lineamentos identificados fossem feitas. A identificação de alguma relação entre estas estruturas, na escala utilizada, poderia auxiliar na identificação de afloramentos na área de ocorrência desses diques e, dessa forma, otimizar os trabalhos de campo. Deste modo, a utilização de imagens orbitais foi necessária para a realização desta etapa do trabalho. 3.2 Materiais e Métodos O método de pesquisa adotada para esta primeira etapa do trabalho foi: (1) obtenção das imagens de satélite; (2) delimitação da área de estudo; (3) identificação e classificação de lineamentos; (4) geração de um mapa esquemático de lineamentos; (5) sobreposição dos lineamentos a um mapa geológico. Estas etapas possibilitaram a elaboração de um mapa geológico esquemático do Enxame de Diques da Serra do Mar na porção nordeste da Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro (Anexo I). O método geral aplicado nesta etapa do trabalho é descrita a seguir e sintetizada na Figura 3.1. As imagens utilizadas foram geradas pelo satélite sino-brasileiro de recursos terrestres (CBERS 2), banda espectral 5 (pancromática) com comprimento de onda variando de µm (equivalente à banda 8 em escala de cinza do satélite Landsat 7 ETM+) e uma câmera de CCD (charge-coupled device) (Tabela 3.1). Estas imagens são facilmente obtidas através do site do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE) (Figura 3.2). 29

39 Obtenção das imagens de satélite Delimitação da área de estudo Geração de um mapa de lineamentos Compilação de mapa geológico Identificação de classificação de lineamentos GERAÇÃO DE UM MAPA GEOLÓGICO ESQUEMÁTICO Trabalho com mapas topográficos Figura 3.1: Fluxograma mostrando a metodologia geral aplicada na etapa de elaboração do mapa preliminar. Estas imagens foram utilizadas na construção de um mosaico que foi tratado e reformulado com o auxílio de softwares gráficos (Figura 3.3). A delimitação da área de estudo foi feita com auxílio de softwares gráficos e mapas geológicos que continham coordenadas e drenagens (Figura 3.4). Um mapa esquemático de lineamentos (Figura 3.5) foi gerado com base nas imagens. Neste mapa, os lineamentos foram identificados e classificados, conforme será descrito no item 3.3. Tabela 3.1: Informações gerais sobre a Câmera CCD. Modificado de Cuellar (2003). Câmera CCD Resolução espacial (Nadir) 19.5 m Largura da faixa 113 (Nadir) a 170 Km (32º) Bandas espectrais µm (pan) µm µm µm µm Campo de visada 8.3 Apontamento do espelho +/- 32 Resolução temporal 26 dias ou 3 com visada lat. 30

40 Figura 3.2: Exemplo de imagem de sensoriamento remoto (CBERS 2 CCD, bandas 5, utilizada neste trabalho. Figura 3.3: Mosaico das imagens de satélite (CBERS 2 CCD, bandas 5; que compreendem a área de estudo. 31

41 Figura 3.4: Área de estudo delimitada. 3.3 Classificação dos lineamentos Dois tipos de lineamentos foram identificados: os positivos e os negativos. Os lineamentos positivos e negativos são aqueles associados a áreas com topografias elevadas e rebaixadas em relação a áreas contíguas, respectivamente. Adicionalmente, estes lineamentos foram subdivididos em regulares e irregulares. O termo regular refere-se a um lineamento positivo ou negativo associado a uma mesma feição geomorfológica ou topográfica sem mudança de orientação. O termo irregular implica mudança de orientação de lineamentos positivos ou negativos associados a uma mesma feição geomorfológica ou topográfica. 32

42 Mapa de lineamentos N Negativos Lineamentos Positivos Irregulares Irregulares 20 Km W E Regulares Regulares S Figura 3.5: Mapa de lineamentos da área de estudo. 33

