Fotografia 5.7 - Dique máfico sinuoso, nas proximidades
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA ÁREA DE PETROLOGIA, METALOGÊNESE E EXPLORAÇÃO MINERAL DISSERTAÇÃO DE MESTRADO GEOLOGIA, PETROGRAFIA, QUÍMICA MINERAL E LITOGEOQUÍMICA DO ENXAME DE DIQUES MÁFICOS DE ITAPÉ, ESTADO DA BAHIA ANA CAROLINA OLIVEIRA PINHEIRO Salvador 2012 ANA CAROLINA OLIVEIRA PINHEIRO GEOLOGIA, PETROGRAFIA, QUÍMICA MINERAL E LITOGEOQUÍMICA DO ENXAME DE DIQUES MÁFICOS DE ITAPÉ, ESTADO DA BAHIA Dissertação apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Mestre em Geologia. Concentração em: Petrologia, Metalogênese e Exploração Mineral Orientadora: Profa. Dra. Angela Beatriz de Menezes Leal Salvador 2012 ____________________________________________________ P654 Pinheiro, Ana Carolina Oliveira Geologia, petrografia, química mineral e litogeoquímica do enxame de diques máficos de Itapé, Estado da Bahia / Ana Carolina Oliveira Pinheiro. - Salvador, 2012. 144f. : il. Orientador: Profa. Dra. Angela Beatriz de Menezes Leal. Dissertação (Mestrado) – Curso de Pós - Graduação em Geologia, Universidade Federal da Bahia, Instituto de Geociências, 2012. 1. Diques (Geologia) - Bahia. 2. Rochas ígneas. 3. Intrusões (Geologia) – Bahia. 4. Magmatismo. 5. Petrologia. 6. Geoquímica. I. Leal, Angela Beatriz de Menezes. II. Universidade Federal da Bahia. Instituto de Geociências. III. Título. CDU: 552.312 (813.8) ____________________________________________________ Elaborada pela Biblioteca do Instituto de Geociências da UFBA. À minha família e a Eduardo, com meu amor. Sonho Impossível Maria Bethânia Sonhar mais um sonho impossível Lutar quando é fácil ceder Vencer o inimigo invencível Negar quando a regra é vender Sofrer a tortura implacável Romper a incabível prisão Voar num limite improvável Tocar o inacessível chão É minha lei, é minha questão Virar este mundo, cravar este chão Não me importa saber Se é terrível demais Quantas guerras terei que vencer Por um pouco de paz E amanhã se este chão que eu beijei For meu leito e perdão Vou saber que valeu Delirar e morrer de paixão E assim, seja lá como for Vai ter fim a infinita aflição E o mundo vai ver uma flor Brotar do impossível chão AGRADECIMENTOS Gostaria de agradecer primeiramente a Deus! Agradecer pela força e pelo amparo de todos os momentos. Por nunca me deixar sucumbir ao cansaço e aos medos. Por me mostrar que anjos existem, sim, e que aqueles que estiveram em minha vida ao longo dessa jornada vieram para me ajudar e apoiar quando as coisas ficassem difíceis. Especialmente, agradeço à minha professora e orientadora, Angela Leal. Sua orientação, acadêmica e amiga, foi de fundamental importância para a realização desse trabalho. A ela sou grata pelo carinho, pela dedicação e paciência, pela disponibilidade para tirar minhas dúvidas. Pela crítica apurada, por fazer sempre bons comentários e sugestões inteligentes que me levaram a rever ideias. Por reconhecer meu esforço e pela incansável capacidade de tecer palavras de incentivo. Acredite: elas fizeram toda a diferença ao longo desse caminho. Para ela, digo que a finalização dessa etapa não é o fim, mas o início de uma nova etapa de futuras pesquisas que realizaremos juntas em busca de novos conhecimentos. Não menos importante foi a participação dos professores Osmário Leite, Olga Otero, Olívia Oliveira, Ernande Melo, Haroldo Sá, Luiz Rogério Leal, Aroldo Misi, Amalvina Barbosa, Simone Cruz, Flávio Sampaio, Joaquim Xavier, aos quais serei eternamente grata. Quase todos me acompanham desde a graduação e os conhecimentos por eles transmitidos durante todos esses anos muito contribuíram para minha formação acadêmica e pessoal. Meus profundos agradecimentos aos funcionários do IGEO: Mércia, Nilton, Joaquim, Tatiana, Silvinha, André, Alberto, e especialmente aos queridos bibliotecários Evandro e Aldaci (a quem agradeço aqui: OBRIGADO!!!). Essas pessoas sempre me atenderam de maneira cordial e bastante solícita. Me ajudaram infinitas vezes e muito significam para mim. Considerando as instituições que foram importantes para a produção desta dissertação, é importante mencionar o meu agradecimento à direção do IGEO por disponibilizar suas instalações para a realização de pesquisas inerentes a este trabalho, à Pós-Graduação em Geologia pelo apoio logístico, e à Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela concessão da bolsa de estudos que me proporcionou as condições materiais necessárias para a dedicação exclusiva à pesquisa. vii Michele Cássia, Giselle Damasceno, Leila Tatiane, Adelino Ribeiro, André Dias, Pérola Sales, Agnaldo Barbosa e Priscila Martins. Queridos amigos aos quais muito tenho que agradecer. Pelo incentivo, força, amizade e carinho que partilhamos durante nosso caminhar... durante as viagens de campo, nas aulas, nos “viradões”, nas “reuniões” lá na salinha, na convivência que sempre me fez crescer e aprender sobre geologia e sobre a vida. Às minhas amigas Joilma Prazeres, Rose Paixão, Sâmia Oliveira, Uyara Machado, Fabiane Natividade deixo meu sentimento de gratidão e desculpas pela ausência de tantos momentos. Minha família merece poucas palavras, mas aquelas que me são mais caras. É a minha fortaleza. Minha amada mãe Cristina, meus irmãos Cristiano e Ana Carla, e minha tia Marta. Entre eles sempre encontrei incentivo, amor, compreensão, renúncias e apoio nas minhas decisões, bem como as palavras de consolo quando as incertezas me fizeram temer e o cuidado sincero e amoroso pelo meu bem-estar. Por sempre estarem ao meu lado em todos os momentos da minha vida, a eles dedico a minha eterna gratidão, pois sem eles, certamente, não teria chegado aonde cheguei. Para Eduardo Amorim eu nem sei que palavras usar. Por vezes, teve todas as razões para detestar a mim e a esse trabalho, pois por causa dele sacrifiquei tantos momentos que poderíamos ter aproveitado juntos. Mas, ao contrário, foi constantemente companheiro, amoroso, atencioso e paciente, procurando me ajudar durante cada passo dessa caminhada. Nunca me cobrou coisa alguma e sempre teve atitudes e palavras de incentivo para que eu continuasse e concluísse mais uma etapa da vida que vamos construindo juntos. Eu te amo! Não poderia deixar de agradecer aos meus queridos cunhados, Ricardo e Ana Rosa, por sempre me incentivarem e levantarem meu astral. À minha sogra, D. Joana, agradeço por todos os conselhos e palavras de carinho que sempre teve para mim. Finalmente, aos meus cachorros, Preta e Loop, agradeço pelo carinho silencioso de todas as horas. Desculpem se, porventura, esqueci de citar alguém. Deixo aqui, a todos, minha sincera gratidão. viii RESUMO O magmatismo basáltico da região de Itapé, sudeste do estado da Bahia, compreende rochas de caráter intrusivo, sob a forma de diques. Este conjunto de rochas é parte integrante do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, no Cráton do São Francisco e intrudiram terrenos granulíticos polideformados arqueanos e paleoproterozoicos do sul do Estado da Bahia. O enxame de diques máficos de Itapé faz parte do magmatismo básico fissural da Província Itabuna-Itaju do Colônia (PIIC), que está situada na Zona de Cisalhamento ItabunaItaju do Colônia (ZCIIC). Os corpos filonianos são de idade neoproterozoica (entre 0,66 e 0,55 Ga, K-Ar). Apresenta-se de forma expressiva ao longo do leito do rio Colônia, com dimensões variadas, aflorando como corpos tabulares quase sempre em cristas emersas, mas também submersos. São subverticais a verticais e possuem trend preferencial na direção NESW, embora também ocorram corpos na direção NW-SE. Os diques máficos foram classificados quimicamente como álcali-basaltos, havaiitos, mugearitos e lati-basaltos. As características texturais e mineralógicas dos quatro grupos são semelhantes. São rochas mesocráticas com texturas hipocristalina, inequigranular e fortemente porfirítica, ofítica e subofítica e intergranular. Ocorrem fenocristais de plagioclásio, piroxênios (clino e orto) e olivina que juntos perfazem cerca de 75-85% do volume total das rochas, imersos numa matriz de granulação variando de fina a média. Secundariamente ocorrem anfibólio, micas, epídoto, serpentina, idingsita, bowlingita, talco e carbonato que correspondem a produtos de alteração de plagioclásios, piroxênios e olivina. Ocorrem ainda minerais opacos, titanita e raramente quartzo. No contato entre o dique máfico e a encaixante granulítica observou-se a formação de material de vítreo, entretanto à medida em que se afasta do contato, é possível perceber o crescimento dos cristais e formação de textura holocristalina suportando micro, macro e fenocristais de plagioclásio, piroxênios e olivina. O resfriamento gradativo do magma gera o processo deutérico-hidrotermal, no qual há a alteração mineralógica dos principais minerais, além de zoneamento dos plagioclásios e piroxênios. ix Análises geoquímicas realizadas em onze amostras coletadas na área de estudo indicam que esses copos filonianos possuem tendência alcalina, apresentando número mg# [MgO/(MgO+FeOt)] de 0,36 no latibasalto, de 0,37 a 0,45 nos álcali-basaltos, de 0,31 a 0,44 nos havaiitos e de 0,27 a 0,31 nos mugearitos sugerindo que as rochas de Itapé correspondem a litotipos mais evoluídos. De um modo geral, os padrões de distribuição dos ETR são muito semelhantes entre os quatro grupos, apresentando ETRl (leves) médio a fortemente enriquecidos. Os padrões para os diferentes grupos são aproximadamente paralelos entre si, e esse comportamento revela que a fonte geradora pode ser a mesma para os vários litotipos observados. Todos os grupos de diques máficos de Itapé possuem valores aproximados para o padrão OIB. Os latibasaltos e os álcali-basaltos são os litotipos menos evoluídos, enquanto os havaiitos e mugearitos são os mais evoluídos. Palavras-Chave: Diques Máficos. Geoquímica. Petrografia. x ABSTRACT The basaltic magmatism in the Itape region, southeast of Bahia, comprises rocks of intrusive character in the form of dykes. This set of rocks is part of Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, in the São Francisco Craton, and intruded archean and paleoprotherozoic granulitic polydeformed terrains of the southern Bahia state. The mafic dykes swarm is part of the fissural basic magmatism of Itabuna-Itaju do Colônia Province (IICP), which is situated in the Itabuna-Itaju do Colônia Shear Zone (IICSZ). The mafic veins are neoprotherozoic age (between 0.66 and 0.55 Ga, K-Ar, according to LIMA et al. 1981). They present in a significant way along the Colônia river, with varying dimensions, arises tabular bodies almost always emerged ridges, but also submerged. These are vertical to subvertical and have the preferred trend in the NE-SW direction, although some bodies also occur in the NW-SE direction. The mafic dykes are chemically classified as alkali-basalts, hawaiites, mugearites and latibasalts. The mineralogical and textural characteristics of the four groups are similar. These rocks are mesocratic with hipocrystalline, inequigranular, strongly porphiritic, ophitic, subophitic and intergranular textures. Occur phenocrysts of plagioclase, pyroxene (clino and ortho) and olivine, which together make up about 75-85% of the total volume of rocks, immersed in a matrix with a grain size ranging from fine to medium. Secondly, there amphibole, white mica, biotite, epidote, serpentine, idingsite, bowlingite, talc and carbonate that correspond to alteration products of plagioclase, pyroxene and olivine. Some opaque minerals occur as accessory mineral. In the contact between the mafic dike and enclosing granulitic observed the formation of glassy material. However, as we move away from contact, it was possible to see the growth of crystals and formation of texture holocrystalline supporting micro, macro and phenocrysts of plagioclase, pyroxene and olivine. The gradual cooling of the magma generates deuteric/hydrothermal process in which is the mineralogical alteration, as well as zoning of plagioclase and pyroxene. xi Geochemical analyzes made in eleven samples collected in the study area indicate that these mafic veins have a alkaline tendency showing the number mg# [MgO/(MgO+FeOt)] in latibasalt of 0.36, 0.37 to 0.45 in alkali-basalts, from 0.31 to 0.44 in hawaiites, and from 0.27 to 0.31 in mugearites, suggesting that the rocks of Itapé correspond to more evolved rock types. In general, the distribution patterns of REE are very similar to the for the four groups, with LREE (lights) medium to strongly enriched. The patterns for the different groups are approximately parallel to each other, and this behavior show that the generating source can be the same observed for the various rock types. All groups of mafic dykes of Itapé have approximate values for the standard OIB. The latibasalts and alkali-basalts are less evolved rock types, while hawaiites and mugearites are more evolved. Key-Words: Mafic Dykes. Geochemistry. Petrography. xii SUMÁRIO AGRADECIMENTOS.................................................................................................... RESUMO......................................................................................................................... ABSTRACT..................................................................................................................... SUMÁRIO....................................................................................................................... ÍNDICE DE FIGURAS................................................................................................... ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS....................................................................................... ÍNDICE DE PRANCHAS.............................................................................................. ÍNDICE DE TABELAS.................................................................................................. vii ix xi xiii xv xviii xix xxii CAPÍTULO I................................................................................................................. 1. Introdução................................................................................................................... 1.1 Características Gerais dos Diques Máficos........................................................ 1.2 Importância do Estudo dos Diques.................................................................... 1.3 Trabalhos Anteriores......................................................................................... 1 2 3 4 6 CAPÍTULO II............................................................................................................... 2. Apresentação dos Objetivos, Justificativa e Localização da Área............................. 2.1 Objetivos............................................................................................................ 2.2 Justificativa do Estudo....................................................................................... 2.3 Localização, Vias de Acesso e Descrição da Área............................................ 11 12 12 13 14 CAPÍTULO III.............................................................................................................. 3. Metodologia................................................................................................................ 3.1 Levantamento dos Dados Bibliográficos........................................................... 3.2 Trabalhos de Campo.......................................................................................... 3.3 Métodos Petrográficos........................................................................................ 3.4 Química Mineral................................................................................................. 3.5 Litogeoquímica................................................................................................... 3.6 Elaboração da Dissertação.................................................................................. 15 16 16 17 19 19 20 21 CAPÍTULO IV.............................................................................................................. 4. Contexto Geológico Regional..................................................................................... 4.1 O Cráton do São Francisco................................................................................. 4.2 O Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá – OISC................................................... 4.3 A Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia – PASEBA........................... 4.4 O Complexo Ibicaraí.......................................................................................... 4.4.1 Subunidade A3ie...................................................................................... 4.4.1 Subunidade A34ie.................................................................................... 4.4.2 Subunidade A34ie2.................................................................................. 4.4.3 Subunidade A34ie3.................................................................................. 4.5 Zona de Cisalhamento Itabuna-Itaju do Colônia – ZCIIC................................. 4.6 Província Itabuna-Itaju do Colônia – PIIC........................................................ 4.7 Orógeno Araçuaí................................................................................................. 22 23 23 26 29 31 31 31 32 32 33 35 36 xiii CAPÍTULO V............................................................................................................... 5. Aspectos Geológicos Locais....................................................................................... 5.1 Rochas do Embasamento................................................................................... 5.2 Diques Máficos.................................................................................................. 38 39 39 42 CAPÍTULO VI............................................................................................................... 6. Classificação e Nomenclatura das Rochas Encaixantes e dos Diques Máficos........... 6.1 Rochas Encaixantes............................................................................................. 6.2 Diques Máficos................................................................................................... 46 47 47 48 CAPÍTULO VII.............................................................................................................. 7. Caracterização Petrográfica......................................................................................... 7.1 Caracterização Petrográfica das Rochas Encaixantes......................................... 7.2 Caracterização Petrográfica dos Diques Máficos de Itapé.................................. 7.2.1 Latibasaltos............................................................................................... 7.2.2 Álcali-Basaltos.......................................................................................... 7.2.3 Havaiitos................................................................................................... 7.2.4 Mugearitos................................................................................................. 7.3 O ponto IT-02A (Contato Dique Máfico/Encaixante granulítica)...................... 7.3.1 Lâmina IT – 02A....................................................................................... 55 56 60 65 65 68 73 78 83 84 CAPÍTULO VIII............................................................................................................ 8. Química Mineral.......................................................................................................... 8.1 Plagioclásios....................................................................................................... 8.1.1 Geotermometria........................................................................................ 8.2 Piroxênios........................................................................................................... 8.2.1 Geotermometria........................................................................................ 8.3 Anfibólios........................................................................................................... 8.4 Biotitas............................................................................................................... 87 88 88 92 93 96 97 100 CAPÍTULO IX............................................................................................................... 9. Litogeoquímica............................................................................................................ 9.1. Caracterização Litogeoquímica dos Diques Máficos de Itapé......................... 9.1.1 Geoquímica dos Elementos Maiores........................................................ 9.1.2 Geoquímica dos Elementos Traço............................................................ 9.1.3 Diagramas dos Elementos Terras Raras................................................... 9.1.4 Diagramas Multielementares.................................................................... 9.1.5 Aplicação dos Elementos Traço Incompatíveis........................................ 9.1.5.1 Zr versus Elementos Incompatíveis.................................................... 9.1.5.2 Razões entre Elementos Incompatíveis............................................... 9.1.6 Ambiência Tectônica................................................................................ 103 104 104 107 111 115 118 120 121 124 126 CAPÍTULO X................................................................................................................. 128 10. Considerações Finais.................................................................................................. 129 CAPÍTULO XI............................................................................................................... 132 11. Referências Bibliográficas......................................................................................... 133 xiv ÍNDICE DE FIGURAS Figura 2.1 - Mapa de localização da área de estudo. Fonte: IBGE (2006)................. 14 Figura 4.1 - a) Localização do Cráton São Francisco. b) Esboço geológico e compartimentação tectônica do Estado da Bahia (Adaptado e modificado de BARBOSA & DOMINGUEZ 1996)............................................................................... 24 Figura 4.2 - Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão paleoproterozoica. Adaptado e modificado de Barbosa et al. 2003................................. 25 Figura 4.3 - Mapa Geológico simplificado da área de estudo. Modificado e adaptado de Bizzi et al. (2001)........................................................................................................ 27 Figura 4.4 - Estágio final da orogênese com a colocação de sienitos e granitos. Atualmente nas porções oeste e leste podem ser observados terrenos granulíticos sobrepostos a terrenos anfibolíticos e xisto-verdes. Diagrama PTt localizado na lateral superior direita da seção. O sentido horário da trajetória metamórfica atesta o contexto colisional. Adaptado de Barbosa & Sabaté (2003)........................................... 28 Figura 4.5 - Localização da área de ocorrência das rochas alcalinas neoproterozoicas do sul do Estado da Bahia [A]. Mapa geológico simplificado da Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia segundo Rosa et al. (2003) [B]. Cidades [1], limite estadual [2], falhas e fraturas [3], falha de acavalgamento [4], sedimentos recentes [5], maciços alcalinos neoproterozoicos [6], rochas metassedimentares neoproterozoicas [7], rochas arqueano-paleoproterozoicas [8, a=granulíticas e b=gnaissico-migmatíticas]. Modificado de Rosa et al. (2005a)................................................................................... 30 Figura 4.6 - Síntese das principais unidades lito-tectônicas da área de influência da Zona de Cisalhamento de Itabuna-Itajú do Colônia - ZCIIC (CORRÊA-GOMES et al. 1996). 1= Orógeno paleoproterozoico Itabuna-Salvador-Curaçá, 2= Metassedimentos meso-neoproterozoicos até fanerozoicos da Bacia do Rio Pardo, 3=Sienitos neoproterozoicos, 4= Orógeno neoproterozoico Araçuaí, 5= Cobertura sedimentar terciária do Grupo Barreiras, 6= Cobertura terciario-quaternária litorânea, 7= Lineamentos estruturais, falhas em preto e foliações em vermelhos (Adaptado e modificado de Menezes Leal et al. - inédito)................................................................... 34 Figura 5.1 - Mapa Geológico Local simplificado. Fonte: Bizzi et al. (2001)................. 41 Figura 6.1 - Diagrama Q (Quartzo), A (Álcalis), P (Plagioclásio), classificando os protólitos das rochas granulíticas. Streckeisen (1976)..................................................... 48 Figura 6.2 - Diagrama Álcalis versus sílica total (TAS) de Le Bas et al. (1986) para os diques máficos de Itapé. Linha tracejada separa os campos dos alcalinos e toleiíticos (IRVINE & BARAGAR 1971)....................................................................... 51 xv Figura 6.3 - Diagrama Na2O + K2O versus SiO2, segundo Irvine & Baragar (1971), para as diques máficos de Itapé........................................................................................ 52 Figura 6.4 - Diagrama A (Na2O + K2O) - F (FeOt) - M (MgO), segundo Irvine & Baragar (1971), para os diques máficos de Itapé. A linha cheia representa a suíte toleiítica do Hawaii, segundo MacDonald & Katsura (1964).......................................... 