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

Texto

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

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

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

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

(5) Índice de tabelas e figuras. Página. r Ob. Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo definida pelas folhas topográficas de escala 1: 50.000 do IBGE. 3 Figura 1.2: Mapa rodoviário da área de estudo.. 4. aC. ar. ap. Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Orógeno Ribeira. Legenda: (1) Sedimentos Quaternários; (2) Sedimentos Terciários; (3) Rochas alcalinas do Cretáceo/Terciário; (4) Granitóides Brasilianos sin- a pós-colisionais (4-9): 4) Biotita granitos pós-colisionais (510-480 M.a, G5), 5) Granitos contemporâneos às zonas de cisalhamento D3 (535-520 M.a, G4), 6) Granitos e charnoquitos tardi-colisionais (ca. 560 M.a, G3), 7) Granitos porfiróides sin-colisionais (590-560 M.a), 8) Leucogranitos e charnoquitos do tipo S ou híbridos sin-colisional (ca. 580 M.a, G2); Granitóides com idades indeterminadas (9-10) 9) Hornblenda granito gnaisse, 10) Suítes Anta e São Primo; (11) Arco Magmático Rio Negro (790-620 Ma.); Terreno Ocidental (12-17): Megasseqüência Andrelândia (12-14): 12) Seqüência Rio do Turvo em facies granulito de alta pressão, 13) Seqüência Rio do Turvo, 14) Seqüência Carrancas; 15) Complexo Mantiqueira, 16) Fácies distais da Megasseqüência Andrelândia no Domínio Juiz de Fora, 17) Complexo Juiz de Fora, 18) Complexo Embu Indiviso; Terreno Paraíba do Sul (19-20): 19) Grupo Paraíba do Sul, 20) Complexo Quirino; Terreno Oriental (21-22): 21) Sucessão metassedimentar Italva, 22) Sucessão metassedimentar Costeiro; Terreno Cabo Frio (23-24): 23) Sucessão Búzios e Palmital, 24) Complexo Região dos Lagos (retirado de Heilbron et al., 2004). 6. on. Figura 2.2: Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná (Bellieni et al.,1986; Nardy et al., 2001), com destaque para a Província Paraná-Etendeka na América do Sul: (1) embasamento cristalino; (2) sedimentos pré-vulcânicos (principalmente paleozóicos); (3) rocha vulcânicas básicas a intermediárias; (4) rochas ácidas do tipo Palmas; (5) Rochas ácidas do tipo Chapecó; (6) Enxame de diques do Arco de Ponta Grossa e da Serra do Mar; (7) sedimentos pós-vulcânicos 9 (principalmente do Cretáceo Inferior); (modificado de Marques & Ernesto, 2004).. su. Figura 2.3: Pórfiros de olivina, plagioclásio e augita em basalto. Nicóis cruzados. Lâmina RJ-17A. (Corval, 2005). 24 Figura 2.4: Pigeonita fraturada coexistindo com augita uralitizada em basalto Nicóis paralelos. Lâmina P-14A. (Corval, 2005). 24. lta. Figura 2.5: Fenocristal de olivina euédrica exibindo minerais de alteração nas fraturas (bowlingita e idingisita). Nicóis paralelos. Lâmina CF-TD-03e. (Dutra, 2006). 25 Figura 2.6: Textura mirmequítica em basalto de baixo-TiO2. Nicóis cruzados. Lâmina SMM-B-29. (Corval, 2005). 26 Figura 2.7: Textura glomeroporfirítica, dada pelo agrupamento dos fenocristais de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina AR-TD-04. (Dutra, 2006). 27 Figura 2.8: Textura subofítica com inclusão parcial de grãos de plagioclásio, preferencialmente colunares subédricos a euédricos, em cristais de augita. O retângulo amarelo mostra a augita 27 subofítica. Nicóis cruzados. Lâmina CF-TD-06b. (Dutra, 2006).. v.