43 O mapa da Figura 3.5 mostra que os lineamentos regulares positivos e negativos mais extensos têm direção preferencial NE/SW. Entretanto, lineamentos menos extensos de direção NW/SE são vistos em maior quantidade na área de estudo. Subordinadamente, lineamentos de direção E/W e N/S também são observados. Os lineamentos irregulares muitas vezes não seguem um padrão de direção preferencial, ou seja, em alguns locais, não existe predomínio de uma única direção. De um modo geral, os lineamentos irregulares positivos apresentam atitude preferencial NW/SE e, em menor quantidade, NE/SW. Mais raramente, lineamentos com direções E/W e N/S também são vistos. Já os lineamentos irregulares negativos, no geral, têm atitude preferencial NE/SW; Lineamentos NW/SE, N/S e E/W também são vistos. O mapa de lineamentos foi sobreposto ao mapa geológico na tentativa de correlacionar os tipos de lineamentos e os diques já reconhecidos. Como resultado desta etapa, um mapa geológico esquemático do Enxame de Diques da Serra do Mar na porção nordeste da Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro foi produzido (Anexo I). O mapa geológico utilizado foi compilado do cadastro de recursos minerais da área continental do Estado do Rio de Janeiro do Departamento de Recursos Minerais-DRM-RJ (Palermo et al., 2006). Além disso, é importante ressaltar que mapas topográficos, obtidos junto ao IBGE, e geológicos, obtidos junto ao DRM, ambos na escala 1:50.000, foram utilizados para demarcação das estradas que cortam os principais diques locados no mapa mostrado no Anexo I. As estradas secundárias também foram demarcadas, pois, em geral, os sucessivos trabalhos de campo têm evidenciado que as mesmas são locais em que os diques afloram com freqüência. Tal procedimento foi adotado visando à otimização dos trabalhos de campo. 3.4 Lineamentos e diques Os diques mapeados durante o desenvolvimento desta monografia foram plotados no mapa de lineamentos com o intuito de identificar possíveis correlações entre os diques e os lineamentos (Figura 3.6). Nesta segunda etapa do trabalho, buscou-se determinar um padrão para os possíveis lineamentos gerados por estes diques. Conforme visto na Figura 3.6, os dados de sensoriamento remoto mostraram que é difícil relacionar os lineamentos da área de estudo com a ocorrência de diques de basalto. As estruturas geradas pelos diques não impõem nenhum tipo de padrão morfológico que possa ser detectado em escala regional. 34

44 Mapa de lineamentos com diques plotados SMM-SV-1 RN-SV-1 SMM-SV-2 CM-SV-1 TM-SV-1 TM-SV-2 CM-SV-2 TM-SV-3 TM-SV-4 Lineamentos Negativos Positivos N Irregulares Regulares Irregulares Regulares 20 Km W E Diques mapeados S N= 6 Direção preferencial dos diques: N70-80 E Figura3.6: Mapa de lineamentos com diques plotados. 35

45 Capítulo 4: Aspectos de campo 4.1 Generalidades O trabalho de mapeamento permitiu a identificação de nove afloramentos de diques de diabásio, dos quais foram coletadas quatorze amostras, tanto de centro quanto de margem resfriada, para estudos petrográficos. A metodologia utilizada para a descrição dos diques é feita com base nos critérios e itens constantes no banco de dados EDSM do grupo de pesquisa EDSM-rifte, onde todos os dados são, posteriormente, armazenados. A metodologia utilizada prevê a localização do afloramento com descrição de marcos de referência, latitude, longitude e descrição dos aspectos de campo. Espessura, extensão, atitude, presença de margens resfriadas, metassomatismo, enclaves, além da forma de intrusão e de ocorrência, são exemplos de aspectos descritos em campo. Amostras do centro e margens resfriadas dos diques são coletadas e codificadas para posteriores análises petrográficas e litogeoquímicas. Os afloramentos são fotografados em várias escalas e tanto fotografias panorâmicas quanto de detalhe são tiradas. As bases topográficas e/ou geológicas na escala de 1: foram utilizadas, conforme descrito no item 3.1 do capítulo 3. Adicionalmente, a bússola, martelo, marreta e o GPS (para obtenção de coordenadas UTM) também foram utilizados nos trabalhos. O datum adotado foi o WGS Descrição dos diques Os diques mapeados apresentam-se bastante alterados e ocorrem, geralmente, sob a forma de blocos rolados, alinhados e in situ. Entretanto, subordinadamente, alguns pontos estudados apresentam diques ocorrendo sob a forma de afloramentos rochosos. Estes diabásios ocorrem em cortes de estradas pavimentadas e não pavimentadas. Os diques estão orientados segundo um trend preferencial NE-SW. A forma de intrusão mais freqüente destes diques é a retilínea. Os diabásios inalterados têm coloração preto-esverdeado, enquanto o regolito gerado a partir da alteração dos mesmos tem cor vermelho ocre. É importante salientar que este regolito apresenta uma grande quantidade de material argiloso. Esfoliação esferoidal e diáclases são feições peculiares em rochas basálticas e, portanto, muitas vezes serviram de característica diagnóstica para a identificação dos diabásios. Muitos dos afloramentos estudados foram encontrados em estradas secundárias não pavimentadas, embora haja bons afloramentos também nas estradas pavimentadas. De um modo geral, os afloramentos estudados estão situados em áreas de fácil acesso (Figura 4.1). 36