53 Figura 6.5 - Classificação e nomenclatura adotada para as rochas pertencentes aos diques máficos de Itapé, com base no diagrama R1R2 (De La ROCHE et al. 1980, modificado por BELLIENI et al. 1981)........................................................................... 54 Figura 8.1 - Diagrama de variação composicional dos núcleos dos plagioclásios, segundo os componentes moleculares albita (Ab), anortita (An) e ortoclásio (Or) dos diques máficos de Itapé. Círculos vermelhos álcali-basaltos (amostra IT-01) e quadrados verdes mugearitos (amostra IT-19). Diagrama de Deer et al. 1963).............. 89 Figura 8.2 - Diagrama de variação composicional em função dos componentes moleculares Wo (Ca2Si2O6), En (Mg2Si2O6) e Fs (Fe22Si2O6) dos piroxênios ricos e pobres em cálcio. Círculos vermelhos álcali-basaltos (amostra IT-01) e quadrados verdes mugearitos (amostra IT-19). Diagrama de Morimoto (1988)............................... 96 Figura 8.3 - Diagramas classificatórios segundo Leake et al. (1997) para os anfibólios dos diques máficos de Itapé: (A) Classificação geral dos quatros principais grupos de anfibólios; (B) (Ca + NaB) < 1,0 (Mg, Fe2+, Mn, Li) B ≥ 1,0; Li < 1,0; (C) (CaB≥ 1,5; (Na + K) A ≥ 0,5 e Ti ≥ 0,5). Círculo vermelho álcali-basalto (amostra IT01) e quadrados verdes mugearito (amostra IT-19)......................................................... 100 Figura 8.4 - Quadrilátero flogopita-annita-eastonita-siderofilita, segundo Deer et al. 1992, para as biotitas dos diques máficos de Itapé. Quadrados verdes mugearito (amostra IT-19)................................................................................................................ 102 Figura 9.1 - Diagramas de variação MgO (% em peso) versus óxidos de elementos maiores (% em peso) dos diques máficos de Itapé.......................................................... 110 Figura 9.2 - Diagramas de variação MgO versus elementos traços das rochas máficas de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1............................................................................ 113 Figura 9.3 - Padrão de distribuição dos ETR para os diques máficos de Itapé e os padrões dos OIB (Ocean Island Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) e N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), de acordo com Sun & McDonough (1989). Símbolos como na Figura 9.1......................................................... 117 Figura 9.4 - Padrão de distribuição multielementar - spidergram - para os diques máficos de Itapé e os padrões dos ambientes OIB (Ocean Island Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) e N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), de acordo com Sun & McDonough (1989). Símbolos como na Figura 9.1..................... 119 Figura 9.5 - Diagramas tipo A/B versus A para os diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1.......................................................................................................... 121 xvi Figura 9.6 - Diagramas de correlação entre Zr (ppm) e elementos traço (ppm) para os diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1.................................................. 123 Figura 9.7 - Diagramas de razões entre Elementos Incompatíveis Th/Ta versus La/Yb (A), La/Nb versus Zr/La (B) e Zr/Nb versus Zr/Y (C) para os diques máficos de Itapé. Crosta Superior, segundo Condie, 1993. E-(enriched) MORB, N-(normal) MORB, OIB (Ocean Island Basalt), PM = Manto Primordial, segundo McDonough & Sun (1995). Símbolos como na Figura 9.1.............................................................................. 125 Figura 9.8 - Diagrama discriminante log. Zr versus log. Zr/Y, (PEARCY & NORRY 1979) para os diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1............................ 126 Figura 9.9 - Diagrama discriminante ZrxTi/100xY*3 (PEARCE & CANN 1973) para os diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1.............................................. 127 xvii ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS Fotografia 5.1 - Dique máfico aflorante ao longo do rio Colônia (Ponto IT-17). Coordenadas 449.767 / 8.348.821.................................................................................... 43 Fotografia 5.2 - Dique máfico submerso no leito do rio Colônia (Ponto IT-05). Coordenadas 446.365 / 8.349.008..................................................................................... 43 Fotografia 5.3 - Dique máfico de pequena dimensão, medindo aproximadamente 9 centímetros. (Ponto IT-13). Coordenadas 448.687 / 8.348.982........................................ 43 Fotografia 5.4 - Dique máfico medindo aproximadamente 3 metros, aflorante ao longo do rio Colônia. (Ponto IT-18). Coordenadas 449.799 / 8.348.872.......................... 43 Fotografia 5.5 - Diques máficos que cortam, de um lado a outro, o leito do rio Colônia e apresentam orientação NE-SW (linhas tracejadas). (Ponto IT-02). Coordenadas 446.340 / 8.349.030..................................................................................... 44 Fotografia 5.6 - Dique máfico retilíneo e verticalizado, em contato com a rocha encaixante granulítica. (Ponto IT-01). Coordenadas 446.357 / 8.349.057........................ 44 Fotografia 5.7 - Dique máfico sinuoso, nas proximidades de Itapé. (Ponto IT-14). Coordenadas 449.202 / 8.348.785..................................................................................... 45 Fotografia 5.8 - Detalhe da coloração cinza-escuro do dique máfico. (Ponto IT-10). Coordenadas 447.870 / 8.349.140..................................................................................... 45 Fotografia 5.9 - Dique máfico medindo 40 cm de espessura. Apresenta margens de congelamento, capa de alteração intempérica (esfoliação esferoidal) e fraturamento multidirecional.(Ponto IT-14). Coordenadas 449.202 / 8.348.785................................... 45 Fotografia 5.10 - Detalhe de uma das margens de congelamento (chilled margins) do dique da fotografia 5.9, sugerindo resfriamento rápido. (Ponto IT-14). Coordenadas 449.202 / 8.348.785.......................................................................................................... 45 Fotografia 5.11 - Detalhe do contato entre dique máfico e rocha encaixante. (Ponto IT-02). Coordenadas 446.340 / 8.349.030........................................................................ 45 Fotografia 5.12 - Detalhe do contato entre dique máfico e rocha encaixante. (Ponto IT-07). Coordenadas 446.403 / 8.348.990........................................................................ 45 Fotografia 7.1 - Esquema de amostragem no contato entre o dique máfico e a rocha encaixante granulítica. Ponto IT-02. Coordenada: 446.340 / 8.349.030........................... 83 xviii ÍNDICE DE PRANCHAS PRANCHA I .1................................................................................................................ 63 Fotomicrografias do Embasamento Granulítico - Fotomicrografia 1: Amostra IT-02D. Aspecto geral da textura nematoblástica incipiente assinalada por cristais de orto e clinopiroxênios fracamente orientados. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 25X; Fotomicrografia 2: Amostra IT-02D. Plagioclásio (Pl) com geminação albita deformada e descontínua, além de pontos de sericitização. (A) com analisador. Aumento de 100X; Fotomicrografia 3: Amostra IT-07A. Detalhe dos ribbons de quartzo (Qz). (A) com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 4: Amostra IT-08. Detalhe dos cristais de diopsídio (Di) associados a minerais opacos (Opq) que ocorrem como inclusões e, principalmente, ocupando suas bordas. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. PRANCHA I.2................................................................................................................. 64 Fotomicrografias do Embasamento Granulítico - Fotomicrografia 5: Amostra IT-08. Detalhe dos cristais de hiperstênio (Hyp) e diopsídio (Di). No primeiro pode-se observar a inclusão de apatita. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X; Fotomicrografia 6: Amostra IT-08. Detalhe do cristal de hiperstênio (Hyp) intensamente alterado, em contato com cristal de mesopertita (Ms). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. PRANCHA II................................................................................................................... 67 Fotomicrografias de Diques Máficos - Latibasaltos - Fotomicrografia 1: Amostra IT03. Aspecto geral da textura fortemente porfirítica assinalada principalmente por micro a fenocristais de plagioclásio e piroxênio imersos numa matriz fanerítica fina. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 25X. Fotomicrografias 2 e 3: Amostra IT-03. Detalhe dos fenocristais de plagioclásio (Pl) com geminação albita Carlsbad, pontos de sericitização e zoneamento núcleo/borda. Corrosão do núcleo por ser a zona mais cálcica. Com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 4: Amostra IT-03. Detalhe dos fenocristais de olivina (Ol) e augita (Aug) apresentando coroa de reação incipientemente marcada pela presença de anfibólio (Amp) associada com clorita (Chl), biotita (Bt) e minerais opacos (Opq). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. PRANCHA III.1.............................................................................................................. 71 Fotomicrografias de Diques Máficos - Álcali-Basaltos - Fotomicrografia 1: Amostra IT-02B. Aspecto geral das texturas intergranular, subofítica, porfirítica assinalada principalmente por micro e fenocristais de plagioclásio, piroxênio e olivina imersos numa matriz fanerítica fina. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 25X. Fotomicrografia 2 - Amostra IT-01. Detalhe do fenocristal de plagioclásio (Pl) com geminação albita, pontos de saussuritização/sericitização. (A) com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 3 - Amostra IT-02B. Detalhe dos fenocristais de calcita (Cal) oriundos da alteração dos plagioclásios, imersos na matriz fanerítica fina. (B) com analisador. Aumento de 100X.Fotomicrografia 4 - Amostra IT-02B. Detalhe do fenocristal de diopsídio (Di) euédrico microfraturado que apresenta zoneamento e coroa de reação incipientemente marcada por anfibólio (Amp) associada com clorita xix (Chl), biotita (Bt) e minerais opacos (Opq). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. PRANCHA III.2.............................................................................................................. 72 Fotomicrografias de Diques Máficos - Álcali-Basaltos - Fotomicrografia 1: - Amostra IT-01. Detalhe dos fenocristais de hiperstênio (Hyp) em contato com olivinas (Ol). Estas últimas ocorrem quase totalmente substituídas talco (?). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 2 - Amostra IT-02C. Detalhe do fenocristal de olivina (Ol) microfraturado com substituição por idingsita, que preenche principalmente as microfraturas, e talco (?) que, também por substituição, ocupa suas bordas. Fenocristais de diopsídio (Di) e hiperstênio (Hyp) também ocorrem nas suas bordas. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 3 - Amostra IT-15B. Detalhe do macrofenocristal de diopsídio (Di) que apresenta-se em processo de uralitização. Observa-se ainda inclusões de minerais opacos (Opq) e associação de biotita (Bt) e clorita (Chl). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. PRANCHA IV.1.............................................................................................................. 76 Fotomicrografias de Diques Máficos - Havaiítos. Fotomicrografia 1: Amostra IT-10A. Aspecto geral da textura fracamente porfirítica assinalada principalmente por micro a fenocristais de piroxênio e olivinas imersos numa matriz fanerítica fina composta por plagioclásio, anfibólio, biotita e minerais opacos. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 25X. Fotomicrografia 2: Amostra IT-11. Detalhe do fenocristal de plagioclásio (Pl) com geminação albita deslocada e áreas com intenso processo de saussuritização/sericitização. Com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 3: Amostra IT-09. Detalhe do fenocristal de calcita (Cal) envolvido por ripas de plagioclásio (Pl), clorita (Chl), biotita (Bt) e anfibólio (Amp). Com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 4: Amostra IT-11. Detalhe do fenocristal de augita (Aug) apresentando coroa de reação marcada pela presença de anfibólio (Amp) associado à clorita (Chl), biotita (Bt) e minerais opacos (Opq). Estes últimos ocorrem ainda como inclusões. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 250X. PRANCHA IV.2.............................................................................................................. 77 Fotomicrografias de Diques Máficos - Havaiítos - Fotomicrografia 1: Amostra IT10A. Detalhe dos fenocristais de hiperstênio que ocorrem associados à olivina (Ol). Observa-se a presença de anfibólio (Amp) marcando a coroa de reação presente no hiperstênio (Hyp), além de biotita (Bt), clorita (Chl) e minerais opacos (Opq) ocupando suas bordas. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 250X. Fotomicrografia 2: Amostra IT-10A. Detalhe dos fenocristais de olivina (Ol) serpentinizadas. Observa-se fenocristais de anfibólio (Amp), biotita (Bt), clorita (Chl) e minerais opacos (Opq) ocupando suas bordas, além de substituição para talco (?). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 250X. Fotomicrografia 3: Amostra IT-11. Detalhe dos fenocristais de olivina (Ol) com alterações para idingsita e talco (?), e augita (Aug) apresentando coroa de reação incipientemente marcada pela presença de anfibólio (Amp) associada com clorita (Chl), biotita (Bt) e minerais opacos (Opq). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 100X. xx PRANCHA V................................................................................................................... 80 Fotomicrografias de Diques Máficos - Mugearitos - Fotomicrografia 1: Amostra IT10B. Aspecto geral da textura fracamente porfirítica assinalada por alguns micro e fenocristais de plagioclásio, piroxênios, olivina e, principalmente calcita, imersos numa matriz fanerítica muito fina contendo ripas de anfibólio, biotita e minerais opacos. (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 25X. Fotomicrografia 2 - Amostra IT-10B. Detalhe da textura intergranular, com ripas de plagioclásio (Pl) saussuritizadas/sericitizadas envolvendo anfibólio (Amp), biotita (Bt) e minerais opacos (Opq). Com analisador. Aumento de 250X. Fotomicrografia 3: Amostra IT10B. Detalhe do fenocristal de calcita (Cal) e pontos de alteração para mica branca (Mb). Com analisador. Aumento de 100X. Fotomicrografia 4: Amostra IT-19. Detalhe do fenocristal de olivina (Ol) apresentando microfraturas e bordas ocupadas por idingsita. Nas bordas observa-se também anfibólio (Amp), clorita (Chl), biotita (Bt) e minerais opacos (Opq). (A) sem analisador e (B) com analisador. Aumento de 250X. PRANCHA VI................................................................................................................. 86 Fotomicrografia 1: Mosaico esquemático representativo da lâmina IT-02A, no qual é possível observar micro e fenocristais de piroxênios (Py), plagioclásio (Pl) e olivina (Ol). A, B e C representam partes do dique máfico, próximas, intermediárias e afastadas da linha de contato, respectivamente. D representa a rocha encaixante granulítica. Com analisador. Aumento de 25X. xxi ÍNDICE DE TABELAS Tabela 3.1 - Relação dos pontos visitados da área de estudo incluindo localização do ponto, coordenadas (UTM), tipo litológico, lâmina petrográfica, análise química de rocha total (elementos maiores e traço), análise de elementos terras-raras e química mineral............................................................................................................................... 18 Tabela 6.1 - Composição modal das rochas encaixantes granulíticas, em porcentagem de volume......................................................................................................................... 47 Tabela 7.1 - Relação das amostras analisadas petrograficamente, incluindo estruturas, texturas, minerais essenciais, minerais acessórios, minerais de alteração, tipos de alteração e classificação dos litotipos da área de Itapé. pl - plagioclásio, cpx clinopiroxênio, opx - ortopiroxênio, ol - olivina, opq - minerais opacos, amp anfibólio, ser - sericita, serp - serpentina, tlc - talco, idn - idingsita, chl - clorita, ep epídoto, wmca - mica branca, cal - calcita, bt - biotita, bwl - bowlingita (KRETZ 1983; WHITNEY & EVANS 2010)................................................................................. 81 Tabela 8.1 - Microanálise química dos plagioclásios dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural calculada com base em 32 átomos de oxigênio. alb. - albita. oligoc. - oligoclásio. labrad. - labradorita. bytow. - bytownita. anorto. – anortoclásio............ 90 Tabela 8.2 - Temperatura dos plagioclásios para cada amostra e seu valor médio para os álcali-basaltos e mugearitos. N - núcleo, B - borda, M - valor médio, (N) - número de pontos.......................................................................................................................... 92 Tabela 8.3 - Microanálise química dos piroxênios ricos em cálcio dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural calculada com base em 6 átomos de oxigênio. diop. diopsídio. aug. - augita...................................................................................................... 94 Tabela 8.4 - Temperatura dos piroxênios para cada amostra e seu valor médio para os álcali-basaltos e mugearitos. N - núcleo, B - borda, M - valor médio, (N) - número de pontos............................................................................................................................... 97 Tabela 8.5 - Microanálise química dos anfibólios dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural calculada com base em 23 átomos de oxigênio. ferro-gedri. ferro-gedrita. ferro-kaer. - ferro-kaersutita. ferro-ecker. - ferro-eckermanita............... 99 Tabela 8.6 - Microanálise química das biotitas dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural com base em 22 átomos de oxigênio. (N) núcleo e (B) borda......................... 101 Tabela 9.1 - Análises químicas em rocha total (elementos maiores, traço e terras raras) para os diques máficos de Itapé. mg# [MgO/(MgO+FeOt), assumindo Fe 2O3/FeO igual a 0,15]. Q = quartzo; Or = ortoclásio; Ab = Albita; An = anortita; Di wo = diopsídio wollastonita; Di en = diopsídio enstatita; Hy en = hiperstênio enstatita; Ol Fo = olivina forsterita; Mt = magnetita; He = hedenbergita e Ap = apatita............................................................................................................................... 105 xxii Tabela 9.2 - Média dos elementos maiores (% em peso) das rochas máficas de Itapé. mg# [MgO/(MgO+FeOt)]; n = número de amostras; ( ) desvio padrão......................... 108 Tabela 9.3 - Média dos elementos traço (em ppm) dos diques máficos de Itapé. n = número de amostras; ( ) desvio padrão.......................................................................... 111 Tabela 9.4 - Razões de ETR dos diques máficos de Itapé com valores do Manto Primitivo, N-MORB, E-MORB e OIB, de acordo com Sun & McDonough (1989)........ 116 Tabela 9.5 - Variação das razões dos Elementos Incompatíveis (EI) para os diferentes grupos de diques máficos de Itapé e os valores correspondentes de Manto Primitivo, N-MORB, E-MORB e OIB, de acordo com Sun & McDonough (1989). ( ) desvio padrão................................................................................................................................ 118 Tabela 9.6 - Critérios geoquímicos para a discriminação de três tipos fundamentais de fontes geradoras de magmas basálticos. Condrito - Thompson (1982)............................ 126 xxiii CAPÍTULO I 1 1. Introdução O Cráton do São Francisco, no Estado da Bahia, hospeda grande diversidade de terrenos arqueanos e paleoproterozoicos, além de coberturas sedimentares e metassedimentares com magmatismo máfico associado, formados durante o PaleoNeoproterozoico (e.g. ALMEIDA 1977, BARBOSA & DOMINGUEZ 1996, SILVA et al. 2000, BASTOS LEAL et al. 2003; BARBOSA & SABATÉ 2004, NOCE et al. 2005). Neste contexto, destacam-se como principais unidades de rochas máficas e ultramáficas do Estado, aquelas associadas às sequências vulcanossedimentares arqueanas e paleoproterozoicas do tipo greenstone belts (ex: Contendas-Mirante, Umburanas, Riacho de Santana, Mundo Novo, Rio Itapicuru e Capim), as unidades litológicas representadas por diques máficos (ex: Uauá, Curaçá, Chapada Diamantina, Ilhéus-Olivença, Salvador, etc), bem como corpos máficos-ultramáficos (por exemplo: corpos de Mirabela e Palestina, Vale do Curaçá, Vale do Jacurici, Campo Alegre de Lourdes, dentre outros). Menezes Leal et al. (inédito) realizaram atualização das pesquisas existentes sobre os filões máficos do Estado da Bahia (CORRÊA-GOMES et al. 1996) e dividiram-nos em cinco províncias e quatro ocorrências, a saber: Províncias UauáCaratacá, Chapada Diamantina-Paramirim, Litorânea, Caraíba-Curaçá, Itabuna-Itaju do Colônia, e ocorrências Feira de Santana-Lamarão, São José do Jacuípe-Aroeira, Juazeiro-Sobradinho, e Coronel João Sá. Algumas províncias apresentam um acervo de dados petrográficos, geoquímicos e geocronológicos relativamente expressivos, especialmente àquelas relacionadas a Uauá-Caratacá, Chapada Diamantina-Paramirim e Litorânea (MENEZES LEAL 1992, BASTOS LEAL 1992, MORAES-BRITO 1992, TANNER DE OLIVEIRA 1989, BRITO 2008, DAMASCENO 2009, PINHEIRO 2009, PEREIRA VARJÃO 2011). O presente trabalho visa apresentar e discutir os resultados obtidos nos trabalhos de campo, nas análises petrográficas (macro e microscópicas) na química mineral e geoquímica dos elementos maiores, traços e terras raras dos diques máficos de Itapé, no intuito de caracterizar a ambiência e as características químicas da fonte mantélica responsável pela formação desse magmatismo básico. 2 1.1 Características Gerais dos Diques Máficos Diques são corpos intrusivos de pequena e média profundidade, discordantes das rochas nas quais se encaixam, tabulares, verticais a subverticais. Sua espessura pode variar de poucos centímetros até milhares de metros de comprimento, muitas vezes atingindo milhares de quilômetros. Ocorrem ocupando falhas, fraturas e outros planos de fraqueza, se estendendo ao longo de uma direção principal. Variam, composicionalmente, desde ultramáficos até félsicos. Na história da Terra, os diques máficos têm sido colocados na crosta desde 3.0 Ga, e é marcante a presença destas manifestações através dos tempos em todos os continentes. Ocorrem esparsos e/ou constituindo verdadeiros enxames. Podem apresentar as dimensões mais variáveis, chegando a alcançar extensões continentais, como foi exemplificado por Wilson (1982), quando se referia ao Great Dyke Zimbabwe e Halls (1982) quando citou em seu trabalho enormes intrusões de diques de natureza máfica na África, Canadá e Austrália. Esses corpos correspondem a uma expressão comum da expansão crustal evidenciada pelo grande volume de magma basáltico que periodicamente é adicionado à crosta continental que, em geral, datam do Paleoproterozoico ou Fanerozoico. Mineralogicamente, os diques máficos apresentam teor de minerais escuros em torno de 70%, composicionalmente caracterizados por altas concentrações de minerais máficos (piroxênios, olivinas, anfibólio e outros), e quanto ao teor de sílica é classificado como básico (< 52% SiO2). Halls (1982) e Tanner de Oliveira (1989) argumentam que a realização de estudos petrológicos e geoquímicos desses corpos pode levar à compreensão da composição mantélica da Terra e da sua variação ao longo do tempo, além das várias fases magmáticas envolvidas, observando a importância que as peculiaridades petrológicas e geoquímicas assumem nos vários ambientes. Diversos autores (e.g. HALLS 1982; WINDLEY 1984; HALLS & FAHRIG 1987; entre outros) relacionaram a ocorrência de diques à tectônica distensiva associada principalmente aos ambientes de rifteamento por soerguimento dômico; tração linear 3 por cisalhamento puro ou rifteamento transtensional por cisalhamento simples. A presença de fraturas profundas na crosta permite a ascensão do magma, em geral de composição toleítica originado na astenosfera. Os enxames de diques mais antigos (Antártica – 2,42 Ga, SHERATON et al., 1987; Zimbabwe – 2,5 Ga, WILSON, 1982; Canadá – 2,72 Ga, STERN et al., 1994; dentre outros) são conhecidos por ocorrerem como remanescentes não deformados em terrenos metamórficos de idade superior a 2,6 Ga, e também por estarem muito bem preservados em certas áreas cratônicas que se estabilizaram há mais de 3,0 Ga (por exemplo: parte do Cráton da Rodésia). Windley (1984) e Halls & Fahrig (1987) sugerem uma concentração de eventos geradores de diques máficos em determinados intervalos de tempo, sendo os períodos de maior atividade 2,9 Ga; ~2,5 Ga; 2,2 - 1,9 Ga; 1,3 - 1,1 Ga; 0,9 - 0,6 Ga e 0,2 - 0,1 Ga. Segundo Tanner de Oliveira (1989), a penetração magmática introduz um novo tipo de atividade ígnea e tectônica na Terra, já que é um marcador da separação entre o Paleo-Arqueano e o Paleo-MesoProterozoico, quando foram formadas grandes placas rígidas ou semi-rígidas. 1.2 Importância do Estudo dos Diques Os diques são sensíveis indicadores de processos geológicos fundamentais e, no contexto geodinâmico terrestre, fornecem dados substanciais para a compreensão de processos mantélicos e geodinâmicos. Corrêa-Gomes (2000) explica que corpos filonianos são ferramentas significantes na investigação geológica do magmatismo fissural, uma vez que representam “cicatrizes” que possibilitam, a partir da correlação entre o arranjo interno dos minerais, formas e relações de contato com as rochas encaixantes, a reconstituição de uma parte da dinâmica evolutiva de determinada região. 