(6) Figura 2.9: Textura intergranular, onde grãos de augita anédricos (seta) ocupam os interstícios de grãos de plagioclásio subédricos. Nicóis cruzados. Lâmina SQ-TD-01b. (Dutra,2006). 28 Figura 2.10: Textura intersertal, onde vidro vulcânico alterado (cor de interferência marrom) encontra-se nos interstícios de grãos de plagioclásio. Nicóis cruzados. Lâmina SQ-TD-01e. (Dutra, 2006). 28 Figura 3.1: Fluxograma mostrando a metodologia geral aplicada na etapa de elaboração do mapa preliminar. 31. r Ob. Figura 3.2: Exemplo de imagem de sensoriamento remoto (CBERS 2 CCD, bandas 5, www.inpe.br) utilizada neste trabalho. 32 Figura 3.3: Mosaico das imagens de satélite (CBERS 2 CCD, bandas 5; www.inpe.br) que compreendem a área de estudo. 32 33. Figura 3.5: Mapa de lineamentos da área de estudo.. 34. Figura 3.6: Mapa de lineamentos com diques plotados.. 36. ap. Figura 3.4: Área de estudo delimitada.. Figura 4.1: Afloramento de dique de diabásio sob a forma de blocos rolados (indicados pelas setas brancas) em estrada pavimentada na região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV-4. 38. ar. Figura 4.2: Dique espesso na região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV-1.. 39. aC. Figura 4.3: Dique de diabásio na região de Trajano de Morais. Ponto TM-SV-1. O contato com as rochas encaixantes gera pequenas ravinas (r). 39 Figura 4.4: Detalhe da textura do centro (c) e da margem resfriada (mr) em dique de diabásio das 40 regiões de Trajano de Morais e Santa Maria Madalena. Pontos TM-SV-2, SMM-SV-1 e TM-SV-3.. on. Figura 4.5: Faixa metassomática muito alterada em dique de diabásio da região de Renascença. 41 Ponto RN-SV-1. Figura 4.6: Diáclases (setas duplas) com espaçamento métrico em dique de diabásio da região de 41 Trajano de Morais. Ponto TM-SV-3.. su. Figura 4.7: Capa de alteração de aspecto ferruginoso, possivelmente constituída de hidróxidos, em bloco de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Notar que a parte interna do bloco está inalterada. Pontos SMM-SV-1 e TM-SV-1. 42. lta. Figura 4.8: Esfoliação esferoidal em blocos de diabásio da região de Renascença. Ponto RN-SV-1. 42 Figura 4.9: Regolito de coloração marrom claro resultante da alteração de dique de diabásio da região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV-1. 43 Figura 4.10: Exposição de blocos rolados de diabásio (indicados pela seta branca) em meio ao regolito (r) de cor ocre. Pontos TM-SV-1, TM-SV-4 e RN-SV-1. 44 Figura 4.11: Rocha encaixante (biotita-granada-plagioclásio-gnaisse porfiroblástico) de dique de diabásio da região de Renascença. Grãos milimétricos a centimétricos de granada (círculo) 44 constituem os porfiroblastos deste gnaisse. Ponto RN-SV-1. Figura 4.12: Rocha encaixante muito alterada na região de Conceição de Macabu. Ponto CM-SV-1. 45. vi.

(7) Figura 4.13: Desenho de caderneta de campo mostrando forma intrusiva bifurcada observada em dique de diabásio da região de Renascença. Ponto RN-SV-1. 46 Figura 5.1: Fotomicrografia com glomeropórfiros de augita (círculo) em margem resfriada hipocristalina e intersertal de dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1b. 48 Figura 5.2: Fotomicrografia mostrando textura intergranular com grãos subédricos de augita (au) nos interstícios dos grãos de plagioclásio em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Nicóis paralelos. Lâmina SMM-SV-1. 49. r Ob. Figura 5.3: Textura intersertal, com vidro (marrom escuro) preenchendo os interstícios dos grãos. 49 Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1a.. Figura 5.4: Fotomicrografia mostrando textura mirmequítica (mq) em dique de diabásio da região de Santa Maria Madalena. Nicóis cruzados. Lâmina SMM-SV-1. 50. ap. Figura 5.5: Fotomicrografia com fenocristais incolores, euédricos e colunares de plagioclásio (pl) encontrados na margem resfriada de dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis cruzados. Lâmina RN-SV-1c. 51 Figura 5.6: Fotomicrografia com grãos de augita (a) de cor castanho-claro com as bordas alteradas para biotita (b) e uralita (u) coexistentes com grãos de pigeonita (pg) em dique de diabásio da região de Trajano de Morais. Nicóis paralelos. Lâmina TM-SV-1. 52. ar. Figura 5.7: Fotomicrografia mostrando grão subédrico de mineral opaco (op) com inclusão de grão de plagioclásio (pl) em dique da região de Conceição de Macabu. Nicóis parealelos. Lâmina CM-SV1b. 53. aC. Figura 5.8: Fotomicrografia mostrando grãos anédricos de mineral opaco (op) em dique de diabásio 53 da região de Renascença. Nicóis paralelos. Lâmina RN-SV-1e. Figura 5.9: Fotomicrografia com grão euédrico acicular de apatita (ap) em dique de diabásio da região de Renascença. Nicóis paralelos. Lâmina RN-SV-1e. 54. on. Figura 5.10: Saussurita, com cor de interferência de terceira ordem, sobre grãos de plagioclásio. 54 Nicóis cruzados. Lâmina TM-SV-4.. su. Página. lta. Tabela 2.1: Valores das razões entre elementos traços incompatíveis e de TiO2 (%peso) usados como índices discriminantes das suítes de baixo-TiO2 e alto-TiO2 para a Província basáltica Paraná-Etendeka (Peate, 1992; 1997). 11 Tabela 3.1: Informações gerais sobre a Câmera CCD. Modificado de Cuellar (2003).. 31. vii.