46 Figura 4.1: Afloramento de dique de diabásio sob a forma de blocos rolados (indicados pelas setas brancas) em estrada pavimentada na região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV-4. Os diques mapeados apresentam espessuras variando de dezenas a centenas de metros (Figura 4.2), enquanto suas extensões variam na ordem de centenas a milhares de metros. Conforme citado anteriormente, a direção preferencial destes diques é NE-SW, ou seja, subparalela às estruturas predominantes no Orógeno Ribeira (Capítulo 2). Estes diques afloram gerando feições topográficas positivas de pequeno destaque (Capítulo 3). Entretanto, seus contatos, por representarem zonas de fraqueza, são mais facilmente erodidos, gerando pequenas ravinas (Figura 4.3). Margens resfriadas não são comumente observáveis nos afloramentos dos diabásios porque os contatos são raramente preservados devido ao elevado grau de alteração das rochas. Quando presentes, estas rochas das margens são caracterizadas por uma granulometria mais fina do que a encontrada no centro dos diques (Figura 4.4). Essa diferença de granulometria está diretamente relacionada à existência de gradiente térmico entre o magma e a rocha encaixante e, conseqüentemente, ao tempo de cristalização. Assim, se houver elevado gradiente térmico entre o líquido basáltico e a rocha hospedeira, o material que estiver nas partes mais externas vai perder calor mais rapidamente. Esta perda de calor resulta em diminuição da difusão iônica e conseqüente consolidação do material da margem, enquanto o magma no centro da intrusão permanece líquido e mais quente. Dessa forma, a energia térmica existente nas margens torna-se insuficiente para gerar cristais do tamanho dos que serão gerados no centro dos diques. 37

47 Contato Dique 12m Figura 4.2: Dique espesso na região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV-1. r Figura 4.3: Dique de diabásio na região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV-1. O contato com as rochas encaixantes gera pequenas ravinas (r). 38

48 As amostras coletadas nas partes centrais das intrusões apresentam granulometria média e coloração preto-esverdeado, contrastando fortemente com as amostras que são coletadas das margens resfriadas. As amostras coletadas das margens resfriadas apresentam textura afanítica, ausência de amígdalas e vesículas, coloração preto-esverdeado e aspecto vítreo (Figura 4.4). Não foi possível estabelecer qualquer relação entre as espessuras das margens resfriadas e as espessuras das intrusões. TM-SV-2 TM-SV-3 c c mr mr SMM-SV-1 Figura 4.4: Detalhe da textura do centro (c) e da margem resfriada (mr) em dique de diabásio das regiões de Trajano de Morais e Santa Maria Madalena. Pontos TM-SV-2, SMM-SV-1 e TM-SV-3. Faixas metassomáticas são raramente vistas em campo. O metassomatismo associado a esses diabásios é resultado das altas temperaturas da intrusão e das trocas químicas com a rocha hospedeira, geralmente envolvendo fluidos. Essas alterações implicam em mudanças composicionais e/ou texturais da rocha encaixante. Na área de estudo, o metassomatismo é caracterizado pela variação da cor e da granulometria da rocha encaixante próxima dos contatos (Figura 4.5). Diáclases são estruturas de resfriamento características dos diques observados na área de estudo. As diáclases são produtos do resfriamento relativamente rápido desses diabásios e são caracterizadas por duas direções de fraturas perpendiculares entre si. Muitas das vezes, a direção de uma das fraturas é paralela a subparalela à direção do dique. As diáclases encontradas no centro dos diques apresentam espaçamento métrico (Figura 4.6), mas não ultrapassam poucos centímetros nas margens resfriadas. Estas estruturas facilitam a percolação de água, resultando em processos intempéricos químicos que formam uma capa de alteração de aspecto ferruginoso, possivelmente composta por hidróxidos (Figura 4.7). A associação entre processos intempéricos químicos e físicos resulta na típica esfoliação esferoidal dos diabásios da área de estudo (Figura 4.8). Esfoliação esferoidal, feição comum nos diques da área estudada, é produto do 39