4 A importância do estudo dos diques máficos foi destacada em diversos trabalhos científicos desde o início da década de 80 tornando possível o seu entendimento (e.g SHAW 1980; HALLS 1982; WINDLEY 1984; HALLS & FAHRIG 1987; CONDIE 1984; HALLS 1991; TEIXEIRA 1993; MENEZES LEAL et al. 1995; MENEZES LEAL et al. 2000, dentre outros). Dentre as várias características pode-se destacar que os corpos filonianos: (i) preenchem fraturas que revelam condições distensivas na crosta; (ii) fornecem indicações das condições reológicas do meio; (iii) são alimentadores e condutores de ascensão magmática do manto para a crosta; (iv) permitem estabelecer as condições que operavam em ambientes intraplaca ou nas margens de placas continentais, muitas vezes determinando eventos de rifting, e estabelecendo a natureza do magmatismo nessas zonas, cujos produtos vulcânicos, tenham sido cobertos ou mesmo destruídos por posteriores colisões de placas; (v) possibilitam a compreensão dos processos tectônicos crustais, já que são monitores de deformações associadas às zonas de cisalhamento e indutores de subsidência em áreas continentais; (vi) definem campos de paleoesforços locais e regionais; (vii) contribuem para o entendimento do magmatismo basáltico fissural na história da Terra, através de um número cada vez maior de dados geocronológicos; (viii) são indicadores das fontes mantélicas no tempo geológico e de possíveis mineralizações associadas e, finalmente (ix) permitem o entendimento da composição do manto litosférico subcontinental, sua evolução e conseqüente variação composicional ao longo do tempo, bem como das várias fases magmáticas envolvidas. Desde 1985 estudos específicos têm sido realizados com o objetivo de aprofundar o conhecimento a respeito dos diques máficos existentes no Estado da Bahia. Menezes Leal et al. (inédito) realizaram atualização dos dados existentes dos filões máficos (CORRÊA-GOMES et al. 1996) e dividiram em cinco províncias e quatro ocorrências no Estado da Bahia, a saber: Províncias Uauá-Caratacá, Chapada Diamantina-Paramirim, Litorânea, Caraíba-Curaçá, Itabuna-Itaju do Colônia, e ocorrências Feira de Santana-Lamarão, São José do Jacuípe-Aroeira, JuazeiroSobradinho, e Coronel João Sá. Algumas dessas províncias apresentam um acervo de dados petrográficos, geoquímicos e geocronológicos relativamente expressivos (MENEZES LEAL 1992, BASTOS LEAL 1992, MORAES-BRITO 1992, TANNER 5 DE OLIVEIRA 1989, BRITO 2008, DAMASCENO 2009, PINHEIRO 2009, PEREIRA 2007, PEREIRA VARJÃO 2011). 1.3 Trabalhos Anteriores A região onde está localizada a área de estudo foi alvo de mapeamentos geológicos regionais pelos projetos Sul da Bahia (SILVA FILHO et al. 1974), Bahia (PEDREIRA et al. 1975), RADAMBRASIL (LIMA et al. 1981), Itapetinga-Canavieiras (MORAES FILHO et al. 2006), Região de Itapetinga, Sul da Bahia (Borda SE do Cráton do São Francisco: Geologia e Recursos Minerais (MORAES FILHO & LIMA 2007) e Depósitos de Ferro e Titânio da Região Sul da Bahia (SÁ et al. 2010), entre outros. No entanto, diversos trabalhos com cobertura de áreas menores foram realizados por outros pesquisadores no final da década de 60 e início de 70. São listadas abaixo as principais informações dos autores sobre a região de estudo: Fujimori (1967, 1972) foi pioneiro nos estudos detalhados sobre a petrologia e a ocorrência de rochas alcalinas em Itaju do Colônia, Bahia, referindo-se, inclusive, a diques de diabásio intrusivos nas rochas encaixantes dos corpos alcalinos. Souto & Villas Boas (1969) produziram um resumo geológico de Ihéus, e consideraram as rochas granulíticas encontradas como sendo do Precambriano Médio. Cordani (1973), a partir de datações geocronológicas K-Ar, Rb-Sr e análises petrográficas, estudou a faixa costeira entre Salvador e Vitória, caracterizando na mesma quatro unidades: área granulítica setentrional, a região dos metassedimentos do grupo Rio Pardo, a região costeira meridional de gnaisses kinzigíticos, a faixa mais interna com predominância de gnaisses de granitos. Considerou as rochas do sul da Bahia como sendo de idade Arqueana. 6 Cordani & Iyer (1976, 1979) dataram as rochas alcalinas do Complexo Itabuna e diques de diabásio intrusivos nos granulitos na porção norte da Bacia do Rio Pardo. Para o primeiro grupo encontrou 670 Ma e para o segundo grupo observou que as idades estavam compreendidas entre 1760 e 760 Ma. Oliveira et al. (1980) denominaram de Maciço Sienítico de Itabuna as rochas alcalinas da região homônima e concluíram que os diques alcalinos que também são encontrados na mesma região apresentam consanguinidade com os sienitos (658 Ma). Lima et al. (1981) classificaram as rochas alcalinas do sul da Bahia como “Suíte Intrusiva Itabuna”, além de concluírem que estas apresentam caráter pós-cinemático, relacionadas a importante trend de falhamentos. Barbosa (1986) na sua tese de doutoramento sobre os granulitos do sul da Bahia distinguiu três domínios, baseado em dados geotectônicos, petrográficos, geoquímicos e geocronológicos. Tanner de Oliveira (1989) realizou estudos sobre o enxame de diques máficos de Olivença, enfocando principalmente os aspectos geoquímicos e petrogenéticos desses corpos. Baseado nos estudos de Pedreira (1979 a, b) a autora descreve ainda o que chamou de “mais importante feição estrutural da região”, referindo-se à Zona de Cisalhamento de Itabuna. Segundo estudos geotectônicos e estruturais, esta zona apresenta direção NE-SW, e se instalou, provavelmente, durante o suturamento das placas do tipo Atlântica e Andina, quando da reativação das estruturas formadas anteriormente e falhamento transcorrente, formando 45º com a frente de colisão. Araújo et al. (1992) e Araújo (1994) realizaram estudos de contribuição petrográfica e geoquímica referentes aos diques alcalinos do sul do Estado da Bahia, promovendo a integração de escassos dados disponíveis e permitindo um aprofundamento nos conhecimentos relacionados aos episódios de 7 fraturamentos distensivos que acompanham o magmatismo anorogênico ocorrido no Pré-Cambriano Médio e Superior. Barbosa (1997) apresentou uma síntese da evolução geotectônica das rochas metamórficas do embasamento do Cráton do São Francisco na Bahia. Dentre os diversos domínios estudados ao longo deste trabalho, o autor afirma que o Cinturão Itabuna, de idade paleoproterozoica, estabeleceu-se a leste do Bloco Jequié há aproximadamente 2,0-2,1Ga, sendo constituído por metamorfitos de alto grau e que estas rochas apresentam uma química semelhante à das rochas de arcos-de-ilhas arqueanos. Teixeira et al. (1997) dataram em 675 ± 5 Ma a partir de análises U-Pb em frações de zircão e badeleíta, um piroxênio sienito da Suíte Sienítica Itabuna, intrusivo na Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia. As isócronas existentes para os diversos corpos alcalinos dessa província possuem idades entre 660 e 570 Ma, sugerindo, aparentemente, que a Província Alcalina foi formada por meio de inúmero pulsos magmáticos. As idades das intrusões alcalinas são compatíveis com a época do metamorfismo e deformação da Faixa Araçuaí e, em termos geotectônicos, os referidos autores concluíram que a origem da Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia associa-se à colisão da referida faixa. Corrêa-Gomes (2000), em sua tese de doutorado, apresenta estudos detalhados sobre a evolução dinâmica da Zona de Cisalhamento ItabunaItaju do Colônia (ZCIIC) e do magmatismo fissural alcalino associado no SSE do Estado da Bahia. Descreve esta zona de cisalhamento como intracratônica, com íntima associação crono-genética com sienitos e diques da Suíte Alcalina do Sul da Bahia e com dois padrões de fluxo magmático, caracterizados como radial e retilíneo. Os dados estruturais apresentados nesta tese indicam que os diques alcalinos associados aos padrões lineares foram colocados em regime de tectônica ativa. Corrêa-Gomes & Oliveira (2002), propõe o entendimento da evolução tectônica no limite Orógeno Araçuaí-Cráton do São Francisco a partir de 8 dados isotópicos de corpos plutônicos localizados no sudeste do Estado da Bahia, obtidos pelos métodos Sm-Nd, Ar-Ar e Pb-Pb. Os dados desse estudo comparados aos existentes na literatura permitiu-lhes concluir que o atual limite entre a faixa orogênica e o cráton foi um importante sítio favorável ao alojamento e deformação de corpos ígneos, durante o Paleoproterozoico, o limite Meso/Neoproterozoico, o Neoproterozoico e o limite Neoproterozoico/Fanerozoico. Esses dados permitem sugerir ainda, entre outras considerações importantes, que o magmatismo sienítico avançou de Sul para Norte - o que só seria confirmado mais tarde, com a datação dos sienitos que ocupam posições intermediárias na ZCIIC. Barbosa & Sabaté (2003) apresentaram uma síntese dos dados recentes à época com o intuito de explicar evolução geológica-geotectônica do Cráton do São Francisco na Bahia. Para tanto foram analisadas as mais importantes pesquisas petrológicas, geocronológicas e isotópicas dos últimos dez anos, relativas às suas rochas Arqueanas e Paleoproterozoicas. As subdivisões tectonoestratigráficas existentes foram reexaminadas nos seguintes segmentos: os antigos núcleos TTG’s, o Bloco do Gavião, o ContendasMirante e sequências semelhantes vizinhas, o Grupo Jacobina, o Complexo Jequié, o Cinturão Itabuna, o Núcleo Serrinha, o Bloco Mairi, além dos Greenstone Belts do Rio Itapicuru e do Capim, conforme consta do texto explicativo do novo mapa geológico do estado da Bahia (Barbosa & Dominguez 1996). Rosa et al. (2005a) realizaram estudos isotópicos no Stock Litchfieldítico Itaju do Colônia, uma das intrusões da Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia, com o objetivo de obter idade U-Pb para este corpo e discutir seu significado à luz dos dados atuais sobre a Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia. Os resultados isotópicos forneceram uma idade de 732 ± 8 Ma que é interpretada como a idade da cristalização da mineralização em sodalita azul. Rosa et al. (2005b) realizaram estudos geocronológicos no Batólito Nefelina-Sienítico Itarantim (BNSI) localizado no extremo sul da Província 9 Alcalina do Sul do Estado da Bahia, com o objetivo de investigar a gênese destas rochas alcalinas, posicioná-las temporalmente e, com isto, inferir o regime geodinâmico responsável por estas intrusões na evolução geológica no Neoproterozoico nesta região do Cráton do São Francisco. Os dados geocronológicos obtidos neste trabalho forneceram a idade Rb-Sr, em rocha total, para a cristalização do BNSI de 727 ± 49 Ma. Os valores Nd e Sr posicionam as rochas deste batólito na array mantle com assinatura geoquímica de OIB. As idades modelos TDM obtidas de 1,1 Ga correspondem à colocação de magmas máficos toleiíticos nesta região. Estes dados apontam para que o magmatismo anorogênico Itarantim, provavelmente controlado pela geossutura NE-SW, represente o segmento do rifte de idade correspondente no Cráton do Weste-Congo, onde o magmatismo alcalino se expressa por riolitos e sienitos. 10 CAPÍTULO II 11 2. Apresentação dos Objetivos, Justificativa e Localização da Área Neste Capítulo serão apresentados os objetivos gerais e específicos deste trabalho, a justificativa para a realização do mesmo e a localização da área de estudo com suas principais vias de acesso. 2.1 Objetivos Geral O presente trabalho tem como objetivo maior caracterizar através de estudos geológicos, petrográficos, geoquímicos e de química mineral, o magmatismo basáltico fissural Neoproterozoico presente na localidade de Itapé, pertencente à Província de Itabuna - Itaju do Colônia (PIIC), que ocorre na borda leste do Cráton do São Francisco. Específicos i) Descrever os tipos litológicos da área de estudo que estão associados aos enxames de diques máficos da PIIC. ii) Caracterizar a ocorrência dos diques máficos em campo, destacando suas formas, relações de contato com as rochas encaixantes, espessuras, comprimentos e atitudes dos mesmos. iii) Descrever petrograficamente os diques máficos, a fim de definir a possível existência de diferentes grupos de rochas. iv) Verificar a composição química das principais fases minerais e daquelas relacionadas a mineralogia secundária, além de obter parâmetros físico-químicos 12 que possibilitem estabelecer as condições de temperatura que presidiram o magmatismo basáltico. v) Caracterizar o comportamento geoquímico dos elementos maiores, traço e terras raras dos diques máficos. 2.2 Justificativa do Estudo O magmatismo fissural no Estado da Bahia vem sendo alvo de diversas discussões e tem despertado o interesse de vários autores ao longo dos anos (e. g. TANNER DE OLIVEIRA 1989; CORRÊA-GOMES et al. 1996; CORRÊA-GOMES, 2000; MENEZES LEAL et al. - inédito) resultando em vários modelos de evolução magmática e diferentes propostas de classificação para os corpos filonianos das diversas Províncias de Diques Máficos do Estado da Bahia. Todavia, muitas lacunas ainda permanecem, dentre as quais podemos destacar: ausência de estudos aprofundados no que concerne às suítes neoproterozoicas, bem como trabalhos de mapeamento geológico em escala de maior detalhe; escassez de análises mais detalhadas da mineralogia desses corpos; maior entendimento quanto aos processos geodinâmicos, à petrogênese do magmatismo e compreensão das fontes envolvidas na gênese dessas rochas. Diante do exposto, justificamos que o desenvolvimento deste trabalho será de grande contribuição acadêmica e econômica, já que a investigação dos corpos filonianos proporciona conhecimentos a respeito da tectônica crustal e pode ser crucial para o entendimento e descoberta de mineralizações, apesar deste último não ser objetivo desta pesquisa. 13 2.3 Localização, Vias de Acesso e Descrição da Área A área de estudo está localizada na porção sudeste do Estado da Bahia, abrangendo o município de Itapé, que dista 407 km da cidade de Salvador (Figura 1). O acesso à mesma é feito, partindo de Salvador, pela BR 324 por 98 km até Conceição do Jacuípe, passando pela BR 101 (Rio-Bahia) até Itabuna e seguindo pela BR 415 por 19 km até uma estrada vicinal que leva a Itapé. Em Itapé o enxame de diques ocorre principalmente ao longo do leito do rio Colônia, intrusivos em rochas granulíticas encaixantes, com trend preferencial NE-SW direções preferenciais entre N40º-10º - alinhados paralelamente aos grandes falhamentos da região e à Zona de Cisalhamento Itabuna-Itaju do Colônia (ZCIIC). Figura 2.1 - Mapa de localização da área de estudo. Fonte: IBGE (2006). 14 CAPÍTULO III 15 3. Metodologia Para atingir os objetivos propostos e responder às questões necessárias à compreensão da geologia da área fez-se uso de uma metodologia multidisciplinar de investigação. A estratégia metodológica utilizada inclui diferentes e sucessivas atividades desenvolvidas durante 24 meses, no curso de Pós-Graduação em Geologia, no Instituto de Geociências na Universidade Federal da Bahia, e será demonstrada a seguir. 3.1 Levantamento dos Dados Bibliográficos Nesta etapa foi realizada uma revisão bibliográfica pormenorizada da literatura existente sobre o contexto geológico regional da porção sul do Estado da Bahia, abrangendo mais especificamente publicações relacionadas ao magmatismo básico dessa porção. Este estudo bibliográfico foi seguido por um minucioso exame da literatura referente ao tema “diques máficos”, em geral, incluindo-se aí as ocorrências brasileiras e de outros países. Durante essa fase, o objetivo concentrou-se na sumarização seletiva das principais conclusões de diversos autores, bem como compilar os assuntos desenvolvidos, abordando os aspectos fisiográficos, geológicos e informações de caráter mais específico do estudo (petrografia, geoquímica, química mineral, geocronologia, inferências tectônicas, entre outras informações). A carta topográfica que recobre a área da pesquisa é da Superintendência do Desenvolvimento do Nordeste (SUDENE), na escala de 1:100.000, correspondendo à Folha de Itabuna (SD.24-Y-B-VI). Nesta carta foram lançados os dados bibliográficos anteriores, inclusive a geologia, e pontos de amostragem obtidos no decorrer deste trabalho. 16 3.2 Trabalhos de Campo Para esta programação foram utilizados a carta topográfica citada no sub-item anterior, o mapa geológico do projeto Região de Itapetinga – Sul da Bahia (MORAES FILHO & LIMA 2007) e o Mapa Geológico do Estado da Bahia na escala 1: 100.000.000 (BARBOSA & DOMINGUEZ 1996). Duas excursões de campo foram realizadas. A primeira delas ocorreu em fevereiro de 2009 e a segunda ocorreu em março de 2010. Durante as campanhas contamos com o apoio logístico do curso de Pós-Graduação em Geologia do IGEOUFBA e com o acompanhamento da orientadora, do Professor Dr. Luiz Rogério Bastos Leal e das geólogas Giselle Chagas Damasceno, Rejane Luciano e Uyara Cabral Machado. Durante as mesmas foram cumpridas as atividades referentes à localização, descrição dos afloramentos e a coleta de amostras para estudos petrográficos, geoquímicos e de química mineral. O acesso aos afloramentos foi especialmente facilitado devido à localização da estrada, que é paralela ao rio Colônia, na maior parte do trecho. Os sítios geológicos tiveram suas características descritas em campo abordando as litologias, mineralogias conhecidas e estimadas, medidas de estruturas e tipos de contato quando possível. No total foram visitados 19 afloramentos na área de estudo com a coleta de 20 amostras, distribuídas em: 14 amostras de diques máficos e 06 amostras das rochas encaixantes. A Tabela 3.1 mostra a localização e coordenadas dos pontos visitados, bem como as análises realizadas. O mapa da Figura 5.1 (Capítulo V) mostra a localização dos pontos. 17 Tabela 3.1 - Relação dos pontos visitados da área de estudo incluindo localização do ponto, coordenadas (UTM), tipo litológico, lâmina petrográfica, análise química de rocha total (elementos maiores e traço), análise de elementos terras-raras e química mineral. Coordenadas (UTM) Pontos Amostrados Lâmina Petrográfica Análise química - Rocha Total Elementos Terras-raras Química Mineral Dique Máfico Contato Dique Máfico/Granulito X X X X X X X - - - 8.349.030 Dique Máfico X X X X - 8.349.030 Dique Máfico X X X - - 8.349.030 Granulito X X - - - 8.349.013 Dique Máfico X X X X - 446.357 8.349.010 Dique Máfico/Granulito - - - - - 446.365 446.371 8.349.008 8.349.002 Dique Máfico/Granulito Dique Máfico/Granulito - - - - - entre as Faz. Canaã e Boa Sorte 446.403 8.348.990 Dique Máfico X X X - - IT-07A entre as Faz. Canaã e Boa Sorte 446.403 8.348.990 Granulito X X - - - IT-08 entre as Faz. Canaã e Boa Sorte 447.289 8.348.917 Granulito X X - - - Ponto Localização IT-01 próximo à Faz. Canaã 446.357 8.349.057 IT-02A próximo à Faz. Canaã 446.340 8.349.030 IT-02B próximo à Faz. Canaã 446.340 IT-02C próximo à Faz. Canaã 446.340 IT-02D próximo à Faz. Canaã 446.340 IT-03 entre as Faz. Canaã e Boa Sorte 446.351 IT-04 entre as Faz. Canaã e Boa Sorte IT-05 IT-06 entre as Faz. Canaã e Boa Sorte entre as Faz. Canaã e Boa Sorte IT-07 Litologia IT-09 próximo à Faz. Santa Rita 447.797 8.349.112 Dique Máfico X X X - - IT-10A próximo à Faz. Santa Rita 447.870 8.349.140 Dique Máfico X X X - - IT-10B próximo à Faz. Santa Rita 447.870 8.349.140 Dique Máfico X X X - - IT-11 próximo à Faz. Marupiara 448.157 8.349.145 Dique Máfico X X X X - IT-12 próximo à Faz. Cosme e Damião 448.647 8.349.009 Dique Máfico/Granulito - - - - - IT-13 próximo à Faz. Cosme e Damião 448.687 8.348.982 Dique Máfico/Granulito - - - - - IT-14 próximo à Faz. Cosme e Damião 449.202 8.348.785 Dique Máfico/Granulito - - - - - IT-15B IT-15 próximo a Barra da Estiva próximo a Barra da Estiva 449.548 449.548 8.348.716 8.348.716 Dique Máfico Dique Máfico X X X - X - - - IT-16 próximo a Barra da Estiva 449.653 8.348.767 Dique Máfico - - - - - IT-17 próximo a Barra da Estiva 449.767 8.348.821 Dique Máfico - - - - - IT-18 próximo a Barra da Estiva 449.799 8.348.872 Dique Máfico X - - - - IT-19 Faz. Refúgio 449.978 8.354.310 Dique Máfico X X X X X 18 3.3 Métodos Petrográficos Para a realização desta etapa foram confeccionadas 16 lâminas delgadas, sendo 12 representativas dos diques máficos e 4 das rochas granulíticas que compõem o embasamento da área de estudo. As lâminas delgadas utilizadas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação da Companhia Baiana de Pesquisa Mineral (CBPM). Para o estudo petrográfico, contamos com o auxílio dos microscópios binoculares da marca Olympus modelo BX41, pertencentes ao Laboratório de Mineralogia Óptica e Petrográfica do IGEO-UFBA e abrange uma análise descritiva de forma macro e microscópica dos diques máficos e das rochas granulíticas. Na análise petrográfica enfatizamos o reconhecimento das assembléias minerais constituintes, granulometria, relações texturais e as transformações mineralógicas das rochas, bem como a avaliação modal de seus constituintes minerais nos diferentes tipos de rocha (diques máficos e encaixante granulítica). A partir dos dados obtidos através dos estudos petrográficos, algumas amostras significativas foram selecionadas para a realização do estudo geoquímico e para a análise de química mineral. 3.4 Química Mineral As análises de química mineral foram realizadas no Laboratório da Université Blaise Pascal em Clermont Ferrand (França). Foram escolhidas as amostras IT-01, IT12, IT-14 e IT-19 como representativas dos diques máficos da área de estudo. No entanto até o presente momento, o Laboratório de Microssonda da Université Blaise Pascal em Clermont Ferrand não nos enviou o resultado da análise da amostra IT-12, que não será considerada neste trabalho. O equipamento utilizado foi uma microssonda eletrônica do tipo Cameca SX 100 em condições de operação de 15 kV, 15 nA, com espessuras do raio incidente 19 variando entre 5 e 10µm. Foram analisados 37 campos e obtidos dados químicos das fases minerais plagioclásio (18 análises), piroxênios (09 análises), anfibólio (05 análises) e biotita (05 análises), determinado-se os teores dos elementos SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, TiO2, MnO, Na2O, K2O e Cr2O5. Após a obtenção dos dados referentes aos elementos acima citados, foram empregados dois aplicativos numéricos para calcular as fórmulas estruturais dessas fases, em ambientes MS-DOS como: PASFORM (BJERG et al. 1995), PIROX (YAVUZ 2001) e AMPHICAL (YAVUZ 1998). Para o cálculo das temperaturas foram utilizados os procedimentos encontrados nos trabalhos de Kudo & Weill (1970) e Mathez (1973). E nos aplicativos em ambiente WINDOWS como EXCEL e WORD os valores dos cálculos são organizados e descritos. Para a confecção de diagramas binários foram utilizados os programas Minpet da versão 2.02, de Richard (1995), que adota os critérios da IMA (International Mineralogical Association) e o Amphical, de Yavuz (1998). Estes diagramas permitiram uma rápida visualização, análise e interpretação dos dados obtidos, bem como a classificação das fases minerais analisadas. 3.5 Litogeoquímica As análises geoquímicas em rocha total foram realizadas em onze amostras dos diques máficos do enxame de Itapé. Em todas as amostras foram determinadas as concentrações de elementos maiores e traços. Em cinco amostras foram analisados elementos terra raras. A preparação das amostras foi realizada no Laboratório de Preparação de Amostras do Departamento de Geoquímica/UFBA, seguindo as etapas de britagem no britador de mandíbulas, quarteamento e moagem no shatter box. As análises químicas foram efetuadas nos laboratórios do IGc/USP e da GEOSOL-LAKE FIELD LTDA. Os elementos maiores (SiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO, 20 MgO, Na2O, K2O, MnO, TiO2, P2O5 e Cr2O3) e alguns elementos traços (Ba, Nb, Ni, Sr, Sc, Y e Zr) foram dosados por Espectrômetro de Emissão ICP (Jarrel Ash AtomComp Model 975 /Spectro Ciros Vision) e os outros elementos menores e terras raras por Espectrômetro de Plasma Induzido (ICP-MS: Perkin-Elmer ELAN 6000). No caso do Na2O e K2O as análises com teores abaixo de 1% foram obtidas por absorção atômica após digestão de HCl e HClO4. Perda ao fogo (LOI) foi estimada pela ignição em 1g de amostra a 950°C por 90 minutos. A reprodutibilidade analítica (1σ) obtida através de 20 medidas repetidas do padrão SO-18 foi menor que 0,1 % para todos os elementos maiores, exceto para SiO2 (1σ = 0,3 %) e Al2O3 (1σ = 0,16 %) e de 0,45% a 6,89% para elementos traços, exceto para Ta, o qual teve um erro mais alto de 17,8%. Os resultados analíticos obtidos foram utilizados na elaboração de diagramas de classificação de rochas e de distribuição entre elementos maiores, traços e elementos terras raras. Para facilitar a interpretação dos dados geoquímicos foram utilizados dois aplicativos numéricos (software) em ambientes Windows: o GCDkit 2.23 (JANOUSEK et al. 2006) e o Minpet 2.02 (RICHARD 1995). 3.6 Elaboração da Dissertação Esta dissertação foi elaborada a partir da integração entre as informações geológicas alcançadas na fase de pesquisa bibliográfica, nas campanhas de campo e nos dados petrográficos, geoquímicos e de química mineral obtidos para os diques máficos do enxame de Itapé, ao longo dos 24 meses de duração do projeto de pesquisa. Por fim, realizou-se as conexões necessárias para que o produto final fosse transformado em um texto consistente. 