(8) SUMÁRIO Página Agradecimentos Resumo Abstract Índice de tabelas e figuras 1. r Ob. Capítulo 1 - Introdução. 1. 1.2 – Objetivos. 1. 1.3 – Justificativas. 2. 1.4 – Métodos. 2. 1.5 – Localização e acesso. 3. ap. 1.1 – Apresentação. Capítulo 2 – Revisão temática. 5. 2.1 – O Orógeno Ribeira. 5. ar. 2.2 – Província basáltica continental Paraná-Etendeka. 8. 2.3 – O Enxame de Diques de Ponta Grossa. 14. 2.4 – O Enxame de Diques de Florianópolis. 15. aC. 2.5 – O Enxame de Diques Toleíticos da Serra do Mar. 17. 2.6 – Basaltos das bacias de rifte. 20. 2.7 – Petrografia de basaltos. 23. 3.1 – Introdução 3.2 – Materiais e Métodos. 3.4 – Diques e lineamentos. 4.1 – Generalidades 4.2 – Descrição dos diques Capítulo 5 – Petrografia. 30 30 33. 35. lta. Capítulo 4 – Aspectos de campo. 30. su. 3.3 – Classificação dos lineamentos. on. Capítulo 3 – Estudos dos lineamentos. 37 37 37 47. 5.1 – Introdução. 47. 5.2 – Texturas. 47. 5.3 – Composição mineral. 50. 5.4 – Estruturas. 55 viii.

(9) Capítulo 6 – Conclusões e propostas para trabalhos futuros. 56. 6.1 – Conclusões. 56. 6.2 – Discussões. 57. 6.3 – Trabalhos futuros. 59. Referências bibliográficas. 60. r Ob. ANEXO I: Mapa geológico esquemático do Enxame de Diques da Serra do Mar na porção nordeste da Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro ANEXO II: Banco de dados. lta. su. on. aC. ar. ap ix.

(10) Capítulo 1: Introdução 1.1 – Apresentação Esta monografia está associada à disciplina Trabalho de Graduação (IA 243) do curso de Geologia da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro.. r Ob. O tema central desta monografia, orientada pelo Dr. Sérgio de Castro Valente, do Grupo da. Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro, é o reconhecimento dos aspectos de campo e petrográficos dos diques de diabásio que ocorrem na Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro e suas possíveis correlações com lineamentos.. ap. O estudo petrológico destas rochas vem sendo desenvolvido pelo grupo de pesquisas Enxame de. Diques da Serra do Mar (EDSM-rifte) da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro.. Os diabásios do Enxame de Diques da Serra do Mar (EDSM) afloram ao longo da região costeira do. ar. Brasil, nos Estados de São Paulo, Rio de Janeiro e Espírito Santo. Em geral, estes diques são subverticais, com direção predominantemente NE-SW e ocorrem intrudindo gnaisses e granitóides do Orógeno Ribeira, de idade Neoproterozóica/Cambro-Ordoviciano (Heilbron et. al., 2004; Schimit et. al., 2004).. aC. Os diques são constituídos por basaltos transicionais com afinidade toleítica, e o enxame compreende, majoritariamente, uma suíte de alto-TiO2 (Ti/Y >310; Valente, 1997) e, subordinadamente, uma. on. suíte de baixo-TiO2 (Ti/Y <310; Corval, 2005). Atualmente, são reconhecidas duas suítes de baixo-TiO2 no enxame, quais sejam: Serrana (Monteiro & Valente, 2003; Corval, 2005), que predomina na região serrana do Estado do Rio de Janeiro, e Costa Azul (Dutra, 2006), concentrada na parte oriental do mesmo estado.. su. Dados geocronológicos indicam que as rochas estudadas neste trabalho são diabásios do Cretáceo Inferior (c. 130,3-129,4 Ma, Ar-Ar em plagioclásio e rocha total, Turner et al., 1994), muito embora idades mais antigas também tenham sido publicadas mais recentemente (192,9-160,9, K-Ar em rocha total, Guedes. 1.2 – Objetivos. lta. et al., 2005).. O objetivo principal desta monografia é a geração de novos dados de campo e petrográficos para os diques de diabásios aflorantes na Região Serrana do Estado do Rio de Janeiro. Objetivos específicos desta monografia incluíram os seguintes itens:. 1.