49 intemperismo físico causado pelas mudanças diárias de temperatura. Esta variação de temperatura atua na dilatação e contração dos blocos enfraquecendo as partes mais angulosas dos mesmos. Figura 4.5: Faixa metassomática muito alterada em dique de diabásio da região de Renascença. Ponto RN- SV-1. Figura 4.6: Diáclases (setas duplas) com espaçamento métrico em dique de diabásio da região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV-3. 40

50 SMM-SV-1 TM-SV-1 Figura 4.7: Capa de alteração de aspecto ferruginoso, possivelmente constituída de hidróxidos, em bloco de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Notar que a parte interna do bloco está inalterada. Pontos SMM-SV-1 e TM-SV-1. Figura 4.8: Esfoliação esferoidal em blocos de diabásio da região de Renascença. Ponto RN-SV-1. 41

51 Conforme descrito anteriormente, o processo de intemperismo atuante sobre estes diabásios possibilita a formação de uma espessa camada de regolito. Na área de estudo, a ação intempérica avançada nos diabásios pode resultar num regolito de granulometria fina, areno-argilosa, com coloração variando de ocre a marrom claro (Figura 4.9). A composição areno-argilosa desse regolito é resultado da alteração de plagioclásio e piroxênios para a transformação dos mesmos em minerais mais estáveis nas condições de superfície. Entretanto, a existência deste regolito não caracteriza a presença de diques, a não ser que o mesmo seja encontrado associado a blocos de diabásios (Figura 4.10). Muitas das rochas encaixantes encontravam-se bastante alteradas, dificultando a identificação mineralógica e textural da mesma. Em geral, as rochas encaixantes são gnaisses com texturas e composições variadas. No ponto RN-SV-1 pode-se observar porfiroblastos milimétricos a centimétricos de granada presentes na rocha encaixante (Figura 4.11). A forma intrusiva dos diques é avaliada observando-se a geometria da intrusão dos mesmos. Entretanto, o avançado grau de intemperismo dos diabásios da Região Serrana, bem como suas rochas encaixantes, (Figura 4.12) tornou difícil o estudo de suas formas intrusivas, uma vez que os contatos raramente afloravam. Contato Dique Encaixante Figura 4.9: Regolito de coloração marrom claro resultante da alteração de dique de diabásio da região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV-1. 42

52 r TM-SV-4 TM-SV-1 RN-SV-1 r r Figura 4.10: Exposição de blocos rolados de diabásio (indicados pela seta branca) em meio ao regolito (r) de cor ocre. Pontos TM-SV-1, TM-SV-4 e RN-SV-1. Figura 4.11: Rocha encaixante (biotita-granada-plagioclásio-gnaisse porfiroblástico) de dique de diabásio da região de Renascença. Grãos milimétricos a centimétricos de granada (círculo) constituem os porfiroblastos deste gnaisse. Ponto RN-SV-1. 43

53 Figura 4.12: Rocha encaixante muito alterada na região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV-1. De um modo geral, as formas intrusivas predominantes parecem ser retilíneas, muito embora formas bifurcadas também tenham sido mapeadas (Figura 4.13). Na forma de intrusão retilínea os diques não sofrem mudanças bruscas de direção. Estruturas de fluxo e enclaves não foram observadas nos diques mapeados. As amostras coletadas no campo foram codificadas. Posteriormente, estudos petrográficos foram feitos com base nestas rochas. Todos os dados de campo foram inseridos no banco de dados MSACCESS do Grupo de Pesquisas EDSMrifte (Anexo II). 44

54 Ponto: RN-SV-1 Latitude: Longitude: N Trend do dique: N25E Amostras: RN-SV-1a Contato NW 1 Contato SE 1 Contato NW 2 Contato SE 2 20 m Legenda: Contato inferido do dique E strad a Faixa metassomatisada Diab ásio Bio ti ta-g ranada-plagioclásio -gnaisse po rfiro blástico Diáclases: 50/75 55/77 345/65 325/72 RN-SV-1b RN-SV-1c RN-SV-1d RN-SV-1e Figura 4.13: Desenho de caderneta de campo mostrando forma intrusiva bifurcada observada em dique de diabásio da região de Renascença. Ponto RN-SV-1. 45