21 CAPÍTULO IV 22 4. Contexto Geológico Regional A área de estudo compreende o enxame de diques máficos de Itapé pertencente à Província de Diques Máficos de Itabuna-Itaju do Colônia (PIIC) (CORRÊA-GOMES et al. 1996; MENEZES LEAL et al. (inédito)), localizada na porção sul do Estado da Bahia. O arcabouço geológico da área de estudo está alojado na Zona de Cisalhamento Itabuna-Itaju do Colônia (ZCIIC) (CORRÊA-GOMES 1992, 2000; CORRÊA-GOMES et al. 1996), que hospeda parte da Província Alcalina do sul do Estado da Bahia (SILVA FILHO et al. 1974) - PASEBA, e registra unidades geológicas pertencentes ao Complexo Ibicaraí (MORAES FILHO & LIMA 2007) relacionadas às rochas granulíticas do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (BARBOSA & SABATÉ 2003), na transição entre o Cráton do São Francisco e a Faixa Araçuaí (ALMEIDA 1977). 4.1 O Cráton do São Francisco O Cráton do São Francisco (CSF) (ALMEIDA 1967, 1977), também denominado de Província São Francisco (MASCARENHAS et al. 1984) ou Antepaís do São Francisco (ALKMIN et al. 1993), é uma das mais significativas províncias geológicas na América do Sul e compreende terrenos arqueanos, que foram amalgamados no Paleoproterozoico e retrabalhados no Neoproterozoico. É circundado pelas faixas orogênicas, denominadas de Araçuaí, Brasília, Sergipana, Formosa do Rio Preto e Riacho do Pontal (ALMEIDA 1977) (Figura 4.1B). De acordo com Barbosa & Dominguez (1996) e Barbosa & Sabaté (2002, 2003, 2004) o Estado da Bahia tem 50% da sua área ocupada pelo CSF, o qual é constituído por rochas TTG’s e granodioritos arqueanos, ortognaisses, migmatitos, granulitos, anfibolitos e por sequências supracrustais, todos metamorfisados nas fácies xisto verde, anfibolito ou granulito. 23 1- Coberturas Fanerozoicas 2- Faixas de Dobramentos (AP –Araçuaí; SE – Sergipana; RR – Formosa do Rio Preto) 3- Coberturas Plataformais do Neoproterozoico (Supergrupo São Francisco) 4- Coberturas Plataformais do Mesoproterozoico (Supergrupo Espinhaço) 5- Cinturões Móveis do Paleoproterozoico 6- Sequência Sedimentar e Metassedimentar do Arqueano 7 e 8 – Blocos Arqueanos (BJ-Bloco Jequié, BG- Bloco do Gavião; GC-Bloco Guanambi-Correntina; P-Paramirim; SSerrinha; M-Mairi; DS-Domínio Sobradinho b a Figura 4.1 a) Localização do Cráton São Francisco. b) Esboço geológico e compartimentação tectônica do Estado da Bahia (Adaptado e modificado de BARBOSA & DOMINGUEZ 1996). 24 Barbosa & Sabaté (2003) apresentaram uma síntese com dados de pesquisas petrológicas, geocronológicas e isotópicas que permitiram explicar a evolução geológica-geotectônica do Cráton do São Francisco na Bahia e a identificação de quatro importantes segmentos crustais Arqueanos que nele se inserem, chamados de Bloco Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha. Ainda segundo esses autores, uma gama de evidências geológicas, principalmente dados estruturais, metamórficos e radiométricos, sugerem a colisão desses quatro segmentos Arqueanos durante o Paleoproterozoico (2,3 – 2,0 Ga), na qual o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá foi imprensado, resultando na formação de importante cadeia de montanha denominada de Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (Figura 4.2). Figura 4.2 - Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão paleoproterozoica. Adaptado e modificado de Barbosa & Sabaté, 2003. A presença de falhas de empurrão e zonas transcorrentes tardias demonstram que a colisão paleoproterozoica ocorreu com o movimento desses quatro blocos no sentido NW-SE. A aproximação do Bloco Serrinha em direção ao Bloco Gavião provocou um importante encurtamento crustal ao longo de um eixo, que se prolonga em direção ao oeste do Gabão, na África (LEDRU et al. 1993). 25 As litologias que compõem a área estudada constituem terrenos de alto grau metamórfico pertencentes ao segmento Sul do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, cujo arcabouço estrutural possui orientação segundo a direção N10oE (BARBOSA et al. 2001; BARBOSA & SABATÉ 2002, 2003, 2004). Estas unidades litológicas encontram-se deformadas, recristalizadas e representam o embasamento de idade neoarqueana-paleoproterozoica (Figura 4.3) que, de acordo com o trabalho realizado por Moraes Filho & Lima (2007) pertencem ao Complexo Ibicaraí e correspondem a litotipos granulíticos de composições charnoquítica, enderbítica, trondhjemítica e, subordinadamente, norítica que, por vezes, são penetrados por rochas máficas/ultramáficas. Em geral, esses granulitos apresentam coloração cinzaesverdeado a cinza-escuro, variando mineralogicamente, desde os tipos mais básicos, até os tipos intermediários e ácidos (OLIVEIRA et al. 1993). 4.2 O Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá - OISC O Sistema Orogênico Itabuna-Salvador-Curaçá (Orógeno Itabuna-SalvadorCuraçá, e.g., BARBOSA et al. 2001a, 2003b) estende-se de norte a sul do Estado da Bahia ao longo de aproximadamente 700 km e inclui os denominados Cinturões Itabuna, ao sul, e Salvador-Curaçá, ao norte. Seus limites, tanto a oeste (Bloco Gavião) quanto a leste (Bloco Serrinha) são caracterizados por zonas de cisalhamento de transpressão, dúcteis-frágeis, sinistrais e que apresentam estruturas com vergências opostas: para oeste, sobre o Bloco Gavião e para leste, sobre o Bloco Serrinha. Essa estrutura foi interpretada como “uma estrutura em flor positiva assimétrica”, configurada na fase final do evento orogênico paleoproterozoico (PADILHA & MELO 1991; MELO et al. 1995). O Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá foi formado durante o Paleoproterozoico, durante um intervalo de tempo de 200-300 milhões de anos, quando o bloco do mesmo nome foi imprensado por outros blocos de idade arqueana (Blocos Gavião, Jequié e Serrinha) resultando na geração dessa importante cadeia de montanhas (BARBOSA & SABATÉ 2003). 26 Figura 4.3 - Mapa Geológico simplificado da área de estudo. Modificado e adaptado de Bizzi et al. (2001). 27 O segmento sul deste Orógeno, arcabouço da área de pesquisa deste trabalho, foi também denominado de Bloco Itabuna (PEDREIRA et al. 1975) ou Mobile Belt da Costa Atlântica (COSTA & MASCARENHAS 1982) ou ainda Domínio da Costa Atlântica (BARBOSA 1986; FIGUEIREDO 1989). De acordo com estudos realizados por Barbosa (1990, 1997) e Barbosa et al. (2003), este segmento é constituído por rochas metamórficas de alto grau. Suas rochas são homogêneas, cinza-esverdeadas e com textura variando de fina a média. São, predominantemente, ortoderivadas, intensamente deformadas e recristalizadas na fácies granulito, bem orientadas e assinalando um relevo moderado. A superposição dos blocos arqueanos durante a colisão teve como consequência a duplicação da crosta nesta região resultando no metamorfismo de alto grau que alcançou pressões médias de 5-7 kbar e temperaturas próximas de 830°-850°C (BARBOSA 1990, 1997; BARBOSA et al., 2003b). Durante a fase de levantamento, rampas tectônicas associadas a thrusts, modificaram a zonação metamórfica original em função da colocação dos mega-blocos de rochas granulíticas sobre rochas de fácies anfibolito e xisto verde (BARBOSA 1997) (Figura 4.4). Figura 4.4 - Estágio final da orogênese com a colocação de sienitos e granitos. Atualmente nas porções oeste e leste podem ser observados terrenos granulíticos sobrepostos a terrenos anfibolíticos e xisto-verdes. Diagrama PTt localizado na lateral superior direita da seção. O sentido horário da trajetória metamórfica atesta o contexto colisional. Adaptado de Barbosa & Sabaté (2003). Segundo Moraes Filho et al. (2007), o OISC pode ser dividido em três complexos: Almadina, Ibicaraí e Ibicuí-Ipiaú, estando o foco deste trabalho voltado para o segundo complexo, já que no mesmo se insere a área de pesquisa (Figura 4.3). 28 4.3 A Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia – PASEBA Magmas alcalinos sub-saturados em sílica ocorrem no interior de placas continentais, associados a sistemas rifte; em placas oceânicas, associados a hot spot; ou ainda, como produto da ação de pluma mantélica. A gênese destes magmas é comumente interpretada como produto de baixa taxa de fusão parcial no manto. Logo, a presença de magmas alcalinos sub-saturados em SiO2 constitui um marcador geodinâmico valioso quando se investiga a história evolutiva em terrenos antigos, pois sua instalação limita-se a períodos anorogênicos (ROSA et al. 2005b). Na região sul do Estado da Bahia existe um alinhamento de rochas alcalinas datadas do Ciclo Brasiliano (900-500 Ma, ALMEIDA et al. 2000) que foram inicialmente identificadas por Fujimori (1967) e, posteriormente, reunidas por Silva Filho et al. (1974) sob a terminologia de Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia (PASEBA) (Figura 4.5). Esta província faz parte do Cráton do São Francisco (ALMEIDA 1977), inserida no embasamento granulítico de idade arqueana-paleoproterozoica pertencente ao OISC, e a sua parte sul localiza-se próximo ao limite tectônico com a Faixa Móvel Araçuaí, de idade neoproterozoica que, por sua vez, segundo Rosa et al. (2005b), apresenta expressivo magmatismo alcalino subsaturado em SiO2, acondicionado em geossutura por 150 km que adentra nos terrenos arqueano-paleoproterozoicos do cráton. Vários trabalhos contribuíram para o estabelecimento da cartografia destes corpos (BARBOSA DE DEUS 1972 e 1972a; SOUTO 1972; SILVA FILHO et al. 1974; FUJIMORI 1978; LIMA et al. 1981; ARCANJO 1993; MARTINS & SANTOS 1993). Esta província congrega alguns batólitos (Itabuna, Floresta Azul, Serra das Araras e Itarantim), grande número de stocks (Itaju do Colônia, Morro da Santa, Fazenda Alvorada e Serra da Gruta) e centenas de diques máficos e félsicos. Cordani et al. (1974) dataram estas rochas com idades entre 673 a 629 Ma (Rb-Sr em rocha total), permitindo correlacionar este magmatismo alcalino à orogenia Brasiliana. 29 Figura 4.5 - Localização da área de ocorrência das rochas alcalinas neoproterozoicas do sul do Estado da Bahia [A]. Mapa geológico simplificado da Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia segundo Rosa et al. (2003) [B]. Cidades [1], limite estadual [2], falhas e fraturas [3], falha de acavalgamento [4], sedimentos recentes [5], maciços alcalinos neoproterozoicos [6], rochas metassedimentares neoproterozoicas [7], rochas arqueanopaleoproterozoicas [8, a=granulíticas e b=gnaissico-migmatíticas]. Modificado de Rosa et al. (2005a). Mascarenhas (1979) atribuiu o alinhamento NE-SW dos maciços alcalinos da PASEBA a um controle estrutural na colocação destes corpos, que tem sido relacionado a um conjunto de falhas profundas, antigas, que condicionou a colocação destes magmas e relacionadas à tectônica situada entre os períodos Paleoproterozoico e Mesoproterozoico (SILVA FILHO et al. 1976; MASCARENHAS & GARCIA 1987; PEDREIRA 1999). Estas falhas foram reativadas no Neoproterozoico, posteriormente à intrusão dos corpos alcalinos, o que é evidente nos corpos da região norte da PASEBA (PEDREIRA et al. 1975; SILVA FILHO et al. 1976; LIMA et al. 1981; CORRÊA-GOMES & OLIVEIRA 2002). Essa idéia veio a ser ratificada, mais tarde, com a realização de vários estudos (e.g. CORRÊA-GOMES 2000), enquanto outros (e.g. TEIXEIRA et al. 1997) postulam que o magmatismo da PASEBA expressa um estágio tectônico distensivo, anterior à orogenia brasiliana, materializado pela Faixa Móvel Araçuaí. 30 4.4 O Complexo Ibicaraí De acordo com os trabalhos realizados por Dalton de Souza et al. (2003) e Moraes Filho & Lima (2007), a área de pesquisa está estratigraficamente inserida no Complexo Ibicaraí, que faz parte do embasamento que compõe a PASEBA. O mesmo aflora em uma grande faixa de área contínua a leste e a norte do município de Potiraguá, incluindo Itapé, ocupando por tanto a maior parte do setor centro-leste da província. Ainda segundo esses autores, este Complexo é constituído por rochas que datam do Mesoarqueano, e salientam uma acentuada dificuldade para separação desses litotipos em campo. Apesar disso, quatro subunidades geológicas foram cartografadas, as quais na grande maioria provém de protólitos ortoderivados que se encontram deformados e granulitizados. São elas: 4.4.1 Subunidade A3ie1 Esta subunidade ocorre na porção leste da localidade de Itapé (Figura 4.3). É constituída por rochas ortoderivadas, deformadas e equilibradas na fácies granulito, representadas por enderbito e trondhjemito com hornblenda e biotita, de composição cálcioalcalina de alto potássio. Apresentam coloração variando de cinza-escuro a cinza-esverdeado. 4.4.2 Subunidade A34ie Corresponde à subunidade predominante do Complexo, representando cerca de 80% da sua área de exposição (Figura 4.3). É constituída por rochas ortoderivadas, de origem plutônica, deformadas e granulitizadas. Os litotipos granulíticos são de composições charnoquítica, enderbítica e trondhjemítica, e subordinadamente, norítica, que apresentam, invariavelmente, colorações cinza-claro-esverdeado a cinza-escuro e, mais raramente, preta, com bandamento de espaçamento milimétrico a métrico, ressaltado por vezes apenas em superfícies de alteração. Nos termos mais félsicos constata-se a presença de ribbons de quartzo. Por vezes, suas rochas são penetradas por diques básicos, e apresentam-se tectonizadas e hidrotermalizadas, exibindo cloritização do hiperstênio. 31 4.4.3 Subunidade A34ie2 Esta subunidade aflora principalmente a oeste de Itaju do Colônia (Figura 4.3). Apresenta contatos tectônicos com os Complexos Ibicuí-Ipiaú e Almadina, e intrusivos com os granitóides da Suíte Intrusiva Pau Brasil. Há predominância dos litotipos enderbitos, trondhjemitos e charnockitos, com presença subordinada de metagabronoritos. Em geral, são macroscopicamente semelhantes aos granulitos da subunidade anterior. São de coloração acinzentada, granulação média a fina, com marcante bandamento milonítico e frequentemente recortados por diques básicos de espessura inferior a um metro. 4.4.4 Subunidade A34ie3 Ocorre apenas a norte de Itaju do Colônia, e se aproxima de Itapé (Figura 4.3). Os contatos são litológicos com os complexos Almadina e com os corpos da PASEBA. Apesar da acentuada similaridade com as rochas da subunidade A34ie2, há uma presença maior de granulitos básicos. Suas rochas afloram a nordeste da cidade de Itaju do Colônia (aproximadamente 1 km) e correspondem a gabronoritos com tons acinzentados, granulometria fina a média e aspecto maciço. Este Complexo apresenta serras alinhadas N-S, havendo predominância de ondulações em seu relevo. É assinalado contato tectônico deste com o Complexo Buerarema e metassedimentos da Bacia do Rio Pardo, além de contatos intrusivos ou tectônicos com a suíte intrusiva Pau-Brasil. Ocorre, ainda, grande quantidade de corpos máficos-ultramáficos de colorações esverdeadas a pretas, bastante foliados e deformados, e rochas alcalinas de grandes dimensões da Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia (MORAES FILHO & LIMA 2007). 32 4.5 Zona de Cisalhamento Itabuna-Itaju do Colônia – ZCIIC De acordo com Corrêa-Gomes (2000), se destaca na região da Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia uma importante feição geológica que é a Zona de Cisalhamento Itabuna-Itaju do Colônia (ZCIIC) (LIMA et al. 1981), localizada na porção SSE do Estado da Bahia, dentro da borda leste do Cráton do São Francisco, próximo à Faixa Araçuaí, e que corresponde ao arcabouço estrutural dos corpos filonianos que são o foco deste trabalho (Figura 4.6). A ZCIIC é cortada em sua extensão SW pela Zona de Cisalhamento Potiraguá (LIMA et al. 1981) – ZCP, de orientação N140º, que marca o limite entre a Faixa de Dobramentos Araçuaí (ALMEIDA 1978), ao sul, e o Cráton do São Francisco (ALMEIDA 1977). As pesquisas realizadas por Corrêa-Gomes et al. (1996) e Corrêa-Gomes (2000) revelam que ZCIIC é uma zona de cisalhamento tipicamente intracratônica que possui orientação N45º e dimensões de 150 km por 30 km e corta: (i) litotipos granulíticos, migmatíticos, anortosíticos e graníticos paleoproterozoicos do Cinturão Itabuna (BARBOSA & DOMINGUEZ 1996); (ii) parte dos metassedimentos meso(?)-neoproterozoicos do Grupo Rio Pardo (PEDREIRA 1979b) e, (iii) rochas sieníticas saturadas e insaturadas em SiO 2 da Suíte Alcalina do Sul da Bahia (FUJIMORI 1967; SILVA FILHO et al. 1974; LIMA et al. 1981). 33 Figura 4.6 - Síntese das principais unidades lito-tectônicas da área de influência da Zona de Cisalhamento de Itabuna-Itajú do Colônia - ZCIIC (CORRÊA-GOMES et al. 1996). 1= Orógeno paleoproterozoico ItabunaSalvador-Curaçá, 2= Metassedimentos meso-neoproterozoicos até fanerozoicos da Bacia do Rio Pardo, 3=Sienitos neoproterozoicos, 4= Orógeno neoproterozoico Araçuaí, 5= Cobertura sedimentar terciária do Grupo Barreiras, 6= Cobertura terciario-quaternária litorânea, 7= Lineamentos estruturais, falhas em preto e foliações em vermelhos (Adaptado e modificado de Menezes Leal et al. - inédito). Ainda segundo segundo Corrêa-Gomes (2000), a ZCIIC aloja três grupos de rochas filonianas. O primeiro grupo corresponde a diques anfibolíticos paleoproterozoicos, cisalhados e ligados aos momentos finais do Evento Paleoproterozoico (2,0 – 1,8 Ga), seguido por um enxame de diques toleíticos de idade aproximada de 1,0 Ga, relacionados a um domeamento litosférico possivelmente relacionado a uma pluma litosférica, e outro, de idade neoproterozoica (0,65 – 0,45 Ga), segundo Lima et al. (1981), composto por diques máficos e félsicos, pertencentes à Província Filoniana de Itabuna-Itaju do Colônia, alojados em condições de níveis crustais rasos. 34 4.6 Província Itabuna-Itaju do Colônia – PIIC As regiões de Itabuna-Itaju do Colônia, no sudeste da Bahia, abrigam inúmeras ocorrências de litotipos alcalinos de caráter tipicamente anorogênico com idades variando entre 732 Ma e 450 Ma (CORDANI 1973; INDA & BARBOSA 1978; ROSA et al. 2005a). São litchifielditos, gabros, monzonitos, sienitos e granitos alcalinos. Vários autores (FUJIMORI 1967; SILVA FILHO et al. 1974 e PEDREIRA et al. 1975) ressaltaram a contemporaneidade desta província com os grandes falhamentos tectônicos existentes na região, o que pode ser observado nos corpos plutônicos alcalinos citados anteriormente, no item 4.3 deste trabalho. Uma vasta rede de rochas filonianas corta estes corpos, geometricamente paralelas aos falhamentos da região e à Zona de Cisalhamento de Itabuna-Itaju do Colônia (ZCIIC). Nesta província, o magmatismo fissural é representado por diques que ocorrem de forma razoavelmente concentrada nos diversos municípios que abrigam a PASEBA (TANNER DE OLIVEIRA 1989) exceto no município de Itapé onde eles constituem um verdadeiro enxame (ARAÚJO et al. 1992; ARAÚJO 1994). Trabalhos realizados por Corrêa-Gomes et al. (1996) e Corrêa-Gomes (2000) sugerem que entre as suítes alcalinas de Itabuna e Itaju do Colônia existe um conjunto filoniano que representa sumariamente o sistema regional. Trata-se da “área-chave” de Itapé, onde podem ser observadas centenas de filões aflorantes ao longo do rio Colônia caracterizando-se como um dos enxames filonianos mais expressivos do Estado da Bahia. São diques faneríticos e porfiríticos, por vezes compostos e com geometrias variadas (bifurcadas, curvas etc.). As direções de fluxo magmático observadas indicam sentidos contrários de colocação, para NE e para SW, sugerindo que Itapé teria sido, provavelmente, um importante “corredor” de injeções magmáticas opostas originadas em Itabuna e principalmente em Itaju do Colônia, ou até mesmo um centro de propagações magmáticas. 35 Na PIIC foi possível agrupar os litotipos segundo suas filiações, considerando as características mineralógicas, texturais e petroquímicas (CORRÊA-GOMES et al. 1996), podendo assim serem classificados: Diques Máficos de Filiação Alcalina: basanitos, alcalibasaltos, havaiitos e mugearitos; Diques Félsicos de Filiação Alcalina: quartzo-traquitos, traquitos e fonolitos; Diques Máficos de Filiação Transicional: basalto transicional, latibasalto, basalto-toleiítico e andesibasalto. Este conjunto filoniano encontra-se fracamente deformado, sugerindo que o preenchimento de fraturas pelo magma ocorreu tarditectonicamente, durante a reativação da Zona de Cisalhamento Itabuna-Itaju do Colônia (CORRÊA-GOMES et al. 1996). 4.7 Orógeno Araçuaí O Orógeno Araçuaí localiza-se entre o Cráton do São Francisco e a margem continental leste brasileira, a norte do Orógeno Ribeira, e é entendido como parte do domínio metamórfico externo do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. Constitui um dos vários componentes do sistema orogênico neoproterozoico originado durante a aglutinação do Gondwana Ocidental (PEDROSA-SOARES et al. 2001, 2007; ALKMIM et al. 2006, 2007). Conforme o trabalho apresentado por Pedrosa-Soares et al. (2007), os componentes geotectônicos do Orógeno Araçuaí são representados por processos e produtos originados durante estágios evolutivos diversos, desde as bacias precursoras ao edifício resultante da orogenia. Este autor apresenta, como exemplo de componentes geotectônicos, o magmatismo bimodal originado em rifte continental, restos ofiolíticos indicadores de espalhamento 36 oceânico, arco magmático relacionado à subducção e granitos tipo S originados durante a colisão. Ainda de acordo com o autor supracitado, os estudos realizados por Almeida (1977) foram precursores no âmbito das investigações geotectônicas sobre a Faixa Araçuaí, que é correlacionada com a Faixa Oeste do Congo, da qual se separou pela abertura do Atlântico Sul (BRITO NEVES & CORDANI 1991; PEDROSA SOARES et al. 1992). O embasamento da parte norte desta faixa de dobramento é composto por TTG’s arqueanos, remanescentes de greenstone belts, sequências supracrustais paleoproterozoicas e suítes granitóides, que foram deformadas pela orogênese paleoproterozoica e, posteriormente, retrabalhadas pela Brasiliana. Pedrosa Soares & Wiedemann (2000) apresentaram um modelo evolutivo para a Faixa Araçuaí. Durante o Paleoproterozoico foi formado o Paleocontinente Atlântida, a partir da “colagem” de crátons antigos, que se caracterizaram como uma plataforma estável em torno de 2,0 Ga. Por volta de 950 Ma, uma pluma mantélica sob esta plataforma provocou, então a geração de enxames de diques máficos, rochas vulcânicas, e induziu a mesma ao magmatismo félsico anorogênico e a processos de rifteamento, Este rifte Neoproterozoico passou por um ciclo de Wilson completo, e por volta de 800 Ma, evoluiu para uma bacia oceânica. Em torno de 625-595 Ma, durante o estágio orogênico se desenvolveu um arco magmático cálcioalcalino pré-colisional, na margem continental ativa do Paleocontinente Congo, e uma margem continental passiva no Paleocontinente São Francisco. Durante o estágio colisional, entre 595-560 Ma, cunhas da litosfera oceânica Neoproterozoica foram empurradas sobre a sequência de margem passiva, causando espessamento crustal e geração de granitóides. Após o término do estágio colisional, a partir de 535 Ma, ocorreu o colapso do orógeno, geração de granitóides e magmas básicos, além de zonas de cisalhamento locais (WIEDEMANN 2000). Esse magmatismo básico inclui os diques máficos que são objeto desse estudo. 37 CAPÍTULO V 38 5. Aspectos Geológicos Locais Neste capítulo serão abordados os principais aspectos geológicos relacionados às rochas encaixantes e aos diques máficos da região investigada. A região sudeste do Estado da Bahia é recortada por inúmeros corpos máficos intrusivos, caracterizando o magmatismo basáltico que ocorreu na mesma. Esses corpos estão associados, sob a forma de diques, aos litotipos pertencentes ao embasamento cratônico e às unidades que compõem o Complexo Ibicaraí, no segmento sul do Orógeno Itabuna-SalvadorCuraçá. Corrêa-Gomes et al. (1996) e Menezes Leal et al. (inédito) classificaram o conjunto de rochas máficas que ocorre nessa região como pertencente à Província Itabuna-Itaju do Colônia (PIIC). É importante salientar que, de acordo com Brito Neves (2011), dique é uma intrusão ígnea de forma tabular (sheet) que corta a estratigrafia de uma sequência ou de outro corpo rochoso, estratificado ou não, que pode ter sua colocação em diversos níveis crustais, isoladamente ou como enxames e são sempre indicadores de processos extensionais. Ainda de acordo com este autor, enxames de diques (dyke swarms) trata-se de intrusões ígneas de forma acamadada, tabular, e que formam conjuntos de diques subparalelos em amplas regiões da crosta ou de uma região determinada, em domínios notáveis de tectônica extensional, predominantemente associados com intrusões básicas em profundidade, sendo muito comuns no início de um ciclo tectonomagmático (Ciclo de Wilson). 5.1 Rochas do Embasamento O substrato no qual o enxame de diques máficos de Itapé se insere é constituído, predominantemente, por rochas granulíticas - enderbitos de composição tonalítica - embora ocorram ainda termos trondhjemíticos, noríticos e monzodioríticos, além de granitos, subordinados. Essas rochas pertencem aos terrenos polideformados arqueanos e 39 paleoproterozoicos do sul do Estado da Bahia (Figura 5.1). Segundo Barbosa et al. (2003), a cerca de 2,0 a 1,9 Ga, no final do Paleoproterozoico, com a colisão dos Blocos Jequié e Itabuna–Salvador–Curaçá, houve a superposição tectônica que promoveu a formação de importante cadeia de montanhas e granulitizou grande parte dos litotipos pré-existentes naquela região. As rochas granulíticas da área de estudo são modeladas por pelo menos duas fases regionais mais importantes atribuídas ao Evento Paleoproterozoico. A primeira fase estaria relacionada aos cisalhamentos reversos de moderado ângulo para leste, que impuseram movimentação tectônica de blocos de E para W, e que posteriormente foi afetada por uma segunda fase que teria sido marcada por transcorrências sinistrais, como reflexo de uma compressão submeridiana. Ambas as fases ocorreram em níveis crustais profundos compatíveis com a fácies granulito. Como resultado dessa deformação, todo o embasamento apresenta foliações orientadas próximo a NNE e com mergulho vertical para E. Esses terrenos granulíticos passaram por período de baixa atividade deformacional durante o Mesoproterozoico, só voltando a ser perturbados tectonicamente durante a transição MesoNeoproterozoico, por cisalhamentos reversos e transcorrentes associados à formação da Bacia Sedimentar do Rio Pardo, à colocação dos vários plútons anorogênicos da PASEBA e pela movimentação da Faixa de Dobramentos Araçuaí (CORRÊA-GOMES 2000). Macroscopicamente, os granulitos que hospedam os filões máficos do enxame de Itapé apresentam coloração cinza escura a preta e granulação média a grossa, com estruturas variando de maciça a pouco foliada. Existem fraturas orientadas preferencialmente NNE-SSW e, secundariamente, NNW-SSE, mergulhando para ESE. Os diques máficos do enxame estudado ocorrem preenchendo essas fraturas, registrando predominantemente as mesmas orientações observadas para os litotipos encaixantes, e a espessura desses varia de poucos centímetros a alguns metros. Petrograficamente foi reconhecido o litotipo tonalito granulítico, que será detalhadamente descrito no Capítulo VII, referente à caracterização petrográfica dos corpos máficos e encaixantes que compõem a área de estudo. 40 Figura 5.1 - Mapa Geológico Local simplificado. Fonte: Bizzi et al. (2001). 41 5.2 Diques Máficos Nos domínios granulíticos acima descritos são reconhecidos diversos corpos intrusivos de natureza básica e alcalina, praticamente isentos de metamorfismo e deformação que, de acordo com o que foi salientado anteriormente, estão representados por diques de diabásio e por corpos alcalinos referidos à Província Alcalina do Sul do Estado da Bahia, sendo os primeiros o foco deste trabalho. Atualmente, existem vários estudos versando sobre as rochas máficas no Estado da Bahia. No entanto, o magmatismo básico que ocorre na porção sul-sudeste do estado, denominado de Província Itabuna-Itaju do Colônia (PIIC) (CORRÊA-GOMES et al. 1996; MENEZES LEAL et al. - inédito) ainda não foi alvo de pesquisas sistemáticas detalhadas limitando-se a citações em projetos realizados por empresas e em poucos trabalhos científicos (FUJIMORI 1967, 1978; PEDREIRA et al. 1975; CORDANI et al. 1974; ROSA et al. 2003, 2005a,b; MORAES FILHO & LIMA 2007), os quais enfocam, essencialmente, a distribuição geográfica e posicionamento geológico deste magmatismo. Nas pesquisas realizadas por Araújo et al. (1992) e Araújo (1994) observa-se que os filões máficos do enxame de Itapé, que pertencem à PIIC, são abordados superficialmente e a gama de informações sobre estes corpos era reduzida, talvez por causa do pouco significado aparente ou porque, de modo geral, grande parte dos trabalhos pretéritos estava voltada para outros litotipos de maior atratividade naquele momento. Apesar disso, Corrêa-Gomes et al. (1996), Corrêa-Gomes (2000) e Pinheiro (2009) realizaram estudos mais aprofundados sobre o magmatismo básico ocorrido na área de Itapé, visando uma melhor compreensão do magmatismo relacionado à PIIC e da dinâmica evolutiva da porção sudeste do Estado da Bahia, desde o Paleoproterozoico até o Neoproterozoico. Os diques máficos mapeados na área de pesquisa concentram-se principalmente ao longo do leito do rio Colônia mais ou menos equidistantes, entre Itapé e Itaju do Colônia, exceto por um dos diques que está situado ao norte dessa localidade, próximo à BR-415, sentido Ibicaraí. A cartografia detalhada desses corpos é especialmente facilitada em Itapé exatamente por terem certa expressão topográfica, apresentando-se predominantemente como cristas emersas ao longo do leito do rio Colônia (Fotografia 5.1) - embora muitas vezes ocorram submersos (Fotografia 5.2) - espessura na ordem de valores centimétricos a métricos e extensão média de 100m (Fotografias 5.3 e 5.4). No entanto, análises pontuais correlacionadas indicam que os diques cortam o rio, de uma ponta a outra, medindo aproximadamente 250 metros de comprimento (Fotografia 5.5). Fotografia 5.1 - Dique máfico aflorante ao longo do rio Colônia (Ponto IT-17). Coordenadas 449.767 / 8.348.821. Fotografia 5.2 – Dique máfico submerso no leito do rio Colônia (Ponto IT-05). Coordenadas 446.365 / 8.349.008. Fotografia 5.3 - Dique máfico de pequena dimensão, medindo aproximadamente 9 centímetros. (Ponto IT-13). Coordenadas 448.687 / 8.348.982. Fotografia 5.4 - Dique máfico medindo aproximadamente 3 metros, aflorante ao longo do rio Colônia. (Ponto IT-18). Coordenadas 449.799 / 8.348.872. 43 Algumas outras características de campo são observadas no sítio de ocorrência e consistem em: i) Os diques estão geologicamente posicionados dentro da Zona de Cisalhamento Itabuna-Itaju do Colônia (ZCIIC). ii) Estão alojados em litotipos granulíticos orientados N10º, acompanhando a estruturação regional impressa neste embasamento. iii) Estão alinhados segundo o trend NE-SW e NW-SE (Fotografia 5.5). iv) Morfologicamente, os diques máficos estudados são retilíneos, verticais a subverticais (Fotografia 5.6) e, por vezes, levemente curvos e sinuosos (Fotografia 5.7). v) De modo geral, constituem rochas de coloração cinza-escuro (Fotografia 5.8), raramente negras, isotrópicas, maciças, densas, de granulação fina a média, às vezes porfirítica. Apresentam margens de resfriamento rápido (chilled margins), fraturamento multidirecional e, por vezes, “capa” de alteração intempérica denominada de esfoliação esferoidal (Fotografias 5.9 e 5.10). vi) Na maior parte dos pontos amostrados é possível observar os contatos entre o dique e a rocha encaixante. Os mesmos ocorrem de modo nítido, sendo possível delimitá-los geometricamente (Fotografias 5.11 e 5.12). Fotografia 5.5 - Diques máficos que cortam, de um lado a outro, o leito do rio Colônia e apresentam orientação NE-SW (linhas tracejadas). (Ponto IT-02). Coordenadas 446.340 / 8.349.030. Fotografia 5.6 - Dique máfico retilíneo e verticalizado, em contato com a rocha encaixante granulítica. (Ponto IT-01). Coordenadas 446.357 / 8.349.057. 44 Fotografia 5.7 - Dique máfico sinuoso, nas proximidades de Itapé. (Ponto IT-14). Coordenadas 449.202 / 8.348.785. Fotografia 5.8 – Detalhe da coloração cinza-escuro do dique máfico. (Ponto IT-10). Coordenadas 447.870 / 8.349.140. Fotografia 5.9 - Dique máfico medindo 40 cm de espessura. Apresenta margens de congelamento, capa de alteração intempérica (esfoliação esferoidal) e fraturamento multidirecional.(Ponto IT-14). Coordenadas 449.202 / 8.348.785. Fotografia 5.10 - Detalhe de uma das margens de congelamento (chilled margins) do dique da fotografia 5.9, sugerindo resfriamento rápido. (Ponto IT-14). Coordenadas 449.202 / 8.348.785. Fotografia 5.11 - Detalhe do contato entre dique máfico e rocha encaixante. (Ponto IT-02). Coordenadas 446.340 / 8.349.030. Fotografia 5.12 - Detalhe do contato entre dique máfico e rocha encaixante. (Ponto IT-07). Coordenadas 446.403 / 8.348.990. 45 CAPÍTULO VI 46 6. Classificação e Nomenclatura das Rochas Encaixantes e dos Diques Máficos Neste capítulo será realizada uma abordagem a respeito da classificação e nomenclatura dos diques máficos da suíte de Itapé bem como das suas rochas encaixantes. 6.1 Rochas Encaixantes As rochas que hospedam os diques máficos de Itapé são litotipos enderbíticos equilibrados na fácies granulito. Para a classificação dos mesmos, realizamos análise de composição modal das suas respectivas amostras (Tabela 6.1) e utilizamos o Diagrama de Streckeisen (1976) (Figura 6.1), no qual observamos que os pontos representativos das mesmas plotam no campo dos tonalitos. Tabela 6.1 – Composição modal das rochas encaixantes granulíticas, em porcentagem de volume. TONALITOS GRANULÍTICOS IT-02A IT-02D IT-07A IT-08 Lâminas/Composição (%) (Contato) Plagioclásio Quartzo Clinopiroxênio Ortopiroxênio Minerais Opacos Hornblenda Mesopertita Titanita Epídoto 40 30 20 5 1 1 2 1 39 24 21 8 3 5 - 50 21 16 3 5 1 3 1 40 22 27 5 3 2 1 47 Figura 6.1 - Diagrama Q (Quartzo), A (Álcalis), P (Plagioclásio), classificando os protólitos das rochas granulíticas. Streckeisen (1976). 6.2 Diques Máficos Sabe-se que as rochas hipoabissais não possuem um sistema funcional de classificação aceito pela comunidade geológica. Porém existem inúmeras classificações utilizadas para rochas ígneas vulcânicas e plutônicas, baseadas em critérios texturais (cristalinidade/granulometria), mineralógicos (composição modal) e químicos, que são empregadas na caracterização destas. Dessa forma, para a realização desta pesquisa, adotou-se a classificação de rochas vulcânicas, baseada essencialmente nas composições químicas, uma vez que essas rochas são de caráter hipoabissal - sob a forma de diques - similares às rochas vulcânicas. Convém explicar, de acordo Wernick (2004) o conceito de suítes e séries magmáticas. As primeiras denominam um conjunto de rochas de composição variável proveniente de uma mesma unidade geológica ou de distintas unidades geológicas 48 correlatas, no qual as rochas estão vinculadas entre si através de um certo processo evolutivo. As séries magmáticas correspondem a manifestações vulcano-plutônicas que têm distribuição mundial e de diferentes idades geológicas com características mineralógicas, químicas e tendências evolutivas bem definidas, que sugerem uma relação genética. Entre as várias séries magmáticas vamos destacar a toleítica, a cálcioalcalina, a alcalina sódica, a alcalina potássica (ou shoshonítica) de alto K, que, devido às suas características mineralógicas, químicas e evolutivas bem definidas, ocupam posições distintas nos numerosos diagramas, dentre os quais podemos enfatizar: TAS (Le BAS et al. 1986 e COX et al. 1979), AFM (IRVINE & BARAGAR 1971), QAPF modal (STRECKEISEN 1976), R1R2 (De La ROCHE 1980) e outros tantos que aqui não foram citados. As séries acima citadas podem ser agrupadas em alcalinas (sódica, potássica e alto K) e subalcalinas (toleíticas e cálcio-alcalinas) e distinguidas através do diagrama álcalis (Na2O+K2O) versus Sílica (SiO2) (e.g. IRVINE & BARAGAR 1971; COX et al. 1979). A série alcalina é caracterizada pelo enriquecimento em álcalis (Na 2O+K2O) e petrograficamente pela presença de feldspatóides, anfibólio sódico e/ou piroxênio sódico. A série cálcio-alcalina é caracterizada por uma razão FeOt/MgO praticamente constante durante toda a cristalização magmática, que ocorre desde os estágios evolutivos iniciais, com a cristalização conjunta entre minerais máficos silicáticos magnesianos e óxidos de ferro. (WERNICK 2004). As séries toleíticas são caracterizadas, petrograficamente, pela presença de piroxênios pobres em Ca (augita subcálcica, hiperstênio e pigeonita). Os fenocristais mais comuns são olivina e ortopiroxênio. É comum a olivina apresentar reação com o liquido silicático para um piroxênio pobre em Ca (ortopiroxênio). Quimicamente a série toleítica segue o trend de Fenner que é o enriquecimento em ferro na primeira etapa da evolução magmática. 49 Previamente, os litotipos reconhecidos na área investigada serão submetidos às seguintes classificações: Diagrama TAS (Álcalis Total versus Sílica) de Le Bas et al. (1986) Este diagrama constitui uma boa base para a classificação das rochas magmáticas tendo em vista o papel de destaque da sílica e dos álcalis em muitos conceitos básicos de classificação tais como acidez, sílica-saturação, alumina-saturação, alcalinidade, relação entre os feldspatos presentes etc. Foi proposto por Le Bas et al. (1986) e, desde então, é recomendado pela Subcomissão de Sistemática de Rochas Ígneas da IUGS como um esquema classificatório internacionalmente aceito para as rochas vulcânicas. Tal classificação é consistente com a classificação modal QAPF e baseia-se em composições químicas. No diagrama Le Bas et al. (1986) (Figura 6.2) é possível perceber que há uma gradação entre os litotipos identificados na região de Itapé, o que chamaremos aqui de suíte basáltica de Itapé - constituída de basaltos alcalinos, traquibasalto e traquiandesito-basalto, que apresentam pequena variação nos teores de SiO2 (43% - 51%) e Na2O+K2O (3% - 8%) e plotam no campo das rochas alcalinas. Essas observações excluem a probabilidade de se tratar de um magmatismo bimodal. É importante ressaltar que todos os óxidos de elementos maiores foram normalizados para 100%, livres de água, evitando qualquer interferência na classificação. 50 Figura 6.2 - Diagrama Álcalis versus sílica total (TAS) de Le Bas et al. (1986) para os diques máficos de Itapé. Linha tracejada separa os campos dos alcalinos e toleiíticos (IRVINE & BARAGAR 1971). Diagrama SiO2 versus Na2O + K2O de Irvine & Baragar (1971) Pela comparação química de nefelinitos e basaltos alcalinos com basaltos toleiíticos do Havaí, que se distinguem nitidamente sob aspectos mineralógicos, MacDonald & Katsura (1964) estabeleceram no diagrama TAS o limite entre as rochas alcalinas e subalcalinas. Este limite foi ligeiramente modificado por Irvine & Baragar (1971), tendo por base bancos de dados de análises químicas a nível mundial. O diagrama Sílica versus Álcalis (IRVINE & BARAGAR 1971) (Figura 6.3) propõe uma classificação baseada na alcalinidade das rochas analisadas. Estas concentram-se no campo das rochas alcalinas, ratificando o elevado teor em álcalis por elas apresentado. Esse diagrama corrobora a classificação apresentada no diagrama da figura 6.2. A natureza alcalina da suíte basáltica de Itapé está amparada na presença modal de minerais tais como olivina e augita∕titano-augita (Tabela 9.1). 51 Figura 6.3 - Diagrama Na2O + K2O versus SiO2, segundo Irvine & Baragar (1971), para os diques máficos de Itapé. Diagrama AFM, segundo Irvine & Baragar (1971) O comportamento da relação FeOT/MgO numa suíte de rochas é rastreado no diagrama AFM, onde M = MgO, F=(FeO+0,9 Fe2O3 = FeOT) e A= (Na2O+K2O), no qual todos os óxidos estão em porcentagem de peso ou em porcentagem catiônica recalculadas para 100. O índice A serve para definir o grau de evolução de cada uma das rochas da suíte considerada, enquanto o lado F-M do triângulo define a proporção entre MgO e FeOT na rocha. Serve para discriminar as séries cálcio-alcalinas e toleiíticas/subalcalinas. No diagrama da Figura 6.4, A (Na2O + K2O) - F (FeOt) - M (MgO) (IRVINE & BARAGAR 1971), é demonstrada a filiação cálcio-alcalina dos diques máficos de Itapé, marcada pela tendência de leve enriquecimento em MgO, com relação aos teores de FeOt, e que está em concordância com o caráter alcalino das rochas. Excepcionalmente, uma das amostras (IT-03) situa-se muito próxima do campo toleiítico (sobre a linha que marca o Trend de Fenner) e esse discreto deslocamento da amostra em direção ao vértice ferrífero do diagrama pode ser justificado pela classificação da mesma na Figura 6.3, na qual observamos que a amostra já está muito 52 próxima do campo dos basaltos subalcalinos. A diferença na composição química da amostra IT-03 em relação às demais é também refletida na sua mineralogia, visto que é essencialmente composta por plagioclásio e clinopiroxênio – pobre em olivina, além de grande quantidade de minerais opacos. Figura 6.4 - Diagrama A (Na2O + K2O) - F (FeOt) - M (MgO), segundo Irvine & Baragar (1971), para os diques máficos de Itapé. A linha cheia representa a suíte toleiítica do Hawaii, segundo MacDonald & Katsura (1964). Diagrama R1R2 de De La Roche et al. (1980) Este é o diagrama de classificação multicatiônica R1= 4Si–11(Na+K)–( Fe+2+Fe+3+Ti) versus R2=6Ca+2Mg+Al de De La Roche et al. (1980), modificado para o campo dos basaltos por Bellieni et al. (1981). Seu emprego é justificado pelo fato de se utilizar de vários óxidos de elementos maiores formadores de rochas ígneas, além de discriminar e detalhar com maior precisão o campo das rochas basálticas. O diagrama da Figura 6.5 mostra que os diques máficos posicionam-se, de uma maneira geral, no campo dos basaltos transicionais - álcali-basaltos (46% das amostras), havaiitos (cerca de 27%), mugearitos (cerca de 18%) e lati-basaltos (9%) - porém muito próximos do campo das rochas alcalinas. 53 As suítes alcalinas, quimicamente, caracterizam-se por apresentar um destacado enriquecimento de MgO em relação ao FeOt e elevada razão sílica/álcalis (e.g. MACDONALD & KATSURA 1964; KUNO 1960; IRVINE & BARAGAR 1971) e, petrograficamente, por apresentar coexistências de piroxênios (orto e clinopiroxênio - o primeiro em menor quantidade), olivina em proporção considerável e concentrações de minerais opacos, principalmente na matriz (YODER & TILLEY 1962; MACDONALD & KATSURA 1964; CARMICHAEL et al. 1974). Figura 6.5- Classificação e nomenclatura adotada para as rochas pertencentes aos diques máficos de Itapé, com base no diagrama R1R2 (De La ROCHE et al. 1980, modificado por BELLIENI et al. 1981). 54 CAPÍTULO VII 55 7. Caracterização Petrográfica Neste capítulo serão caracterizados os diferentes grupos de diques máficos e as respectivas rochas encaixantes que ocorrem na região de Itapé a partir de análise petrográfica detalhada. Para os diques máficos foram descritas 12 lâminas delgadas, confeccionadas a partir das respectivas amostras: IT-01, IT-02A (lâmina do contato entre o dique máfico e a encaixante granulítica), IT-02B, IT-02C, IT-03, IT-07, IT-09, IT-10A, IT-10B, IT-11, IT-15B e IT-19, e 04 lâminas delgadas representativas do embasamento (IT-02A - parte granulítica do contato, IT-02D, IT-07A e IT-08). As amostras dos diques máficos foram analisadas geoquimicamente, possibilitando que as mesmas fossem classificadas e agrupadas a partir desses dados, com a utilização dos diagramas TAS (Le BAS et al. 1986), SiO2 versus Na2O + K2O, AFM (IRVINE & BARAGAR 1971) e R1R2 (De La ROCHE et al. 1980), exceto a amostra IT-02A, que conta apenas com descrição petrográfica. No entanto, as características observadas permitem que a mesma seja incluída no grupo com as mesmas peculiaridades. Sempre que necessário dados de quimismo mineral obtidos por microssonda eletrônica serão empregados visando uma melhor caracterização mineralógica. Antes de mais nada, convém conceituar alguns termos e critérios utilizados por alguns autores (e. g DEER et al. 1963; DEER et al. 1966; MACKENZIE et al. 1982; SIAL & McREATH 1984; TANNER DE OLIVEIRA 1989; WERNICK 2004; WINTER 2009, entre outros) para a descrição petrográfica: 1. Texturas a. Intergranular: textura na qual os espaços entre as ripas de plagioclásio são ocupados por um ou mais grãos de piroxênio, olivina e minerais opacos. b. Ofítica: é uma variedade da textura poiquilítica na qual os arranjos de cristais ripiformes de plagioclásio estão totalmente inclusos em piroxênio, geralmente em augita. 56 c. Sub-ofítica: cristais alongados de plagioclásio estão parcialmente inclusos em cristais de piroxênio, geralmente augita. d. Porfirítica: textura na qual os fenocristais ou megacristais em tamanho, no mínimo, dez vezes maior do que a matriz de granulação fina, ou com percentagens de megacristais superior a 50%. e. Glomeroporfirítica: textura na qual fenocristais e/ou cristais de diferentes tamanhos estão aglomerados em uma matriz composta por cristais de granulação fina. f. Holocristalina: textura constituída inteiramente por cristais, e, portanto, sem a presença de vidro. g. Hipocristalina ou hipoialina: textura constituída por 50% de cristais e 50% de vidro. 2. Processos deutéricos/hidrotermais a. Uralitização: piroxênio em presença de água produz um anfibólio de granulação fina e hábito muitas vezes fibroso, produzindo composições nas séries tremolita-actinolita, hornblenda e cummingtonita-grunerita. b. Biotitização: processo de alteração deutérica/hidrotermal nos cristais de piroxênio, embora seja mais frequente na hornblenda, que produz biotita. Como a biotita contém pouco Ca, cristais de epidoto são produzidos a partir do Ca liberado durante a alteração da hornblenda para biotita. c. Cloritização: é a alteração de minerais máficos para clorita, que é um filossilicato muito hidratado e tipicamente substitui minerais máficos menos hidratados a baixas temperaturas quando há água disponível. d. Saussuritização: processo pelo qual o plagioclásio cálcico é alterado para saussurita (zoisita, epidoto, albita, carbonato) devido a fluidos residuais da cristalização magmática ou alteração hidrotermal. e. Sericitização: processo hidrotermal, deutérico ou metamórfico envolvendo a alteração ou substituição de um mineral por sericita. Geralmente afeta os plagioclásios mais sódicos através da entrada de K e Al e os K-feldspatos pela entrada de Al. 57 f. Serpentinização: Processo de alteração onde minerais formadores de rochas máficas e ultramáficas, tais como a olivina, são convertidos em serpentina pela adição de água na estrutura cristalina destes minerais. g. Idingsitização: processo de transformação contínua no estado sólido provocada pela difusão de átomos de hidrogênio na estrutura da olivina os quais se prendem a átomos de oxigênio e então liberam íons Mg, Fe2+ e Si e permitem suas substituições por íons Fe3+, Al e Ca. A idingsita tem coloração castanho avermelhada e castanho alaranjada e tem alta birrefringência. Goetita e hematita já foram identificados como constituintes da idingsita, mas os seus constituintes silicáticos parecem ter uma estrutura cristalina embriônica e composição variável. h. Bowlingitização: processo de alteração da olivina em bowlingita. A bowlingita possui coloração everdeada e consiste principalmente de clorita e goetita. 3. Textura associada à reação entre cristais e líquido a. Zoneamento: reação química contínua entre o mineral e o líquido. Ocorre com minerais que são soluções sólidas contínuas, tais como o plagioclásio e a olivina. O processo se dá durante a ascensão do magma, e reflete a variação de temperatura. b. Textura ou borda de reação: resulta de reações incompletas entre um dado mineral com o líquido magmático coexistente para a formação de um novo mineral. Durante a reação ocorre a geração de um anel externo do novo mineral envolvendo o seu precursor e impedindo que o núcleo deste seja consumido completamente pela reação. 4. Granulometria a. Muito fina: Ø ≤ 0,1 mm b. Fina: 0,1 < Ø ≤ 1,0 mm c. Média: 1,0 < Ø ≤ 5,0 mm d. Grossa: Ø ≥ 5,0 mm 58 5. Tamanho do cristal a. Matriz: Ø ≤ 0,1 mm b. Microfenocristal: 0,2 mm < Ø ≤ 0,5 mm c. Fenocristal: 0,5 < Ø ≤ 2,0 mm d. Macrofenocristal: 2,0 < Ø ≤ 10 mm 6. Conteúdo em fenocristal (F) a. Fracamente porfirítica: F ≤ 5,0% b. Moderadamente porfirítica: 5,0 < F ≤ 10% c. Fortemente porfirítica: F ≥ 10% Os diques máficos da área de Itapé são de filiação magmática alcalina e podem ser petroquimicamente subdivididos em álcali-basaltos, latibasaltos, havaiitos e mugearitos. De modo geral, são rochas holocristalinas e apresentam granulação variando de fina a média. Há predominância de textura ofítica, subofítica e intergranular e, subordinadamente, porfirítica. Com menor frequência ocorre a textura glomeroporfirítica com glômeros de piroxênio e plagioclásio - por vezes envolvendo resquícios de olivina - dispersos numa matriz fina composta principalmente por piroxênios e plagioclásios. Estas rochas são compostas essencialmente por plagioclásio, piroxênio s (cálcicos e ferromagnesianos, este último em menor quantidade) e olivina. Minerais opacos são acessórios, enquanto que anfibólios, clorita, biotita, epídoto, mica branca, serpentina, talco, carbonato, bowlingita e idingsita são produtos de alteração de plagioclásios, piroxênios e olivinas. As rochas encaixantes são metamórficas de alto grau, da fácies granulito, que apresentam estrutura maciça e textura granoblástica, sendo compostas principalmente por plagioclásio, quartzo e clinopiroxênio. Em menor quantidade ocorrem ortopiroxênio, minerais opacos, mesopertita, microclina e titanita. 59 As rochas máficas e suas encaixantes granulíticas terão seus aspectos petrográficos caracterizados separadamente para um melhor entendimento dos mesmos. Por considerar a mais precisa em relação às rochas basálticas, utilizaremos a classificação R1R2 para realizar a caracterização petrográfica detalhada de cada litotipo (latibasalto, álcali-basalto, havaiito e mugearito). Ao fim da caracterização petrográfica dos diques máficos, será apresentada a Tabela 7.1 na qual está contida a relação das amostras analisadas petrograficamente, incluindo estruturas, texturas, minerais essenciais, minerais acessórios, minerais de alteração, tipos de alteração e classificação dos litotipos da área de Itapé. Para as abreviações utilizadas nas fotomicrografias foi utilizado, preferencialmente, o trabalho apresentado por Kretz (1983) e, quando necessário, Whitney & Evans (2010). 7.1 Caracterização Petrográfica das Rochas Encaixantes Foram coletadas 4 amostras das rochas encaixantes na área estudada. Trata-se de rochas de composição tonalítica, todas metamorfisadas na fácies granulito, conforme estão representadas na Figura 6.1 do capítulo anterior. Estas rochas são caracterizadas nas lâminas IT-02A, IT-02D, IT-07A e IT-08 cujas composições modais são apresentadas na Tabela 6.1 (Capítulo VI). Estas rochas apresentam hipocristalinidade e inequigranularidade marcada pela presença de porfiroblastos de plagioclásio e quartzo e, em menor quantidade, de clinopiroxênio (diopsídio), ortopiroxênio (hiperstênio) e mesopertita, que chegam a alcançar pouco mais de 3,0 mm. Quanto à forma dos cristais a lâmina apresenta textura hipidioblástica a xenoblástica. Observa-se ainda, textura granoblástica marcada pela presença de minerais granulares sem orientação e, por vezes, textura nematoblástica, marcada pela orientação dos piroxênios e anfibólios (quando ocorrem) (Prancha I.1 Fotomicrografia 1). 