55 Capítulo 5: Petrografia Introdução As quatorze amostras de rochas basálticas, pouco alteradas ou inalteradas, coletadas na etapa de campo, foram selecionadas, lavadas em água corrente para eliminar sedimentos e matéria orgânica presentes e, posteriormente, secas ao ar. As amostras foram, então, divididas em duas alíquotas, quais sejam: uma para a laminação, necessária ao estudo petrográfico, e outra para as análises litogeoquímicas. A fração destinada aos estudos petrográficos foi laminada no Laboratório de Preparação de Amostras do Departamento de Geociências da UFRuralRJ, conforme os procedimentos usualmente adotados. As lâminas destes diabásios foram analisadas no Laboratório de Microscopia da UFRuralRJ, sob microscópio de luz transmitida. A descrição e classificação destas rochas foram feitas com base em aspectos composicionais, texturais e estruturais, conforme aqueles já descritos no Capítulo 2 desta monografia. 5.2 Texturas Os diabásios estudados, em geral, apresentam textura holocristalina e, subordinadamente, hipocristalina. Todavia, texturas hipocristalina e hipohialina são usualmente observadas usualmente nas margens resfriadas dos diques. A matriz dos diabásios é equigranular a inequigranular seriada, com granulometria variando de fina (<1mm) a média (1-3mm). Os diabásios coletados no centro dos diques são comumente afíricos, ou seja, não apresentam fenocristais. Pontualmente, grãos corroídos de plagioclásio, com granulometria grossa (>3mm), observados na lâmina TM-SV-3 foram interpretados como possíveis xenocristais. No entanto, microfenocristais de plagioclásio e augita foram observados nas margens resfriadas de alguns diabásios, tanto como grãos isolados, quanto como aglomerados (isto é, glomeropórfiros). Estes glomeropórfiros são monominerálicos, ou seja, ou são compostos somente por grãos de augita, ou por grãos de plagioclásio. Estes microfenocristais e glomeropórfiros apresentam granulometria média e estão circundados por uma matriz equigranular fina (<1mm) (Figura 5.1). 46

56 1 mm Figura 5.1: Fotomicrografia com glomeropórfiros de augita (círculo) em margem resfriada hipocristalina e intersertal de dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1b. Texturas intersticiais são as mais comuns nestas rochas. A textura intersticial pode ser dividida em dois tipos principais, quais sejam intersertal e intergranular, conforme descrito no Capítulo 2. Os diabásios coletados no centro dos diques apresentam textura intergranular, com grãos subédricos de augita preenchendo os interstícios dos grãos de plagioclásio (Figura 5.2). Nas margens resfriadas dos diques a textura é geralmente intersertal, com vidro muito alterado preenchendo os interstícios dos grãos (Figura 5.3). A alteração deste vidro gera um material de coloração marrom-esverdeado. A textura subofítica é muito comum nestes diabásios, geralmente com grãos euédricos a subédricos de plagioclásio parcialmente inclusos em grãos de augita intersticiais. Intercrescimento de quartzo e plagioclásio foi observado em alguns dos diques estudados, caracterizando localmente uma textura mirmequítica (Figura 5.4). 47

57 au au 2 mm Figura 5.2: Fotomicrografia mostrando textura intergranular com grãos subédricos de augita (au) nos interstícios dos grãos de plagioclásio em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Nicóis paralelos. Lâmina SMM-SV-1. 2 mm Figura 5.3 : Textura intersertal, com vidro (marrom escuro) preenchendo os interstícios dos grãos. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1a. 48