60 São essencialmente compostas por plagioclásio, quartzo e diopsídio. Em menor quantidade ocorrem hiperstênio, minerais opacos e hornblenda, enquanto a mesopertita, a titanita e o epídoto ocorrem acessoriamente. O plagioclásio perfaz entre 39 e 50% do volume total das rochas. Seus cristais têm dimensão variando entre 0,1 a 2,8 mm, ocorrendo predominantemente como porfiroblastos xenomórficos e subordinadamente subdiomórficos. São, geralmente, geminados segundo as leis albita e albita-Carlsbad. Não raramente, a geminação ocorre deformada e descontínua (Prancha I.1 - Fotomicrografia 2). Fazem contato reto entre si e muitas vezes com o diopsídio, e com os demais cristais o contato é curvo e, por vezes, lobado. É possível observar manchas acinzentadas ou coloridas no núcleo e bordas, que correspondem aos processos de sericitização/saussuritização. Na maioria dos cristais de plagioclásio nota-se extinção do tipo ondulante. De acordo com o método Michel-Levy (KERR 1959) os valores obtidos se referem à variação labradorita (An= 57%). O quartzo representa cerca de 21 a 30% do volume total das rochas. Ocorre como porfiroblastos com tamanhos variando entre 0,2 a 0,4 mm. São xenoblásticos e, de modo geral, seus contatos são sempre sinuosos. É comum observar cristais de quartzo compondo ribbons mono e policristalinos (Prancha I.1 - Fotomicrografia 3). O diopsídio constitui cerca de 16 a 27% do volume total das rochas. É xenoblástico a subidioblástico apresentando geminação simples, pleocroísmo variando entre o castanho-claro e o verde-claro e tamanho variando entre 0,1 a 1,3 mm. Os cristais ocorrem, de modo geral, com algumas microfraturas, ao longo das quais se observa a presença de minerais opacos, anfibólio+biotita que ocupam também as bordas dos mesmos (Prancha I.1 - Fotomicrografia 4). Apresentam-se, às vezes, associados ao hiperstênio (Prancha I.2 - Fotomicrografia 5). O hiperstênio representa menos de 8% do volume total das rochas. É xenoblástico, de coloração rósea a verde pálido, com tamanho variando de 0,2 a 2,5mm. Em geral, apresenta-se moderada a fortemente fraturados e essas fraturas, muitas vezes, apresentam anfibólio+clorita+biotita. Os minerais opacos podem ocorrer em suas bordas e clivagem, ou até mesmo como inclusões. Algumas vezes, ocorre em processo de alteração liberando óxidos (Prancha I.2 - Fotomicrografia 6). 61 Os minerais opacos alcançam um teor máximo de 5% do volume total das rochas. Ocorrem de forma xenoblástica, dispersos por toda a lâmina, individualmente ou associados aos piroxênios. Muitas vezes estão envolvidos por porfiroblastos de titanita. A hornblenda ocorre acessoriamente como produto de alteração dos piroxênios, quase sempre com aspecto difuso nas bordas dos mesmos, por processo de alteração. A mesopertita, acessória, perfaz no máximo 3% do volume total da rocha. São apenas alguns poucos porfiroblastos, com tamanhos variando entre 0,5 e 2,0 mm, associados a cristais de plagioclásios (Prancha I.2 - Fotomicrografia 6). A titanita ocorre acessoriamente. Seus cristais são xenoblásticos, com tamanhos variando de 0,05 a 0,2 mm. Está, de modo geral, associada aos minerais opacos e/ou próxima aos cristais de piroxênio, quase sempre em glômeros. 62 63 64 7.2 Caracterização Petrográfica dos Diques Máficos 7.2.1. Latibasaltos Apenas uma lâmina desse litotipo foi descrita. A amostra IT-03 foi classificada como latibasalto, de acordo com o diagrama R1R2 (De La ROCHE et al. 1980) (Figura 6.5). Embora apresente semelhanças texturais com os demais litotipos identificados, observa-se diferenças mineralógicas. É uma rocha mesocrática com texturas hipocristalina, inequigranular fortemente porfirítica marcada por micro a fenocristais de plagioclásio, piroxênios e olivina imersos numa matriz de granulação variando de fina a média (Prancha II - Fotomicrografia 1), ofítica e subofítica e intergranular. Processos de alteração hidrotermal são observados, como saussuritização/sericitização que alteram os plagioclásios, enquanto uralitização, biotitização, cloritização, idingsitização, bowlingitização e serpentinização afetam os piroxênios e olivinas. Zoneamento é comum nos minerais essenciais. Este registra a variação da temperatura durante a cristalização, que marca nos mesmos zonas com maior e menor teor de seus principais elementos. O plagioclásio representa de 32 a 45% do volume total dessas rochas. Ocorrem como micro a fenocristais, com tamanho variando de 0,5 a 2,0 mm, e, mais raramente, como macrofenocristais, com até 3,1mm. Seus cristais ocorrem principalmente na forma de ripas euédricas e, subordinadamente, subédricas. Seus contatos são, geralmente, retos e embaiados. São geminados segundo a geminação polissintética do tipo albita, apresentam-se alterados pelo processo de saussuritização/sericitização (Prancha II Fotomicrografia 2), originando razoável quantidade de mica branca, epidoto e calcita. Ocorrem também cristais com forte zoneamento (Prancha II - Fotomicrografia 3). De acordo com o método Michel Levy (KERR 1959), o plagioclásio é predominantemente 65 reconhecido como andesina (An38-44) e, menos frequentemente, como labradorita (An5053). Os piroxênios são representados por augita e compõem cerca de 41 a 50% do volume total da rocha. Ocorre com coloração neutra a levemente esverdeada, ou rósea – tipo augita sub-cálcica (TANNER DE OLIVEIRA 1989), com dimensões médias de 0,8 a 2,1mm, em fenocristais subédricos a anédricos. É comum observar seus cristais envolvidos por anfibólio, formando as coroas de reação. Clorita, biotita e minerais opacos também são observados em associação (Prancha II - Fotomicrografia 4). A olivina corresponde a aproximadamente 3% do volume total da rocha. É representada por fenocristais subédricos. Seu tamanho varia em torno de 0,4 a 2,1mm. Muitos fenocristais ocorrem serpentinizados, mas frequentemente se observa feições do mineral original. Idingsita e bowlingita ocorrem preferencialmente nas fraturas. Algumas vezes ocorrem em associação com a augita (Prancha II - Fotomicrografia 4). Os minerais opacos (10 a 15% em volume) distribuem-se preferencialmente na matriz e em microfenocristais subédricos com tamanho máximo de 0,5mm e subordinadamente como fenocristais esqueletais que envolvem piroxênios (tamanho médio = 0,8mm). Por vezes mostra intercrescimento simplectítico com o piroxênio ou incluso no mesmo. Clorita, biotita, mica branca, epidoto, calcita, serpentina, idingsita, bowlingita e talco constituem os minerais provenientes da desestabilização de piroxênios, plagioclásio e olivina, e se distribuem por toda a rocha. 66 67 7.2.2 Álcali-Basaltos Foram descritas 06 lâminas delgadas desse litotipo. As amostras IT-01, IT-02A, IT-02B, IT-02C, IT-07 e IT-15B foram classificadas como álcali-basaltos, de acordo com o diagrama R1R2 (De La ROCHE et al. 1980) (Figura 6.5) e, por isso, serão descritas em conjunto, inclusive porque não se observa diferenças, quer texturais ou mineralógicas. São rochas mesocráticas com texturas hipocristalina, inequigranular fortemente porfirítica marcada por fenocristais de plagioclásio, piroxênios e olivina imersos numa matriz de granulação variando de fina a média, ofítica a subofítica, intergranular, porfirítica e glomeroporfirítica (Prancha III.1 - Fotomicrografia 1). Os contatos entre os grãos são, na sua grande maioria, retos e, por vezes, reentrantes. Observa-se ainda importantes feições relacionadas a processos hidrotermais como saussuritização/sericitização, uralitização, biotitização, cloritização, serpentinização, idingsitização, bowlingitização e outras relacionadas à variação de temperatura durante o processo de cristalização magmática, como o zoneamento de fenocristais de plagioclásio e piroxênio. A mineralogia essencial dessas rochas é composta por plagioclásio, piroxênios (orto e clinopiroxênio) e olivina, perfazendo cerca de 75-85% do volume total das rochas. Secundariamente ocorrem anfibólio, biotita, epídoto, mica branca, serpentina, talco e carbonato que correspondem a produtos de alteração de plagioclásios, piroxênios e olivinas. Minerais opacos são acessórios. O plagioclásio pode variar de 35 a 46% do volume total dessas rochas. Ocorrem como micro a fenocristais, com tamanho variando de 0,5 a 1,9 mm, e, às vezes, como macrofenocristais com tamanho médio de 2,6 mm. Seus cristais ocorrem principalmente na forma de ripas euédricas e, subordinadamente, subédricas. Fazem contato reto entre si, e com alguns cristais de olivina, orto e clinopiroxênio o contato é reentrante. São geminados segundo as leis albita e albita-Carlsbad, e apresentam processos de alteração hidrotermal como saussuritização/sericitização (Prancha III.1 - Fotomicrografia 2) que 68 dão aos cristais manchas acinzentadas com aspecto nublado, em luz plana, além de proporcionarem a geração de calcita (Prancha III.1 - Fotomicrografia 3). Cristais zonados também podem ser observados. De acordo com o método Michel Levy (KERR 1959), o plagioclásio varia de oligoclásio (An21-30) a andesina (An35-45). Os piroxênios representam cerca de 30 a 45% do volume total da rocha. São predominantemente representados por fenocristais, microfenocristais e matriz de diopsídio (piroxênio cálcico) e hiperstênio (piroxênio ferromagnesiano), sendo este último de maneira subordinada. O diopsídio (Wo45-48) é o piroxênio predominante, representando 90% do total de piroxênios. Ocorre com coloração acastanhada a esverdeada, com dimensões médias que variam entre 0,1 e 0,3mm, quando compõem a matriz e de 1,1 a 2,0mm, em fenocristais subédricos a anédricos, e, raramente euédricos. Raros macrofenocristais de até 2,8mm também ocorrem. Frequentemente englobam total e∕ou parcialmente os plagioclásios ou preenchendo seus interstícios, e muitas vezes também ocorrem dispersos na matriz. É comum observar suas bordas e microfraturas com alterações para anfibólio e clorita, formando as coroas de reação e zoneamento (Prancha III.1 Fotomicrografia 4). Nota-se, algumas vezes, o processo de uralitização. Contém inclusões de minerais opacos. O hiperstênio é pleocróico, com coloração variando de castanho claro a esverdeado. Apresenta fenocristais com tamanho variando de 0,5 a 1,8 mm, macrofenocristais com até 4,0mm (pouco frequentes) e microfenocristais que compõem a matriz, com tamanho variando de <0,1 a 0,3 mm. São subédricos a anédricos. Geralmente ocorrem em concentrações policristalinas associadas à diopsídio e aos resquícios de olivina. Também podem registrar zoneamento incipiente (Prancha III.2 Fotomicrografia 1) que, semelhantes aos plagioclásios, registram a variação da temperatura durante o processo de cristalização. Assim como a diopsídio, inclui minerais opacos. Muitas vezes sua relação com este último gera textura simplectítica. A olivina corresponde a aproximadamente 5 a 11% do volume total da rocha. É representada por micro a fenocristais anédricos e raramente subédricos, geralmente 69 fraturados, incolores a levemente acastanhados com aspecto difuso, possivelmente devido a finíssimas inclusões de mineral não identificado em forma de acículas. Seu tamanho varia em torno de 0,4 a 2,1mm. De modo geral, os cristais ocorrem cloritizados e serpentinizados, e raramente preservam feições do mineral original. Idingsita e bowlingita são frequentemente observadas preferencialmente nas fraturas. Muitas vezes a olivina se encontra envolvida por diopsídio e∕ou hiperstênio formados às custas da reação da olivina com o magma. É comum também observar fenocristais total ou parcialmente alterados para talco especialmente nas bordas (Prancha III.2 Fotomicrografia 2). Os minerais opacos (5 a 10% em volume) distribuem-se preferencialmente na matriz e em microfenocristais subédricos com tamanho máximo de 0,5mm e subordinadamente como fenocristais esqueletais que envolvem piroxênios (tamanho médio = 0,6mm), ou ainda como inclusões nos mesmos. O anfibólio apresenta pleocroísmo, com coloração variando de castanho-claro a verde-acastanhado. Seus cristais são anédricos e ocorrem como produto da alteração dos piroxênios, pelo processo de uralitização, geralmente ocupando as bordas dos mesmos, além de preencherem fraturas. Apresentam-se em porções esverdeadas e aspecto difuso. Está frequentemente associada a minerais opacos, clorita e biotita. Serpentina, talco, idingsita, bowlingita, clorita, biotita, uralita (Prancha III.2 Fotomicrografia 3), mica branca, epidoto e calcita constituem os minerais provenientes da desestabilização de piroxênios, plagioclásio e olivina, e se distribuem por toda a rocha. 70 71 72 7.2.3 Havaiitos Foram descritas 03 lâminas delgadas desse litotipo. As amostras IT-09, IT-10A e IT-11 foram classificadas como havaiitos, de acordo com o diagrama R1R2 (De La ROCHE et al. 1980) (Figura 6.5) e, por isso, serão descritas em conjunto, já que apresentam similaridades texturais e mineralógicas. São rochas mesocráticas, de cor cinza, estrutura maciça com texturas hipocristalina, inequigranular, fracamente porfirítica marcada por fenocristais de plagioclásio, piroxênios e olivina imersos numa matriz de granulação variando de fina a média (Prancha IV.1 - Fotomicrografia 1), ofítica e subofítica, intergranular e glomeroporfirítica. Os contatos entre os grãos são, na sua grande maioria, retos e, por vezes, reentrantes. Os havaiitos registram importantes feições relacionadas a processos hidrotermais como saussuritização/sericitização, idingsitização e bowlingitização, uralitização, biotitização, cloritização, serpentinização e outras relacionadas à variação de temperatura durante o processo de cristalização magmática, como o zoneamento de fenocristais de plagioclásio e piroxênio. O plagioclásio pode variar de 40 a 54% do volume total dessas rochas. Ocorrem como micro a fenocristais, com tamanho variando de 0,6 a 2,0 mm e, raramente, como macrofenocristais que chegam a alcançar 3,0mm. Seus cristais ocorrem principalmente na forma de ripas euédricas e, subordinadamente, subédricas. Fazem contato reto entre si, e com alguns cristais de olivina, orto e clinopiroxênio o contato é reentrante, devido à corrosão magmática. São geminados segundo as leis albita e albita-Carlsbad, apresentam zoneamento, processos de alteração hidrotermal como saussuritização/sericitização e substituição por calcita em quantidades significantes (Prancha IV.1 - Fotomicrografias 2 e 3). De acordo com o método Michel Levy (KERR 1959), o plagioclásio varia de labradorita (An55-65) a andesina (An46-50). 73 Os piroxênios representam cerca de 27 a 43% do volume total da rocha. São predominantemente representados por feno e microfenocristais de augita e hiperstênio, embora às vezes ocorram macrofenocristais com até 3,1mm. A augita representa aproximadamente 75% do total de piroxênios. Ocorre com coloração castanho claro rosado, com dimensões médias que variam entre 0,1 e 0,5 mm, quando compõem a matriz, e de 1,1 a 2,8 mm, em feno e macrofenocristais subédricos a anédricos. Em geral, suas bordas e microfraturas apresentam-se alteradas para anfibólio e clorita. Inclusões de minerais opacos são comuns (Prancha IV.1 - Fotomicrografia 4). Nota-se que alguns cristais de augita apresentam o processo de uralitização. Muitas vezes estas ocorrem como coroas de reação das olivinas, ou apenas mantém relação de contato nas bordas. O hiperstênio (?) é pleocróico, com coloração variando de castanho claro a esverdeado. Apresenta micro a fenocristais com tamanho variando de <0,1 a 1,8 mm, além de alguns poucos macrofenocristais com tamanho variando de <2,0 a 3,1 mm. Geralmente são anédricos a fracamente subédricos e ocorrem em concentrações policristalinas associadas à augita e aos resquícios de olivina. Suas bordas quase sempre apresentam coroas de reação marcadas pela presença de anfibólio e clorita (Prancha IV.2 - Fotomicrografia 1). Inclusões de minerais opacos são facilmente observadas. A olivina representa pouco mais de 10% do volume total da rocha. Ocorre na forma de micro e fenocristais anédricos a raramente subédricos, intensamente alterados para clorita, serpentina (Prancha IV.2 - Fotomicrografia 2), idingsita (mineral castanhoavermelhado) e talco - este último ocupa as bordas, preferencialmente. Seu tamanho varia em torno de 0,6 a 1,6mm, mas às vezes é possível observar macrofenocristais com até 2,2mm. Muitas vezes a olivina se encontra em contato ou até mesmo envolvida por hiperstênio e∕ou augita, formando coroas de reação (Prancha IV.2 - Fotomicrografia 1 e 2). Os minerais opacos correspondem de 2 a 11% do volume total da rocha. Distribuem-se preferencialmente na matriz em microfenocristais subédricos com tamanho máximo de 0,5mm e subordinadamente como fenocristais intimamente relacionados aos piroxênios, ou ainda como inclusões nos mesmos. 74 O anfibólio apresenta pleocroísmo, com coloração variando de castanho-claro a verde-acastanhado. Seus cristais são anédricos e ocorrem como produto da alteração dos piroxênios - augita e hiperstênio, limitando-se a ocupar as bordas e algumas fraturas dos mesmos. Apresentam-se em porções esverdeadas e aspecto difuso. Está frequentemente associada a minerais opacos, clorita e biotita. Serpentina, talco, idingsita, bowlingita, clorita, biotita, mica branca, epidoto e calcita constituem os minerais provenientes da desestabilização de piroxênios, plagioclásio e olivina, e se distribuem por toda a rocha. 75 76 77 7.2.4 Mugearitos Foram descritas 02 lâminas delgadas desse litotipo. As amostras IT-10B e IT-19 foram classificadas como mugearitos, de acordo com o diagrama R1R2 (De La ROCHE et al. 1980) (Figura 6.5) e, por isso, serão descritas em conjunto, uma vez que não apresentam diferenças quer texturais ou mineralógicas. São rochas mesocráticas com texturas hipocristalina, inequigranular fracamente porfirítica marcada por fenocristais de plagioclásio, piroxênios e olivina imersos numa matriz de granulação variando de fina a muito fina (Prancha V - Fotomicrografia 1), ofítica e subofítica, intergranular e glomeroporfirítica. Os contatos entre os grãos são, na sua grande maioria, retos e, por vezes, reentrantes. Observa-se ainda importantes feições relacionadas a processos hidrotermais como saussuritização/sericitização, uralitização, biotitização, cloritização e serpentinização, idingsitização e bowlingitização. A mineralogia essencial dessas rochas é composta por plagioclásio, piroxênios e olivina, perfazendo cerca de 75-85% do volume total das rochas. Secundariamente ocorrem anfibólio, biotita, epídoto, mica branca, serpentina, talco e calcita que correspondem a produtos de alteração de plagioclásios, piroxênios e olivina. Minerais opacos são acessórios. O plagioclásio pode variar de 42 a 53% do volume total dessas rochas. Ocorrem como micro a fenocristais, com tamanho variando de 0,5 a 1,8 mm, e como raros macrofenocristais com tamanho máximo de 4,0mm. Os microfenocristais constituem a matriz dessa rocha. Seus cristais ocorrem principalmente na forma de ripas euédricas e, subordinadamente, subédricas (Prancha V - Fotomicrografia 2). Apresentam intensa alteração hidrotermal e suas bordas, quase sempre, estão corroídas pela matriz. A quantidade considerável de calcita encontrada nesta rocha pode ser atribuída a essa alteração (Prancha V - Fotomicrografia 3). Não foi possível determinar o teor de anortita dos plagioclásios devido ao avançado estágio de alteração. 78 Os piroxênios são, em geral, augita(Wo27-28), embora apresente rara variação para diopsídio(Wo47-49). Representam cerca de 36% do volume total da rocha. Ocorre com coloração acastanhada a rósea, com dimensões micro que variam entre 0,1 e 0,5mm, quando compõem a matriz, e de 1,0 a 3,2mm, em feno e macrofenocristais subédricos a anédricos. Frequentemente englobam total e∕ou parcialmente os plagioclásios, e muitas vezes também preenchem seus interstícios. É comum observar suas bordas e microfraturas com alterações para anfibólio e clorita, formando coroas de reação, além de inclusões de minerais opacos. Os minerais opacos (8 a 15% em volume) distribuem-se preferencialmente na matriz e em microfenocristais subédricos com tamanho máximo de 0,5mm e subordinadamente como fenocristais associados aos piroxênios. A olivina representa não mais que 5% do volume total da rocha. Ocorre na forma de fenocristais anédricos a subédricos, geralmente alterados para idingsita e/ou bowlingita - nas microfraturas e bordas (Prancha V - Fotomicrografia 4). Seu tamanho varia em torno de 0,6 a 1,0mm. O anfibólio apresenta pleocroísmo, com coloração variando de castanho-claro a verde-acastanhado. Seus cristais são anédricos e ocorrem como produto da alteração do clinopiroxênio, geralmente ocupando as bordas dos mesmos, além de preencherem fraturas. Está frequentemente associado aos minerais opacos e às biotitas. As biotitas ocorrem como produto de alteração dos principais minerais e, geralmente, observa-se uma coloração levemente mais alaranjada nas suas bordas. Anfibólio, idingsita, bowlingita, biotita, mica branca, epidoto e calcita também constituem minerais provenientes da desestabilização do piroxênio, olivina e plagioclásio, e se distribuem por toda a rocha. 79 80 Tabela 7.1 - Relação das amostras analisadas petrograficamente, incluindo estruturas, texturas, minerais essenciais, minerais acessórios, minerais de alteração, tipos de alteração e classificação dos litotipos da área de Itapé. pl - plagioclásio, cpx - clinopiroxênio, opx - ortopiroxênio, ol - olivina, opq - minerais opacos, amp - anfibólio, ser sericita, serp - serpentina, tlc - talco, idn - idingsita, chl - clorita, ep - epídoto, wmca - mica branca, cal - calcita, bt - biotita, bwl - bowlingita (KRETZ 1983; WHITNEY & EVANS 2010). Amostra Estrutura IT-01 maciça IT-02A maciça IT-02B maciça IT-02C maciça IT-03 maciça IT-07 maciça IT-09 maciça Textura ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, Minerais Essenciais Minerais Acessórios Minerais de Alteração Tipos de Alteração Classificação pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt, bwl saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização, álcali-basalto pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt, bwl saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização álcali-basalto pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt, bwl saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização álcali-basalto pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt, bwl saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização álcali-basalto pl, cpx, ol opq chl, bt, ser, amp, idn, tlc, srp, ep, wmca, cal, bt, bwl saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização latibasalto pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt, bwl saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização álcali-basalto pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt, bwl saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização hawaiito 81 Tabela 7.1 - Continuação. Amostra Estrutura IT-10A maciça IT-10B maciça IT-11 maciça IT-15B maciça IT-19 maciça Textura ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica ofítica, subofítica, intergranular, porfirítica, glomeroporfirítica Minerais Essenciais Minerais Acessórios Minerais de Alteração pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt pl, cpx, ol opq amp, ser, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt pl, cpx, opx, ol opq amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt pl, cpx, opx, ol opq pl, cpx, ol opq Tipos de Alteração Classificação saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização, cloritização saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, cloritização, bowlingitização, uralitização, biotitização saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização, cloritização mugearito amp, ser, tlc, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, bowlingitização, uralitização, biotitização álcali-basalto amp, ser, idn, serp, chl, ep, wmca, cal, bt saussuritização, sericitização, serpentinização, idingitização, cloritização, bowlingitização, biotitização mugearito hawaiito hawaiito 82 7.3 O ponto IT-02A (Contato Dique Máfico/Encaixante granulítica) O ponto IT-02 trata-se de um corpo de dique máfico (álcali-basalto) em contato com a rocha encaixante granulítica aflorante no leito do rio Colônia (Fotografia 7.1). Trata-se de um dique máfico, orientado segundo a direção NE-SW, com aproximadamente 4 metros de largura e 3 metros de espessura. A amostragem foi realizada da seguinte forma: contato entre dique máfico e rocha encaixante (Fotografia 7.1 e Lâmina IT02A). amostragem a 30 cm do contato (Fotografia 6.1 e Lâmina IT-02B) amostragem a 53 cm do contato (Fotografia 6.1 e Lâmina IT-02C) amostragem da rocha encaixante (Fotografia 6.1 e Lâmina IT-02D) Fotografia 7.1 - Esquema de amostragem no contato entre o dique máfico e a rocha encaixante granulítica. Ponto IT-02. Coordenada: 446.340 / 8.349.030. 83 Todas as lâminas citadas acima foram descritas detalhadamente nos tópicos 7.1 e 7.2. No entanto, a lâmina IT-02A representa um contato litológico importante. Dessa forma, será apresentado um esquema representativo da mesma, no qual é possível observar variação textural e granulométrica da borda (lâmina IT-02A) em direção ao centro do dique (lâmina IT-02C). 7.3.1 Lâmina IT – 02A O contato do dique máfico e a rocha encaixante Nessa lâmina é possível observar que o dique máfico - classificado no Capítulo 6 como álcali-basalto - apresenta as texturas hipocristalina a holocristalina, inequigranular, ofítica, subofítica, diabásica, intergranular, glomeroporfirítica e vidrofírica, marcada pela presença de micro, macro e fenocristais de plagioclásio e piroxênio imersos numa matriz de granulação vítrea a fina. Observa-se ainda importantes feições relacionadas a processos hidrotermais como saussuritização/sericitização, uralitização e outras relacionadas à variação de temperatura durante o processo de cristalização magmática, como o zoneamento de fenocristais de plagioclásio e piroxênio. Um aspecto interessante nesta lâmina é a variação granulométrica. É possível observar na Prancha VI que no dique máfico, em A, próximo ao contato, a matriz é vítrea e nela estão imersos microfenocristais de plagioclásio, piroxênios e olivina. Em B, percebe-se que a matriz permanece vítrea, porém, começam a surgir feno e macrofenocristais concomitantemente com microfenocristais. Em C, a matriz deixa de ser holoialina (vítrea), passando a ser holocristalina, suportando macrofenocristais de plagioclásio, que apresentam-se saussuritizados/sericitizados, piroxênios que, muitas vezes, já estão em processo de uralitização e olivinas predominantemente alteradas para serpentina e idingsita. Em D, está representada a rocha granulítica encaixante imediatamente no contato com o dique máfico. 84 As variações granulométricas e texturais notadas na Lâmina IT-02A sugerem que o magma penetrou na rocha encaixante que já estava fraturada, e a mudança brusca de temperatura fez com que o material magmático se resfriasse rapidamente não favorecendo o desenvolvimento dos cristais próximo ao contato. À medida em que se afasta do contato, é possível perceber que a matriz deixa de ser vítrea, pois, como a temperatura vai diminuindo gradativamente em direção ao núcleo do dique, os cristais que compõem a rocha têm tempo para se desenvolver, e a matriz passa a ser holocristalina suportando micro, macro e fenocristais de plagioclásio, piroxênios, olivinas e minerais opacos. O resfriamento gradativo do magma gera processos como zoneamento dos plagioclásios e piroxênios. 85 86 CAPÍTULO VIII 87 8. Química Mineral Este item tem por objetivo, a partir do quimismo das principais fases minerais (plagioclásio, piroxênios, anfibólio e biotita) dos diques máficos do enxame de Itapé, determinar a variação química a partir das suas respectivas variedades mineralógicas e estimar, dentro das limitações dos geotermômetros, a temperatura de cristalização das fases minerais (piroxênios e plagioclásios). Para o estudo do quimismo mineral dos corpos máficos de Itapé foram selecionadas a princípio duas amostras, IT-01 e IT-19, representativas, respectivamente, dos álcali-basaltos e mugearitos. Amostras dos outros tipos litológicos (havaiitos e latibasaltos) foram selecionadas, mas, no entanto, até o presente momento não recebemos os resultados. Deste modo, é importante salientar que, devido ao número reduzido de amostras, faremos neste item a caracterização das fases minerais, envolvendo classificação, nomenclatura e cálculos de temperatura sem, contudo, abordar interpretações de caráter mais aprofundado. 8.1 Plagioclásios Os resultados das microanálises químicas dos plagioclásios correspondentes aos diques máficos (álcali-basaltos e mugearitos) de Itapé estão mostrados na Tabela 8.1, na qual também estão apresentadas as respectivas fórmulas estruturais calculadas com base em 32 oxigênios e 20 cátions. Os plagioclásios foram classificados no sistema ternário Albita (Ab), Anortita (An) e Ortoclásio (Or), conforme as recomendações de Deer et al. (1992), representado na Figura 8.1. Nesta figura os plagioclásios distribuem-se da seguinte maneira: para os álcali-basaltos há um predomínio da composição labradorítica, embora para algumas análises ocorra uma variação dos teores de anortita correspondente a oligoclásio, e a variação observada para este litotipo é esperada, de acordo com a análise petrográfica. Em contrapartida, para os 88 mugearitos a composição do plagioclásio varia entre desde oligocásio e albita, além de 2 análises que correspondem ao feldspato anortoclásio. Essa variação pronunciada para o plagioclásio neste litotipo provavelmente está relacionada ao grau de evolução das rochas mugearíticas, que são muito mais fracionadas, confirmando os dados petrográficos e geoquímicos verificados nos capítulos anteriores. Figura 8.1 – Diagrama de variação composicional dos núcleos dos plagioclásios, segundo os componentes moleculares albita (Ab), anortita (An) e ortoclásio (Or) dos diques máficos de Itapé. Círculos vermelhos álcalibasaltos (amostra IT-01) e quadrados verdes mugearitos (amostra IT-19). Diagrama de Deer et al. (1963). 89 Tabela 8.1 - Microanálise química dos plagioclásios dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural calculada com base em 32 átomos de oxigênio. alb. - albita. oligoc. oligoclásio. labrad. - labradorita. anorto. - anortoclásio. IT – 01 ÁLCALI-BASALTO Amostra Litotipo Ponto IT - 19 MUGEARITO 92 93 95 96 97 5 21 22 26 33 36 SiO2 Al2O3 53,29 29,43 53,26 30,20 62,74 23,50 51,00 29,39 61,44 20,98 65,91 21,59 63,63 23,27 61,21 25,24 67,48 20,72 65,00 22,18 67,04 21,68 FeO CaO Na2O K2O 0,33 12,25 0,35 12,42 0,33 4,85 1,53 12,09 0,21 6,27 0,06 1,81 0,32 3,86 0,28 1,21 0,48 0,99 0,20 3,09 0,15 1,76 4,34 0,40 4,07 0,38 7,95 1,74 3,69 0,32 8,70 0,05 9,75 0,12 8,78 0,69 7,81 3,09 10,85 0,14 9,74 0,39 10,43 0,13 Total 100,05 100,67 101,10 98,03 97,65 99,24 100,55 98,85 100,67 100,60 101,19 Si Al Fe Ca Na K Total 6,94 4,51 0,04 1,71 1,10 0,07 6,89 4,60 0,04 1,72 1,02 0,00 7,95 3,51 0,04 0,66 1,95 0,28 6,74 4,57 0,17 1,71 0,94 0,05 8,00 3,24 0,02 0,88 2,21 0,01 8,00 3,22 0,01 0,25 2,40 0,02 8,00 3,47 0,03 0,52 2,15 0,11 7,90 3,84 0,03 0,17 1,96 0,51 8,00 3,06 0,05 0,13 2,63 0,02 8,00 3,29 0,02 0,42 2,38 0,06 8,00 3,18 0,02 0,23 2,15 0,02 14,37 14,27 14,39 14,18 14,36 13,90 14,28 14,41 13,89 14,17 13,60 An Ab Or 54,9 38,20 2,40 62,80 37,20 0,00 22,80 67,50 9,70 63,30 34,80 1,90 27,50 72,20 0,50 9,40 89,90 0,70 0,20 99,70 0,10 6,40 74,20 19,30 4,60 93,30 2,10 14,70 83,20 2,10 8,30 90,90 0,70 labrad. labrad. oligoc. labrad. oligoc. alb. alb. anorto. alb. oligoc. alb. Classificação 90 Tabela 8.1 - Continuação. Amostras IT – 19 Litotipo Ponto MUGEARITO 37 66,59 21,38 0,30 38 66,73 21,01 0,14 40 67,97 20,11 0,28 46 58,81 28,35 0,28 47 67,56 21,93 0,12 50 66,62 21,28 0,23 51 62,99 22,35 0,48 1,81 10,47 0,12 1,31 10,57 0,10 0,90 11,04 0,07 1,56 6,28 4,47 0,95 10,39 0,10 2,70 10,42 0,07 5,17 9,29 0,51 100,67 99,86 100,38 99,76 101,06 101,33 100,77 Si Al Fe 8,00 3,16 0,03 8,00 3,21 0,01 8,00 2,97 0,00 7,57 4,30 0,03 8,00 3,21 0,01 8,00 3,13 0,02 8,00 3,35 0,05 Ca Na K Total 0,24 2,54 0,02 13,99 0,18 2,58 0,02 14,00 0,12 2,68 0,00 13,77 0,22 1,57 0,73 14,42 0,13 2,50 0,02 13,87 0,36 2,52 0,01 14,04 0,70 2,29 0,08 14,47 An Ab Or 8,60 90,70 0,70 6,50 92,80 0,70 4,30 95,70 0,00 8,70 62,30 29,00 4,90 94,30 0,80 12,50 87,20 0,30 22,80 74,60 2,60 alb. alb. alb. anorto. alb. oligoc. oligoc. SiO2 Al2O3 FeO CaO Na2O K2O Total Classificação 91 8.1.1 Geotermometria Para a determinação das temperaturas dos plagioclásios dos álcali-basaltos e mugearitos utilizou-se os geotermômetros de Kudo & Weill (1970) e Mathez (1973), assumindo condições anidras (Tabela 8.2). As temperaturas médias para núcleo (N) e borda (B) dos plagioclásios dos litotipos analisados estão, de acordo com Kudo & Weill, entre 642,07ºC e 1113,33ºC, respectivamente. As temperaturas obtidas através do método de Mathez estão entre 758ºC e 1240ºC. Tabela 8.2 - Temperatura dos plagioclásios para cada amostra e seu valor médio para os álcali-basaltos e mugearitos. N - núcleo, B - borda, M - valor médio, (N) - número de pontos. GEOTERMÔMETRO (ºC) MUGEARITO ÁLCALI-BASALTO Litotipo Ponto IT-01-92 Fase N Kudo-Weill (1970) 1094,00 Mathez (1973) 1240,00 IT-01-93 N 1117,00 1264,00 IT-01-95 B 686,14 856,00 IT-01-96 N 1129,00 1247,00 IT-01-97 M (N=3) B 598,00 785,00 N 1113,33 1250,33 M (N=2) B 642,07 820,50 IT-19-05 B 768,00 781,00 IT-19-21 B 572,46 736,40 IT-19-22 N 1065,00 1211,00 IT-19-26 N 1112,00 1258,00 IT-19-33 N 1100,00 1246,00 IT-19-34 N 1088,00 1227,00 IT-19-36 N 1064,00 1210,00 IT-19-37 N 1110,00 1256,00 IT-19-38 N 1116,00 1262,00 IT-19-40 N 1114,00 1259,00 IT-19-46 N 1065,00 1211,00 IT-19-47 N 1109,00 1255,00 IT-19-50 N 1108,00 1254,00 IT-19-51 M (N=12) N 1096,00 1241,00 N 1095,58 1240,83 M (N=2) B 670,00 758,5 92 8.2 Piroxênios Os dados das composições químicas dos piroxênios ricos em cálcio (augita e diopsídio) encontram-se na Tabela 8.3, na qual também estão apresentadas também as respectivas fórmulas estruturais calculadas com base em 6 oxigênios e 4 cátions, bem como, as porcentagens de wollastonita (Wo), enstatita (En) e ferrossilita (Fs). Os piroxênios foram, preliminarmente, classificados pelo diagrama Q-J, de Morimoto & Kitamura (1983). No Diagrama da Figura 8.2, onde estão representados os componentes moleculares wollastonita (Wo), enstatita (En) e ferrossilita (Fs) é confirmada a existência de piroxênios ricos em cálcio (diopsídio e augita). É possível observar que os conteúdos de Wo dos piroxênios em questão decrescem e os conteúdos de Fs crescem à medida que os mesmos se tornam empobrecidos em cálcio e enriquecidos em ferro. Este fato coincide, como era de se esperar, com a análise petrográfica realizada para ambos os grupos de diques máficos de Itapé, conforme foi apresentado no Capítulo VII deste trabalho. Se correlacionarmos dados de quimismo mineral dos piroxênios com a análise geoquímica dos álcali-basaltos e mugearitos de Itapé podemos fazer algumas considerações significativas. Os teores de Fe, por exemplo, apresentam um discreto acréscimo nos mugearitos (IT-19) com relação aos álcali-basaltos (IT-01). Com relação aos conteúdos de CaO e MgO observa-se para ambos, de modo geral, um enriquecimento nos álcali-basaltos com relação aos mugearitos. Essas correlações podem, numa análise pouco aprofundada, corroborar a evolução magmática proposta pela análise geoquímica realizada no Capítulo IX deste trabalho. 93 Tabela 8.3 - Microanálise química dos piroxênios ricos em cálcio dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural calculada com base em 6 átomos de oxigênio. diop. diopsídio. aug. - augita. Amostra IT-01 ÁLCALI-BASALTO Litotipo Ponto IT-19 MUGEARITO 83 84 85 86 3 8 10 11 44 SiO2 TiO2 49,93 1,15 45,12 2,89 49,96 0,89 50,76 0,78 47,89 1,85 52,43 0,07 41,99 4,16 42,38 4,30 41,78 4,37 Al2O3 FeO MnO MgO 6,15 5,93 0,16 15,10 21,60 0,43 8,35 9,28 0,20 11,21 21,58 0,55 6,73 5,29 0,17 14,99 21,32 0,43 5,57 5,09 0,12 15,61 21,46 0,37 6,11 8,21 0,21 12,80 21,63 0,41 0,13 12,71 0,91 10,08 24,10 0,27 9,45 20,26 0,50 8,08 10,27 2,97 9,61 18,77 0,45 8,89 10,68 2,88 10,35 16,71 0,41 9,81 10,70 2,93 100,46 99,16 99,77 99,76 99,11 100,70 97,68 97,96 97,07 1,82 1,70 1,83 1,85 1,80 1,99 1,62 1,62 1,59 0,18 2,00 0,30 2,00 0,17 2,00 0,15 2,00 0,20 2,00 0,01 2,00 0,39 2,00 0,38 2,00 0,41 2,00 CaO Na2O Total Si IV Al Total 94 Tabela 8.3 - Continuação. Amostra IT-01 ÁLCALI-BASALTO Litotipo Ponto IT-19 MUGEARITO 83 84 85 86 3 8 10 11 44 0,08 0,03 0,07 0,08 0,12 0,03 0,09 0,02 0,06 0,05 0,01 0,00 0,04 0,12 0,05 0,12 0,06 0,13 Fe3 Mg 0,06 0,82 0,10 0,63 0,03 0,82 0,03 0,85 0,06 0,71 0,04 0,57 0,38 0,46 0,35 0,48 0,38 0,56 Fe2 Mn Ca 0,11 0,01 0,84 0,19 0,00 0,87 0,13 0,00 0,84 0,13 0,00 0,84 0,20 0,00 0,89 0,37 0,03 0,98 0,27 0,02 0,42 0,25 0,01 0,44 0,16 0,01 0,44 Na K Total 0,03 0,00 0,04 0,00 0,03 0,00 0,03 0,00 0,03 0,00 0,02 0,00 0,22 0,06 0,23 0,05 0,22 0,06 1,99 1,99 1,99 1,99 2,00 2,01 1,99 1,99 2,00 WO EN FS 45,61 44,35 10,04 48,41 34,99 16,60 45,91 44,91 9,18 45,42 45,97 8,61 47,01 38,71 14,29 49,43 28,76 21,81 27,21 29,82 42,97 28,06 32,51 39,43 28,38 36,18 35,44 Classificação diop. diop. diop. diop. aug. diop. aug. aug. aug. Al Ti VI 95 Figura 8.2 - Diagrama de variação composicional em função dos componentes moleculares Wo (Ca 2Si2O6), En (Mg2Si2O6) e Fs (Fe22Si2O6) dos piroxênios ricos e pobres em cálcio. Círculos vermelhos álcali-basaltos (amostra IT-01) e quadrados verdes mugearitos (amostra IT-19). Diagrama de Morimoto (1988). 8.2.1 - Geotermometria Para a determinação das temperaturas dos piroxênios utilizou-se o geotermômetro proposto por Kretz (1982) que baseia-se, fundamentalmente, em equações que fornecem a temperatura de equilíbrio natural em associações minerais contendo dois piroxênios, pois a composição dos mesmos é bastante sensível às variações de temperatura. Este autor acredita que as diferenças químicas entre os piroxênios podem ser atribuídas às reações de transferência que determinam o teor de cálcio dos minerais, e às reações de troca, que determinam a razão relativa entre magnésio e ferro (Fe2+). A Tabela 8.4 mostra a média dos valores de temperaturas, em oC, obtidos para os piroxênios dos álcali-basaltos e mugearitos de acordo com Kretz (1982). Para os álcalibasaltos, o valores médios obtidos para as bordas (B) dos grãos foi 820,23oC, enquanto para 96 os mugearitos os valores apresentados para as fases núcleo (N) e Borda (B) foram 1089,74oC e 739,10oC, respectivamente. Essas temperaturas estão próximas e coerentes com a cristalização magmática deste mineral. Tabela 8.4 – Temperatura dos piroxênios para cada amostra e seu valor médio para os álcali-basaltos e mugearitos. N - núcleo, B - borda, M - valor médio, (N) - número de pontos. GEOTERMÔMETRO(oC) MUGEARITO ÁLCALI-BASALTO Litotipo Ponto Fase Kretz (1982) IT-01-83 B 836,90 IT-01-84 B 760,00 IT-01-85 B 811,60 IT-01-86 B 873,80 M (N=4) B 820,23 IT-19-03 B 770,80 IT-19-08 B 707,40 IT-19-10 N 1069,00 IT-19-11 N 1067,00 IT-19-30 N 1242,15 IT-19-31 N 1042,80 IT-19-44 N 1074,70 IT-19-45 N 1042,80 M (N=6) N 1089,74 M (N=2) B 739,10 8.3 Anfibólios O anfibólio é um mineral nitidamente secundário, que cresce a partir da reação dos piroxênios com o líquido ao seu redor, após a sua cristalização. Sua presença foi reconhecida nas amostras IT-01 (álcali-basalto) e IT-19 (mugearito). A Tabela 8.5 mostra as composições químicas dos anfibólios. A classificação utilizada para os anfibólios está de acordo com as novas recomendações da IMA (International Mineralogical Association), segundo Leake et al. (1997, 2004), que apresenta uma nomenclatura mais simplificada que a anteriormente 97 proposta (LEAKE 1978). As fórmulas estruturais foram calculadas para 23 átomos de oxigênio. Na figura 8.3A está representada a classificação geral dos quatro principais grupos de anfibólios e, como pode ser observado, o anfibólio representativo da amostra IT-01 é de composição ferro-magnesiana, enquanto aqueles representativos da amostra IT-19 apresentam composições variadas, sendo classificados como cálcicos, alcalinos e ferromagnesianos. Para os dois liotipos analisados os anfibólios foram classificados em ferro-gedrita e ferro-kaersutita (Figuras 8.3 B, C, D). 98 Tabela 8.5 - Microanálise química dos anfibólios dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural calculada com base em 23 átomos de oxigênio. ferro-gedri. - ferro-gedrita. ferro-kaer. - ferro-kaersutita. Amostras IT - 01 IT - 19 Litotipo ÁLCALI-BASALTO MUGEARITO Ponto 94 2 13 43 44 SiO2 35,89 35,70 34,41 41,31 41,78 Al2O3 14,46 12,80 13,82 10,36 10,35 FeO 21,90 24,76 23,06 16,63 16,71 Fe2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 MnO 0,15 0,17 0,25 0,35 0,41 MgO 12,08 7,82 8,54 9,49 9,81 CaO 0,06 0,04 0,02 10,84 10,70 Na2O 0,07 0,39 0,56 3,09 2,93 K2O 8,98 8,73 7,68 1,18 1,24 TiO2 1,79 5,74 6,53 4,57 4,37 Cr2O3 0,00 0,03 0,02 0,01 0,00 Total 95,38 96,17 94,86 97,84 98,30 Si 5,80 5,82 5,62 6,27 6,30 Al IV 2,20 2,18 2,38 1,73 1,70 Soma T 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 Al VI 0,55 0,27 0,08 0,73 0,76 2+ 2,96 3,37 3,15 2,11 2,11 3+ Fe 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Mg 2,91 1,90 2,08 2,15 2,21 Mn 0,02 0,02 0,03 0,05 0,05 Ti 0,22 0,70 0,80 0,52 0,50 Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Li 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Soma C 6,66 6,28 6,15 5,55 5,62 Ca 0,01 0,01 0,00 1,76 1,73 Na 0,02 0,12 0,18 0,91 0,86 K 1,85 1,81 1,60 0,23 0,24 Soma B 1,88 1,94 1,78 2,90 2,83 Mg/(Mg+ Fe2+) 0,50 0,36 ferrogedri. 0,40 ferrogedri. 0,50 ferrokaer. 0,51 ferrokaer. Fe Classificação ferro-gedri. 99 Figura 8.3 - Diagramas classificatórios segundo Leake et al. (1997) para os anfibólios dos diques máficos de Itapé: (A) Classificação geral dos quatros principais grupos de anfibólios; (B) (Ca + NaB) < 1,0 (Mg, Fe2+, Mn, Li)B ≥ 1,0; Li < 1,0; (C) (CaB≥ 1,5; (Na + K)A ≥ 0,5 e Ti ≥ 0,5). Círculo vermelho álcali-basalto (amostra IT-01) e quadrados verdes mugearito (amostra IT-19). 8.4 Biotitas Para os diques máficos de Itapé, observamos que a biotita, assim como o anfibólio, é um mineral secundário, que cresce a partir da reação pós-magmática dos piroxênios com o líquido ao seu redor. A classificação utilizada para as biotitas está de acordo com o trabalho apresentado por Deer et al. 1992. As fórmulas estruturais foram calculadas para 22 átomos de oxigênio. 100 Neste ítem estão sendo considerados 5 análises de biotitas reconhecidas na amostra IT19 (mugearito). De acordo com a Tabela 8.6, as análises mostram, em geral, composições ricas em ferro [0,56 < Fe/(Fet + Mg) < 0,65] que na Figura 8.4 posicionam-se no campo da annita. Tabela 8.6 - Microanálise química das biotitas dos diques máficos de Itapé. Fórmula estrutural com base em 22 átomos de oxigênio. (N) núcleo e (B) borda. Amostra IT-19 MUGEARITO Litotipo Ponto 4 (N) 6 (N) 7 (N) 28 (N) 53 (N) SiO2 TiO2 34,83 7,25 35,47 6,10 34,91 7,15 34,55 6,90 34,97 4,71 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O 14,23 20,84 0,19 9,07 0,01 0,73 13,42 22,43 0,26 8,75 0,03 0,62 13,82 22,15 0,15 8,40 0,01 0,81 13,52 23,91 0,30 7,41 0,00 0,71 14,00 25,08 0,25 7,59 0,05 0,09 K2O Total 7,78 94,95 8,35 95,44 8,03 95,43 8,01 95,30 9,48 96,23 Si 5,62 5,75 5,65 5,66 5,73 IV 2,38 2,25 2,35 2,34 2,27 Soma T 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 Al VI Fe Mg Mn Ti Soma O 0,21 2,81 2,18 0,03 0,88 6,11 0,31 3,04 2,12 0,04 0,74 6,25 0,33 3,00 2,03 0,02 0,87 6,25 0,27 3,27 1,81 0,04 0,85 6,24 0,43 3,43 1,85 0,03 0,58 6,33 Ca Na K Soma A 0,00 0,23 1,60 1,83 0,01 0,20 1,73 1,93 0,00 0,25 1,66 1,91 0,00 0,22 1,67 1,90 0,01 0,03 1,98 2,02 Fe2/(Fet + Mg2) 0,56 0,59 0,60 0,64 0,65 Classificação annita annita annita annita annita Al 101 Figura 8.4 - Quadrilátero flogopita-annita-eastonita-siderofilita, segundo Deer et al. 1992, para as biotitas dos diques máficos de Itapé. Quadrados verdes mugearito (amostra IT-19). 102 CAPÍTULO IX 103 9. Litogeoquímica Neste capítulo será realizada uma análise das características geoquímicas relacionadas aos diferentes grupos de diques máficos identificados neste trabalho. As assinaturas geoquímicas desses litotipos levam em consideração os dados analíticos referentes aos elementos maiores, traço e terras raras, diagramas de classificação e nomenclatura, diagramas binários, ternários e multielementares, que permitiram interpretar o comportamento geoquímico de cada grupo e, consequentemente, identificar as séries ou suítes magmáticas nas rochas em questão e o provável ambiente em que se originaram. As análises químicas de rocha total da suíte de Itapé mostram, variavelmente, semelhanças e diferenças entre seus litotipos de acordo com o grau de evolução dos mesmos. Entre as diferenças mais expressivas, podemos citar os teores de MgO, CaO Na2O, K2O e Al2O3 apresentados pelos diferentes grupos, ao passo que o padrão de distribuição dos elementos terra raras (ETR) se destaca pela semelhança entre os grupos de diques máficos estudados. 9.1. Caracterização Litogeoquímica dos Diques Máficos de Itapé Para a caracterização geoquímica dos diques máficos da região de Itapé foram utilizadas onze amostras com análises dos seus elementos maiores, menores e traço, dentre as quais cinco apresentam análises químicas dos elementos terra raras (ETR). O resultado das análises químicas em rocha total dos diques máficos dessa região são apresentados na tabela 9.1. 104 Tabela 9.1 - Análises químicas em rocha total (elementos maiores, traço e terra raras) para os diques máficos de Itapé. mg# [MgO/(MgO+FeOt), assumindo Fe2O3/FeO igual a 0,15]. Q = quartzo; Or = ortoclásio; Ab = Albita; An = anortita; Di wo = diopsídio wollastonita; Di en = diopsídio enstatita; Hy en = hiperstênio enstatita; Ol Fo = olivina forsterita; Mt = magnetita; He = hedenbergita e Ap = apatita. Litotipo Amostra LATIBASALTO IT-03 IT-01 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Total 45,87 2,54 16,03 11,59 0,17 7,12 10,19 3,35 2,04 0,61 3,05 102,56 46,13 2,16 16 11,11 0,17 6,45 10,04 3,35 1,64 0,45 3,19 100,69 Q Or Ab An Ne Di wo Di en Hy en Ol fo Mt He Ap Total mg# 5,77 7,74 30,05 22,27 0,00 5,56 4,79 6,01 0,00 0,64 13,73 0,83 97,39 0,36 0,00 9,65 23,21 23,41 3,75 10,60 9,14 0,00 5,08 0,63 11,48 0,95 97,90 0,39 DIQUES MÁFICOS DE ITAPÉ ÁLCALI-BASALTO IT-02B IT-02C IT-07 IT-15B Elementos Maiores (%) 46,22 44,60 43,45 45,16 1,96 1,77 2,14 2,39 15,98 15,39 13,83 14,82 10,8 10,52 11,32 11,95 0,14 0,17 0,18 0,19 7,63 7,34 8,36 6,82 11,45 10,63 11,20 8,91 2,99 2,92 2,79 2,93 1,37 1,33 1,43 1,73 0,37 0,31 0,48 0,50 3,96 4,75 4,00 4,14 102,87 99,73 99,17 99,54 Norma CIPW 0,00 0,00 0,00 0,00 8,42 8,28 8,88 10,73 23,57 21,07 15,95 25,96 25,34 26,24 22,06 23,21 3,45 2,66 4,82 0,00 10,31 11,44 14,00 8,39 8,89 9,86 12,07 7,23 0,00 0,00 0,00 2,25 5,57 6,62 6,83 5,88 0,60 0,59 0,61 0,64 10,97 10,67 11,43 12,08 0,92 0,71 1,10 1,14 98,03 98,14 97,76 97,49 0,44 0,44 0,45 0,39 HAVAIITO IT-09 IT-10A IT-11 MUGEARITO IT-10B IT-19 44,92 2,44 15,69 12,02 0,18 6,45 9,07 3,73 1,60 0,44 3,90 100,44 46,01 2,59 15,98 11,74 0,20 4,82 7,79 3,94 2,25 0,58 3,25 99,15 46,27 2,02 15,82 11,8 0,2 6,83 8,84 3,06 1,84 0,63 3,09 100,4 46,94 2,05 15,62 9,73 0,17 3,93 7,01 4,6 2,68 0,43 6,84 100,00 47,77 2,78 17,76 11,95 0,18 3,99 7,82 4,41 2,29 1,03 1,31 101,29 0,00 9,80 24,19 22,07 4,59 9,14 7,88 0,00 6,18 0,60 12,04 1,00 97,48 0,37 0,00 13,88 28,81 20,06 3,21 6,98 6,02 0,00 4,58 0,68 11,77 1,31 97,30 0,31 0,00 12,30 22,35 22,80 4,60 8,23 7,10 0,00 6,44 0,68 11,78 1,32 97,59 0,44 0,00 17,01 30,16 15,05 6,27 8,17 7,04 0,00 2,45 0,61 10,03 1,01 97,80 0,31 0,00 12,94 33,60 19,49 3,14 5,50 4,74 0,00 3,61 0,72 11,64 2,04 97,43 0,27 105 Tabela 9.1 - Continuação. Litotipo Amostra LATIBASALTO IT-03 IT-01 Cr Ni Sc Rb Ba Sr Nb Hf Zr Y Th U V Zn Co Cu 273,70 120,00 51,10 1369,00 979,00 61,35 3,77 138,00 20,00 4,60 0,85 251,00 97,00 51,30 94,00 273,70 98,00 57,60 953,00 776,00 48,65 4,51 125,00 18,00 5,40 0,52 332,00 89,00 51,30 90,00 La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu 42,50 85,60 52,50 9,20 2,32 7,03 42,50 3,00 2,10 0,44 39,10 80,30 50,30 8,70 2,67 7,30 5,88 2,40 2,40 0,45 DIQUES MÁFICOS DE ITAPÉ ÁLCALI-BASALTO HAVAIITO IT-02B IT-02C IT-07 IT-15B IT-09 IT-10A Elementos Traço (ppm) 342,12 281,50 464,60 164,00 156,10 68,80 115,00 90,20 131,30 80,50 70,70 39,40 29,60 30,80 30,50 259,00 23,70 39,10 29,60 34,80 45,60 41,00 53,80 805,00 634,40 790,80 723,20 726,20 1069,70 855,00 747,60 766,40 641,90 771,10 926,40 70,48 37,40 51,30 42,60 47,80 65,60 3,36 93,00 102,90 113,50 177,20 134,40 157,80 15,00 17,60 21,80 25,80 21,40 23,90 3,50 6,90 10,30 8,90 8,20 10,60 0,75 2,50 5,50 4,60 2,80 3,40 325,00 210,10 224,80 233,00 212,00 206,10 88,00 67,10 70,70 103.6 89,20 77,60 50,50 42,20 40,10 38,50 40,10 30,10 84,00 63,40 70,30 50,10 51,80 42,50 Elementos Terras Raras (ppm) 28,00 36,20 36,70 42,60 48,20 29,70 75,40 128,70 84,40 64,70 90,10 58,60 64,80 44,10 57,90 68,80 57,90 38,60 6,20 1,99 5,88 4,47 2,25 1,90 0,32 IT-11 MUGEARITO IT-10B IT-19 205,28 79,00 57,60 1430,00 880,00 74,73 3,32 141,00 17,00 4,30 0,85 251,00 98,00 41,70 70,00 109,80 33,20 19,40 67,60 1034,20 767,50 74,90 218,70 23,00 9,40 3,00 155,20 55,50 25,90 38,60 68,40 29,00 53,80 1554,00 1722,00 83,60 5,89 198,00 22,00 6,40 1,57 273,00 102,00 32,40 40,00 60,10 90,90 45,70 7,50 1,24 5,44 5,30 2,02 2,20 0,23 63,50 118,70 55,30 - 64,60 130,80 80,60 12,40 3,54 8,43 6,51 3,11 2,30 0,36 106 9.1.1 Geoquímica dos Elementos Maiores A existência de variação composicional dentro dos grupos é clara quando são plotados os resultados litogeoquímicos em diagramas de variação tipo Harker (HARKER 1909). O comportamento dos elementos maiores pode, então, ser analisado e fornece informações importantes sobre a evolução magmática de um grupo específico de rochas, a partir das suas principais características geoquímicas. A distinção é especialmente observada em termos do conteúdo de magnésio, o que condiciona a individualização de grupos (ou amostras) ao longo do que seria, a priori, uma tendência de fracionamento mineral desde uma composição mais primitiva (MgO > 8%; dique IT-07 - álcali-basalto), até composição menos primitiva (MgO < 4%; diques IT-10B e IT-19 - mugearitos). O MgO (%) será utilizado por apresentar maior variação de teores nas amostras estudadas e bons resultados de distribuição dos elementos químicos. As rochas máficas da região de Itapé caracterizam-se por apresentar ampla variação de MgO, situando-se entre 3,93 até 8,36% (Tabela 9.1). Na figura 9.1 e Tabela 9.1 é possível verificar que os álcali-basaltos e os latibasaltos possuem teores discretamente mais elevados de MgO, ao passo que os mugearitos apresentam, para este elemento, os menores teores. A Tabela 9.2 mostra a média dos elementos maiores para cada conjunto de diques máficos estudados (álcali-basaltos, havaiitos, mugearitos e latibasalto). O número de magnésio mg# [MgO/(MgO+FeOt)] é de 0,36 no latibasalto, e varia de 0,37 a 0,45 nos álcali-basaltos, de 0,31 a 0,44 nos havaiitos e de 0,27 a 0,31 nos mugearitos (Tabela 9.2). Jacques & Green (1979) apresentam dados das fases composicionais para magmas basálticos primários, onde verifica-se que nos lherzolitos (40% de olivina, 10Kbar e 1450oC) os valores de mg# variam de 0,74 a 0,95 para os lherzolitos. Logo, comparando os valores de mg# obtidos para os diques máficos de Itapé com os apresentados pelos autores supracitados, é sugestivo de que as rochas de Itapé correspondem a magmas, relativamente, mais evoluídos. 107 Tabela 9.2 - Média dos elementos maiores (% em peso) das rochas máficas de Itapé. mg# [MgO/(MgO+FeOt)]; n = número de amostras; ( ) desvio padrão. Óxidos Latibasalto Álcali-Basaltos Havaiitos Mugearitos SiO2 45,87 45,11 (1,15) 46,14 (0,18) 45,73 (0,72) TiO2 2,54 2,08 (0,23) 2,31 (0,40) Al2O3 16,03 15,20 (0,91) 15,90 (0,11) 15,83 (0,15) Fe2O3 11,59 11,14 (0,55) 11,77 (0,04) 11,85 (0,15) MnO 0,17 0,17 (0,02) 0,20 (0,00) 0,19 (0,01) MgO 7,12 7,32 (0,74) 5,83 (1,420 6,03 (1,07) CaO 10,19 10,45 (1,02) 8,32 (074) 8,57 (0,68) Na2O 3,35 3,00 (0,21) 3,50 (0,62) 3,58 (0,46) K2O 2,04 1,50 (0,18) 2,05 (0,29) 1,90 (0,33) P2O5 0,61 0,42 (0,08) 0,60 (0,04) 0,55 (0,10) mg# 0,38 0,42 (0,03) 0,36 (0,09) Na2O/K2O 1,64 2,01 (0,21) (?) 