58 mq 2 mm Figura 5.4: Fotomicrografia mostrando textura mirmequítica (mq) em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Nicóis cruzados. Lâmina SMM-SV Composição mineral Os minerais foram divididos em três grupos, quais sejam: minerais essenciais, minerais acessórios e minerais secundários. Os diabásios estudados são compostos, essencialmente, por plagioclásio e clinopiroxênio (augita e pigeonita). Minerais opacos, apatita e quartzo ocorrem como minerais acessórios. Biotita, uralita, hornblenda e saussurita são os minerais secundários. A descrição foi feita dando ênfase aos aspectos diagnósticos e texturais. Primeiramente, serão descritos os minerais essenciais, seguidos pelos minerais acessórios e, por último, os minerais secundários. Os grãos de plagioclásio encontrados na matriz, assim como os encontrados na assembléia de fenocristais, em geral são incolores e apresentam granulometria variando de fina a média (< 3,0mm). Eles são tabulares a colunares, euédricos a subédricos (Figura 5.5). Os grãos da matriz dos diabásios coletados no centro dos diques apresentam inclusões de apatita e, mais raramente, augita. É possível observar grãos de plagioclásio englobados por minerais opacos subsolidus ou parcialmente inclusos em grãos de augita, caracterizando uma textura localmente subofítica. Muitos dos grãos de plagioclásio encontram-se saussuritizados. Augita é observada em todas as amostras de diabásio estudadas. Entretanto, em algumas amostras foi possível identificar outro clinopiroxênio, muito provavelmente a pigeonita. Os grãos de augita são castanhos, podendo aparecer, também, com tons rosados, com granulometria variando de fina a média (< 49

59 3,0mm). Estes cristais são subédricos a anédricos e intersticiais. Nas bordas dos cristais de augita é possível observar biotita e uralita como produto de alteração do mesmo. Os cristais de pigeonita são subédricos, colunares, com granulometria variando de fina a média, apresentam-se muito fraturados e alterados nas bordas e clivagens (Figura 5.6). É importante ressaltar a ocorrência de grãos de piroxênio que são englobados por minerais opacos subsolidus. pl pl 2 mm Figura 5.5: Fotomicrografia com fenocristais incolores, euédricos e colunares de plagioclásio (pl) encontrados na margem resfriada de dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1c. Grãos euédricos colunares finos, subédricos tabulares finos a médios e anédricos com granulometria fina (<1mm) de minerais opacos foram observados nas lâminas. Inclusões de grãos de augita ou plagioclásio, alguns uralitizados e saussuritizados, em grãos anédricos de minerais opacos indicam a ocorrência de crescimento subsolidus destes últimos (Figuras 5.7 e 5.8). 50

60 pg a b u 2 mm Figura 5.6: Fotomicrografia com grãos de augita (a) de cor castanho-claro com as bordas alteradas para biotita (b) e uralita (u) coexistentes com grãos de pigeonita (pg) em dique de diabásio da região de Trajano de Morais. Nicóis paralelos. Lâmina TM-SV-1. Os grãos de quartzo são raros, sendo usualmente incolores, anédricos e finos (<1mm). Os grãos de apatita são incolores, euédricos, aciculares, finos e de relevo alto. Comumente, os grãos de apatita ocorrem inclusos em grãos de plagioclásio e, por vezes, cortando cristais de augita (Figura 5.9). Os grãos de biotita são pleocróicos, anédricos e finos (<1mm). Estes grãos são produtos da alteração dos piroxênios. Muitas vezes são encontrados nas bordas e clivagens dos mesmos (Figura 5.6). Os grãos de uralita são verde-claro, anédricos e ocorrem como produtos de alteração de grãos de piroxênio, encontrando-se nas bordas e clivagens do mesmo (Figura 5.6). Grãos finos (<1mm) de cor verde-musgo, pleocróicos e anédricos de hornblenda são vistos associados aos grãos de uralita e biotita. A saussurita é um produto de alteração caracterizado pela sua cor de interferência de segunda ou terceira ordem (Figura 5.10). Sob nicóis paralelos, pode ser reconhecido como um produto escuro e submicroscópico. Este tipo de alteração ocorre no centro e bordas dos grãos de plagioclásios. 51

61 pl op 2 mm Figura 5.7: Fotomicrografia mostrando grão subédrico de mineral opaco (op) com inclusão de grão de plagioclásio (pl) em dique da região de Conceição de Macabu. Nicóis parealelos. Lâmina CM-SV-1b. op op op 2 mm Figura 5.8: Fotomicrografia mostrando grãos anédricos de mineral opaco (op) em dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis paralelos. Lâmina RN-SV-1e. 52

62 ap 1 mm 1 mm Figura 5.9: Fotomicrografia com grão euédrico acicular de apatita (ap) em dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis paralelos. Lâmina RN-SV-1e. Figura 5.10: Saussurita, com cor de interferência de terceira ordem, sobre grãos de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina TM-SV-4. 53