1,92 (0,36) 1,82 (0,15) N 1 5 3 2 2,35 (0,30) 0,37 (0,06) Com o intuito de ilustrar o grau de evolução magmática dos conjuntos de diques máficos de Itapé, utilizamos diagramas de variação envolvendo elementos maiores, com índices que melhor respondem ao comportamento do magmatismo basáltico durante a cristalização. A Figura 9.1 apresenta os diagramas de variação dos elementos maiores (TiO 2, Na2O, Al2O3, SiO2, P2O5, K2O, CaO e FeOt) em função do MgO. De maneira geral, observa-se uma boa correlação entre os elementos químicos na maioria dos diagramas, e isso sugere uma sequência magmática cogenética. Na mesma figura observa-se que com a evolução magmática e com o fracionamento, ou seja, com a diminuição do MgO, ocorre um aumento bastante pronunciado nos teores de sílica para todos os grupos, especialmente nos mugearitos, cujos os tores de SiO 2 chegam a 47,77%, ao contrário dos álcali-basaltos que, apesar de apresentarem grande variação para esse óxido, alcança o teor mínimo de 43,45%. Este fracionamento tem como respaldo a presença de fenocristais de olivina na maioria dos litotipos. Com o crescimento da sílica o percentual modal de olivina decresce até o seu desaparecimento, sendo substituída por piroxênio. 108 Os teores de TiO2 e o P2O5 aumentam com a evolução magmática. Esses elementos têm comportamentos similares, embora o P 2O5 apresente alguma dispersão. Este último óxido tende a apresentar-se com teores pronunciados - chegam a alcançar teores próximos de 1% nos mugearitos e, segundo Floyd & Winchester (1975), quando P2O5 > 0,4% é um forte indicador de afinidade alcalina. O CaO apresenta uma diminuição de teor à medida que avança a cristalização e refletem o comportamento da olivina, piroxênios e plagioclásios. É notável que os maiores teores de cálcio são apresentados pelos álcali-basaltos, litotipos menos evoluídos. Em contrapartida, Na2O, K2O e Al2O3 têm seus teores aumentados durante a evolução magmática. O Al2O3 reflete, possivelmente, o comportamento do plagioclásio e das micas. O FeOt registra um discreto aumento dos seus teores com a diminuição do MgO, sugerindo sua participação na cristalização de olivina, plagioclásio e piroxênios. 109 Figura 9.1 - Diagramas de variação MgO (% em peso) versus óxidos de elementos maiores (% em peso) dos diques máficos de Itapé. 110 9.1.2 Geoquímica dos Elementos Traços A Tabela 9.3 mostra a média dos elementos traços para os diferentes grupos de diques máficos de Itapé, reunidos por tipo litológico. Tabela 9.3 - Média dos elementos traços (em ppm) dos diques máficos de Itapé. n = número de amostras; ( ) desvio padrão. Elementos Latibasalto Álcali-Basaltos Havaiitos Mugearitos Cr 273,70 305,18 (109,84) 143,39 (69,12) 89,10 (29,27) Ni 103,00 (20,25) 63,03 (20,88) 31,10 (9,27) Sc 120,00 - 30,30 (0,62) 141,35 (0,00) 19,4 (0,00) Rb 51,10 41,34 (10,82) 50,80 (8,70) 60,70 (9,76) Ba 1369,00 781,28 (117,35) 1075,30 (351,93) 1294,10 (367,55) Sr 979,00 757,38 (76,47) 859,17 (79,72) 1244,75 (674,93) Nb 61,35 50,09 (12,61) 62,71 (13,70) 79,25 (6,15) Hf 3,77 3,94 (0,81) 3,32 (0,00) 5,89 (0,00) Zr 138,00 122,32 (32,91) 144,40 (12,06) 208,35 (14,64) Y 20,00 19,64 (4,21) 20,77 (3,49) 22,50 (0,71) Th 4,60 7,00 (2,71) 7,70 (3,18) 7,90 (2,12) U 0,85 2,77 (2,24) 2,35 (1,33) 2,29 (1,01) V 251,00 264,98 (58,62) 223,03 (24,40) 214,10 (83,30) Zn 97,00 78,70 (11,42) 88,27 (10,23) 78,75 (32,88) Co 51,30 44,52 (5,98) 37,30 (6,29) 29,15 (4,60) Cu 94,00 71,56 (16,00) 54,77 (13,99) 39,30 (0,99) n 1 5 3 2 Os diagramas de variação dos elementos traço em função do MgO (%), estão apresentados na Figura 9.2 e mostram os seguintes comportamentos: De um modo geral, em todos os litotipos, à medida que o MgO diminui, os elementos compatíveis Ni e Cr também diminuem e traduzem o comportamento compatível destes elementos durante a evolução do magma. Todavia, os altos conteúdos de Ni (103-120 ppm), Cr (273-305 ppm), Co (44-51 ppm) e V (251-265 ppm) apresentados pelos latibasaltos e álcali-basaltos refletem uma natureza menos evoluída dentre os quatro grupos de rochas estudadas. A diminuição progressiva do conteúto de Ni observada em toda a série de rochas sugere o fracionamento da olivina. 111 O mesmo acontece com o Sc, o que é esperado já que este é aprisionado pelos minerais ferromagnesianos, no caso, piroxênios. Essa influência é facilmente comprovada pelo fato dos mugearitos apresentarem os mais baixos teores de Sc, ao contrário dos álcalibasaltos. O Sr, apesar de apresentar certa dispersão para um dos mugearitos, mostra um discreto aumento nos teores com a evolução do fracionamento magmático. Provavelmente está relacionado à cristalização dos plagioclásios. A dispersão observada pode estar associada aos processos de sericitização e saussuritização. Para todos os litotipos, Nb e Rb apresentam aumento dos seus teores à medida que o fracionamento magmático evolui, embora seja destacada dispersão nos diferentes conjuntos. O Ba apresenta enriquecimento à medida que a cristalização avança, embora apresente padrão relativamente constante para os álcali-basaltos. Os teores mais pronunciados estão relacionados aos havaiitos e, principalmente, aos mugearitos. Os elementos incompatíveis Nd, La, Y, Zr e Ce apresentam aumentos significativos dos seus teores para todos os litotipos, principalmente para os mugearitos, demonstrando a evolução magmática. Isso é comprovado justamente pela sua incompatibilidade, que favorece o aumento gradativo das suas concentrações, indicando concentração no líquido residual. O mesmo acontece com Nd, Rb e Sr. Os conteúdos médios de Zr, Nb e Y são relativamente elevados e compatíveis com a natureza alcalina e anorogênica destas rochas. De maneira geral, os diques máficos de Itapé são caracterizados por um crescente enriquecimento em LILE (Large ion lithophile elements), tais como Rb, Sr, Ba e Zr, à medida que a cristalização avança. Isso é sugerido pelo fracionamento de olivina+clinopiroxênio típico dos basaltos alcalinos, que é justificado, inclusive, pela diminuição progressiva nos teores de Cr, Ni e Co (ver Tabela 9.3). Esse enriquecimento em LILE apresentado pelos diques da suíte de Itapé pode estar relacionado a um processo de assimilação crustal ou tratase de um registro da fonte mantélica, que será explicado através de estudos isotópicos em pesquisas futuras. 112 Figura 9.2 - Diagramas de variação MgO versus elementos traço dos diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1. 113 Figura 9.2 - Continuação. 114 9.1.3 Diagramas dos Elementos Terra raras A Figura 9.3 apresenta o padrão de distribuição dos elementos terra raras (ETR) para todos os grupos de diques máficos estudados (latibasaltos, álcali-basaltos, havaiitos e mugearitos), normalizadas para o condrito segundo McDonough & Sun (1995). Os dados de ETR para essas rochas são observados na Tabela 9.4. De um modo geral, os padrões de distribuição dos ETR são muito semelhantes entre os quatro grupos, apresentando ETRl (leves) médio a fortemente enriquecidos em relação aos ETRi (intermediários), não ocorrendo variações no enriquecimento dos ETRp (pesados). Os padrões para os diferentes grupos são aproximadamente paralelos entre si, e esse comportamento revela que a fonte geradora pode ser a mesma para os vários tipos de rochas encontradas. Os latibasaltos apresentam um espectro levemente enriquecido em ETRl - [(La/Sm)n = 2,89 - e empobrecido em ETRp - [(Sm/Yb)n = 4,76. Observa-se padrões moderadamente fracionados com valores de [(La/Yb)n = 13,77. Os álcali-basaltos apresentam comportamento dos ETR semelhante aos latibasaltos, com padrões de ETR mais enriquecidos, com valores de [(La/Yb)n variando de 10,63 a 11,08 (média = 10,86 ± 0,32). De maneira similar ao grupo anterior, apresentam ETRl enriquecidos [(La/Sm)n variando de 2,81 a 2,99 (média = 2,90 ± 0,13) em relação aos ETRp [Sm/Yb)n variando de 3,55 a 3,94 (média = 3,74 ± 0,28). O espectro de ETR para os havaiitos é o único que apresenta diferenças significativas em relação aos demais grupos. É o grupo que apresenta o maior enriquecimento em ETR l [(La/Sm)n = 5,01 e um maior empobrecimento em ETRp [Sm/Yb)n = 3,71. São rochas fortemente fracionadas [(La/Yb)n = 18,58. O grupo dos mugearitos possui comportamento semelhante ao grupo dos havaiitos. Apresenta moderado enriquecimento em ETRl [(La/Sm)n = 3,26, contudo, apresenta as mais 115 altas concentrações de ETRp [Sm/Yb)n = 5,86. São também as rochas que apresentam o maior fracionamento [(La/Yb)n = 19,11, bem próximas dos havaiitos. Os estudos realizados neste tópico permitem comparar o padrão dos ETR dos latibasaltos, álcali-basaltos, havaiitos e mugearitos de Itapé com o do MORB (Mid-Ocean Ridge Basalt; SUN & McDONOUGH 1989) tipos E-(enriched) MORB, N-(normal) MORB e OIB (Ocean Island Basalt), apresentados na Figura 9.4. Com base na Tabela 9.4, observa-se que todos os grupos de diques máficos de Itapé possuem valores aproximados para o padrão OIB. Os latibasaltos e os álcali-basaltos são os litotipos menos evoluídos, enquanto os havaiitos e mugearitos são os mais evoluídos. Tabela 9.4 - Razões de ETR dos diques máficos de Itapé com valores do Manto Primitivo, N-MORB, E-MORB e OIB, de acordo com Sun & McDonough (1989). Razões (La/Sm)n (leves) (La/Yb)n (condrito) (Sm/Yb)n (pesadas) Latibasaltos ÁlcaliBasaltos 2,89 2,90 ± 0,13 5,01 3,26 1,6 0,59 1,51 2,31 13,77 10,86 ± 0,32 18,58 19,11 1,47 0,82 2,66 17,13 4,76 3,74 ± 0,28 3,71 5,86 0,92 0,86 1,1 4,62 Havaiitos Mugearitos Manto Primitivo* NEOIB* MORB* MORB* 116 Figura 9.3 - Padrão de distribuição dos ETR para os diques máficos de Itapé e os padrões dos OIB (Ocean Island Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) e N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), de acordo com Sun & McDonough (1989). Símbolos como na Figura 9.1. 117 9.1.4 Diagramas Multielementares A Figura 9.4 mostra os diagramas multielementares ou spidergrams dos diques máficos de Itapé normalizadas para o manto primitivo (SUN & McDONOUGH 1989). Observa-se que os padrões de distribuição dos elementos químicos apresentam uma geometria semelhante para os diferentes grupos de rochas (latibasaltos, álcali-basaltos, havaiitos e mugearitos). Os padrões dos elementos incompatíveis dos álcali-basaltos são discretamente mais empobrecidos que os demais grupos, enquanto os mugearitos são mais enriquecidos. No entanto, todos eles refletem o mesmo comportamento apresentando, de maneira geral, uma significativa anomalia negativa de Zr, embora seja também observada uma pronunciada anomalia negativa de Eu apenas para os havaiitos. Anomalias positivas de Ba, Sr e Sm ocorrem para todos os grupos, além de enriquecimento dos ETR l leves La e Ce, em relação aos demais elementos, e empobrecimento dos ETRp. Quando comparado com os padrões do MORB (Mid-Ocean Ridge Basalt) dos tipos E(enriched) MORB, N-(normal) MORB e OIB (Ocean Island Basalt), de acordo com Sun & McDonough (1995), observa-se que todos os grupos de diques máficos de Itapé apresentam valores que se aproximam da assinatura OIB (Tabela 9.5). Tabela 9.5 - Variação das razões dos Elementos Incompatíveis (EI) para os diferentes grupos de diques máficos de Itapé e os valores correspondentes de Manto Primitivo, N-MORB, E-MORB e OIB, de acordo com Sun & McDonough (1989). ( ) desvio padrão. Razões Latibasalto Álcali-Basalto Havaiito Mugearito Manto Primitivo NMORB EMORB OIB Ce/Y La/Nb La/Y Rb/Sr Zr∕La Zr∕Ce Zr∕Nd Zr∕Y Zr∕Sr 4,28 0,69 2,13 0,05 4,18 ± (0,39) 0,61 ± (0,27) 2,08 ± (0,14) 0,06 ± (0,02) 5,35 0,8 3,54 0,07 5,95 0,77 2,94 0,03 0,39 0,96 0,15 0,03 0,27 1,07 0,09 0,01 0,68 0,76 0,29 0,03 2,76 0,77 1,28 0,05 3,25 0,16 2,63 6,90 0,14 3,16 ± (0,05) 1,57 ± (0,02) 2,45 ± (0,05) 6,57 ± (0,53) 0,13 ± (0,04) 2,35 1,55 3,09 8,29 0,16 3,07 1,51 2,46 9,00 0,11 16,3 6,31 8,27 2,46 0,53 29,6 9,87 10,14 2,64 0,82 11,59 4,87 8,11 3,32 0,47 7,57 3,50 7,27 9,66 0,42 Zr∕Nb 2,25 1,94 ± (0,88) 1,89 2,37 15,71 31,76 8,80 5,83 118 Figura 9.4 - Padrão de distribuição multielementar - spidergram - para os diques máficos de Itapé e os padrões dos ambientes OIB (Ocean Island Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) e N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), de acordo com Sun & McDonough (1989). Símbolos como na Figura 9.1. 119 O fato das rochas que compõem o enxame de diques máficos de Itapé não apresentarem diferenças importantes em elementos incompatíveis indica que a cristalização fracionada é um processo viável para explicar a geração dessas rochas, e o paralelismo registrado entre elas sugere que a fonte geradora pode ser a mesma para os vários litotipos. 9.1.5 Aplicação dos Elementos Traço Incompatíveis Estudos realizados por Treuil & Varet (1973), Allègre et al. (1977), Joron & Treiul (1977), Minster et al. (1977), Vieira Jr. (1990 a, b) Condie (1997), destacam, entre outros aspectos, a importância da utilização dos elementos traço incompatíveis, que são caracterizados por apresentar pouco ou nenhum fracionamento durante a cristalização magmática ou fusão parcial, o que pode ser justificado pelos baixos coeficientes de distribuição cristal/líquido De acordo com esses autores, alguns elementos incompatíveis como o Th, Ta, Nb, Hf, Zr, La e Ce podem ser utilizados como ferramentas para o entendimento das propriedades e dos processos de gênese das rochas e da investigação de heterogeneidade do manto. Dessa maneira, a correlação realizada entre os elementos incompatíveis fornece informações sobre o processo de geração das rochas e possibilita a investigação das características químicas da fonte mantélica. Num determinado diagrama do tipo A/B versus A (sendo A e B incompatíveis), onde A possui D (coeficiente de distribuição global) muito menor que 1 e B apresenta D superior ao de A, será configurado uma reta, que não passa, necessariamente, pela origem, se o processo for fusão parcial. No entanto, caso se configurem retas sub-horizontais (paralelas a abscissa), o processo será de cristalização fracionada. Com base nesses princípios, utilizamos os elementos La correspondente ao elemento com D << 1, e Y e Zr para aqueles elementos com D < 1. Analisando os diagramas La/Y versus La e La/Zr versus La (Figura 9.5) representativos dos diques máficos de Itapé, nota-se que os dados obtidos não formam um alinhamento passando pela origem, ou seja, há uma certa dispersão parcial na distribuição dos pontos, caracterizando possivelmente o processo de cristalização fracionada. Esses dados estão em concordância com as observações petrográficas e as interpretações petrológicas obtidas para a suíte de Itapé. 120 Em contrapartida, se num diagrama do tipo C versus D, onde C e D são elementos incompatíveis, se dispuser uma distribuição relativamente homogênea desses elementos, ou seja, a razão C/D permanecer aproximadamente constante para todos os grupos de rochas, essa correlação indica que há homogeneidade desses elementos sem fracionamento no manto e, consequentemente, esses grupos de rochas apresentam características da fonte mantélica semelhantes. Contrariamente, se a distribuição desses elementos (C e D) se apresentar como diferentes retas para os diversos grupos de rochas, será indicativo da existência de fontes quimicamente diferentes dentro de uma complexa heterogeneidade do manto correspondente a diferentes estágios de sua diferenciação e evolução (JORON & TREUIL 1977; MINSTER et al. 1977). Figura 9.5 - Diagramas tipo A/B versus A para os diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1. 9.1.5.1 Zr versus Elementos Incompatíveis De acordo com Weaver (1991) as razões Zr versus elementos incompatíveis (EI) são excelentes indicadores de evolução petrogenética, e são de destacada importância na classificação e gênese dos diques máficos. Devido à pouca mobilidade apresentada pela maioria dos elementos incompatíveis, suas correlações (Zr versus EI) apresentam-se pouco variáveis ao longo do processo genético e evolutivo das rochas basálticas e refletem, assim, as características originais das fontes mantélicas. 121 A variação do Zr versus EI para os diques máficos de Itapé é mostrada na Figura 9.6, na qual se observa uma correlação positiva entre o Zr e os EI e razões Zr/EI discretamente variáveis para os diferentes grupos de rochas. Essas características sugerem, a priori, uma mesma fonte mantélica para os quatro grupos de rochas. 122 Figura 9.6 - Diagramas de correlação entre Zr (ppm) e elementos traço (ppm) para os diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1. 123 9.1.5.2 Razões entre Elementos Incompatíveis Razões de elementos com semelhantes incompatibilidades no manto têm sido usadas para caracterizar fontes de magmas através dos tempos. Por isso, diversos autores (e.g WEAVER 1991; ROLLINSON 1993; CONDIE 1997, 2001; CONDIE et al. 2002; DORAIS et al. 2005, dentre outros) realizam pesquisas utilizando razões de elementos traço para caracterizar assinaturas mantélicas. As razões Th/Ta versus La/Yb fornecem informações importantes a respeito das fontes e evolução dos magmas e indicam, claramente, a existência de pelo menos três fontes possíveis para a geração de alguns enxames que, no entanto, podem ser explicados apenas por uma única fonte. A razão La/Yb reflete o grau de fusão do manto, enquanto a razão Th/Ta reflete o grau de contaminação crustal (e.g CONDIE 2001; DORAIS et al. 2005). Observa-se na figura 9.7A que os diques estudados possuem valores de Th/Ta ~ 2, indicando que os mesmos possuem comportamento geral próximo aos valores do OIB (Ocean Island Basalt). As razões La/Yb também são compatíveis com OIB. Frequentemente, as razões La/Nb versus Zr/La e Zr/Nb versus Zr/Y também são utilizadas para investigar comportamentos magmáticos. Os diagramas (Figuras 9.7B e C) mostram que as rochas estudadas plotam bastante próximas do padrão OIB, corroborando os resultados apresentados pelas análises de ETR (Figura 9.4). As interpretações realizadas neste tópico estão em concordância com as observações feitas no capítulo da Geologia Local (Capítulo V), no qual foram citadas as margens de congelamento (chilled margins) que, via de regra, são assinaladas nos diques máficos de Itapé. Esses resultados minimizam, então, as possibilidades de contaminação crustal nos litotipos da suíte estudada. 124 Figura 9.7 - Diagramas de razões entre Elementos Incompatíveis Th/Ta versus La/Yb (A), La/Nb versus Zr/La (B) e Zr/Nb versus Zr/Y (C) para os diques máficos de Itapé. Crosta Superior, segundo Condie, 1993. E(enriched) MORB, N-(normal) MORB, OIB (Ocean Island Basalt), PM = Manto Primordial, segundo McDonough & Sun (1995). Símbolos como na Figura 9.1. Uma vez realizada a análise petrogenética, podemos discriminar as prováveis fontes mantélicas relacionadas à suíte de Itapé. O critério utilizado para essa discriminação está baseado na análise de fontes empobrecidas e enriquecidas, relacionado com os valores normalizados da razão de La/Yb(N) e La/Nb(N) (Tabela 9.6) (DUTRA 2006). Segundo este critério, as razões La/Yb(N) e La/Nb(N) apresentadas pelas amostras IT-01, IT-02B, IT-03, IT11e IT-19 indicam que a referida suíte originou-se de uma fonte fértil, tendo assim, alguma contribuição de componentes astenosféricos. O condrito utilizado para essa análise foi o de Thompson (1982). 125 Tabela 9.6 - Critérios geoquímicos para a discriminação de três tipos fundamentais de fontes geradoras de magmas basálticos. Condrito - Thompson (1982). Litotipo Amostra Nb La Yb (La/Yb)n (La/Nb)n Tipo de fonte Fértil Enriquecida Empobrecida DIQUES MÁFICOS DE ITAPÉ LATIBASALTO ÁLCALI-BASALTO HAVAIITO MUGEARITO IT-03 61,35 42,50 2,10 13,6 0,73 IT-01 48,65 39,10 2,40 10,94 0,85 (La/Yb)N >1 >1 <1 (La/Nb)N <1 >1 <1 IT-02B 70,48 29,70 1,90 10,48 0,45 IT-11 74,73 60,10 2,20 18,34 0,15 IT-19 83,60 64,60 2,30 18,9 0,82 Tipo de Manto Astenosférico (pluma) Litosférico Astenosférico (Tipo N-MORB) 9.1.6 Ambiência Tectônica O ambiente tectônico definido para os corpos filoneanos de Itapé foi definido a partir dos diagramas de Pearce & Norry (1979) que relaciona o log. Zr versus log. Zr/Y (Figura 9.8) e o diagrama ternário (ZrxTi/100xY*3) de Pearce & Cann (1973) (Figura 9.9). Todas as amostras plotam no campo dos basaltos intraplaca em ambos os diagramas. Figura 9.8 - Diagrama discriminante log. Zr versus log. Zr/Y, (PEARCY & NORRY 1979) para os diques máficos de Itapé. Símbolos como na Figura 9.1. 126 Figura 9.9 - Diagrama discriminante ZrxTi/100xY*3 (PEARCE & CANN 1973) para os diques máficos de Itapé.Símbolos como na Figura 9.1. 127 CAPÍTULO X 128 10. Considerações Finais A partir dos dados de campo, petrográficos, geoquímica de elementos maiores, traço e terras raras, e de química mineral dos diques máficos de Itapé, podemos fazer as seguintes considerações: 1. Estes corpos pertencem à Província de Diques Máficos Itabuna-Itaju do Colônia (PIIC) e são intrusivos na zona de cisalhamento homônima (ZCIIC), segmento intracratônico que corta os terrenos granulíticos do Cinturão Itabuna, aqui representado por litotipos enderbíticos do Complexo Ibicaraí. 2. Os corpos máficos em questão estão alinhados segundo o trend NE-SW e NW-SE e ocorrem sob a forma de diques verticais a subverticais ao longo do leito do rio Colônia, que apresentam, geralmente, contatos retos e, às vezes, levemente sinuosos. 3. Constituem rochas maciças, de granulação fina a média (raramente porfirítica), coloração cinza-escuro e, via de regra, exibem margens de congelamento (chilled margins). 4. As rochas que compõem esses corpos foram classificadas observando as análises petrográficas (cor, textura, granulação, nível de alteração, etc.), a química mineral e o comportamento geoquímico dos elementos maiores, traços e terra raras nos latibasaltos, álcali-basaltos, havaiitos e mugearitos do enxame de Itapé. As rochas que constituem os dois primeiros grupos são, de modo geral, mais preservadas, enquanto as demais exibem notável grau de alteração mineralógica (hidrotermal). 5. Os diques estudados apresentam características típicas de basaltos alcalinos continentais diferenciados de um magma "primitivo", que apresentam trend de diferenciação empobrecido em ferro. 129 6. Os dados das composições químicas dos piroxênios pertencentes aos álcali-basaltos e mugearitos de Itapé permitiram classificá-los em augita e diopsídio. Os plagioclásios das mesmas amostras variam, respectivamente, de labradorita a oligoclásio, e de oligoclásio a albita, além do k-feldspato anortoclásio. Os anfibólios foram classificados em ferro-gedrita e ferro-kaersutita. As biotitas analisadas representam apenas os mugearitos, e foram classificadas como annita. 7. Geotermômetros de piroxênios e plagioclásios indicam que as temperaturas de cristalização foram da ordem de 1000oC a 1250oC, embora para algumas bordas a temperatura tenha alcançado valores em torno de 600oC. 8. Muito ou pouco pronunciadas, as variações composicionais apresentadas pelos elementos maiores e traço dos quatro grupos refletem alguns efeitos de cristalização fracionada sofrida provavelmente durante a ascensão do magma basáltico. Para os elementos maiores as variações que merecem maior destaque são aquelas apresentadas pelo MgO - principal indicador de fracionamento - e pelo P2O5 que é um excelente indicador de afinidade alcalina. No âmbito dos elementos traço são assinaladas, sobretudo, as variações exibidas pelos elementos incompatíveis (Rb, Sr, Zr, Ba) e compatíveis (Cr, Ni, Co, V). 9. Os padrões de distribuição dos ETR são muito semelhantes entre os quatro grupos, apresentando ETRl (leves) médio a fortemente enriquecidos em relação aos ETR i (intermediários), não ocorrendo variações no enriquecimento dos ETRp (pesados). O paralelismo que os padrões exibem revela que a fonte geradora pode ser a mesma para os vários tipos de rochas encontradas. 10. A análise pormenorizada dos valores de ETR apresentados pelos litotipos da suíte de Itapé permite sugerir uma aproximação para o padrão OIB, onde os latibasaltos e os álcali-basaltos são os litotipos menos evoluídos, enquanto os havaiitos e mugearitos são os mais evoluídos. 130 11. A petrogênese dos litotipos dessa suíte é baseada, neste trabalho, na variação do Zr versus EI, que mostra uma correlação positiva entre os mesmos e razões Zr/EI discretamente variáveis para os diferentes grupos de rochas. Essas características sugerem, a priori, uma mesma fonte mantélica para os latibasaltos, álcali-basaltos, havaiitos e mugearitos de Itapé. 12. A assinatura mantélica desses diques foi caracterizada a partir de razões entre elementos incompatíveis (Th/Ta versus La/Yb, La/Nb versus Zr/La e Zr/Nb versus Zr/Y) e apontam para as rochas analisadas uma proximidade com o padrão OIB. 13. A análise das razões La/Yb(N) e La/Nb(N) indicam que a referida suíte originou-se de uma fonte fértil, tendo assim, alguma contribuição de componentes astenosféricos. 14. O comportamento litogeoquímico mostrado para os diques máficos de Itapé, sugere que os mesmos tenham sido colocados em ambiente continental intracratônico. 131 CAPÍTULO XI 132 11. Referências Bibliográficas ALLÈGRE, C. J., TREUIL, M. MINSTER, J. F., MINSTER, B., ALBAREDE, F. 1977. Systematic use of trace elements in igneous processes. Part I: fractional crystallization processes in volcanic suites. Contr. Min. Petrol., 60:57-75. ALMEIDA, F. F. M. 1967. Origem e evolução da Plataforma Brasileira. DNPM/DGM, Rio de Janeiro. Bol. 241, 36p. ALMEIDA, F. F. M. 1977. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de Geociências, 7: 285-295. ALMEIDA, F. F. M. 1978. A Faixa de Dobramentos Araçuaí na Região do Rio Pardo. XXX Congresso Brasileiro de Geologia, Anais, Recife –PE, 1, 270-283. ALMEIDA, F. F. M, BRITO NEVES, B. 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