(11) 1.O reconhecimento de campo dos diabásios da área de estudo; 2.O estudo petrográfico dos diabásios reconhecidos no campo; 3.O estudo das possíveis correlações dos diabásios com lineamentos; 4.Organização dos dados de campo e petrográficos numa base MSACCESS.. 1.3 – Justificativas O estudo do magmatismo de idade Cretácea Inferior (Turner et. al., 1994; Guedes et. al. 2005) no. r Ob. sudeste do Brasil tem sido foco de estudos petrológicos detalhados do grupo de pesquisa EDSM-rifte da UFRuralRJ, desde 1998, em parceria com outras universidades. Entretanto, os diques que ocorrem na. Região Serrana do estado do Rio de Janeiro foram pouco estudados (p.ex.: Ludka, 1997).. ap. A criação de modelos geodinâmicos consistentes depende do reconhecimento e caracterização de. um número considerável de diques no enxame. Complementarmente, o reconhecimento de possíveis relações entre lineamentos e diques pode otimizar os trabalhos de campo na identificação dos afloramentos na área de ocorrência desses diabásios.. ar. Os aspectos de campo, petrográficos e litogeoquímicos dos diabásios aflorantes na Região Rerrana do estado do Rio de Janeiro, além dos resultados obtidos com o auxílio dos lineamentos, serão apresentados. aC. nesta monografia a fim de enriquecer o acervo de dados a respeito dos diques desta região. É importante ressaltar que a produção de novos dados petrológicos associados ao Enxame de Diques da Serra do Mar poderá contribuir para o refinamento dos modelos geodinâmicos para o magmatismo máfico do Cretáceo na porção centro-sul da Placa Sul-Americana. Estes modelos podem servir não somente à elucidação de. on. processos mantélicos e crustais complexos, mas também à compreensão dos parâmetros que controlam a geração e distribuição de reservas minerais como, por exemplo, de óleo e gás em bacias sedimentares localizadas em áreas de rifteamento continental.. lta. su. 1.4 – Métodos. O método de trabalho adotado na execução desta monografia envolveu os seguintes tópicos:. 1.Revisão temática com base no acervo bibliográfico disponível (magmatismo basáltico Mesozóico do sul-sudeste do Brasil (p.ex.: Paraná-Etendeka, províncias de Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo, Enxame de Diques de Ponta Grossa, Florianópolis e da Serra do Mar ) e petrologia de rochas basálticas); 2.Utilização de imagens de satélite e RADAR para a elaboração de um mapa preliminar em escala regional (menor que 1:750.000) com as ocorrências de diques na área de estudo;. 3.Levantamento de campo, incluindo: a) a localização do afloramento (com uso do GPS); b) descrição estrutural e morfológica dos diques (medidas de espessura, orientação e possíveis estruturas 2.

(12) primárias); c) descrição litológica dos diques e das suas rochas encaixantes (descrição de litotipos, tipos de rochas encaixantes e ocorrência de xenólitos e/ou nódulos mantélicos); e d) coleta de amostras representativas e, preferencialmente, inalteradas; 4.Análise petrográfica das amostras inalteradas coletadas, com estudo sob microscópio de luz transmitida (fases translúcidas); 5.Organizar os dados de campo numa base MSACCESS ; e 6.Integração dos dados e elaboração do texto final da monografia.. r Ob 1.5 – Localização e acesso. A área de estudo está delimitada pelas coordenadas 42º45’W-41º45’W e 21º45’S-22º15’, e. compreende as folhas topográficas do IBGE, na escala 1:50.000, de Santa Maria Madalena, Renascença, Trajano de Morais e Conceição de Macabu (Figura 1).. ar. ap N. W. Espírito Santo. E. aC. S 100 Km. Minas Gerais. SM. RN. Santa Maria Madalena. Renascença. SF23-X-D-VI-4 TM. SF24 -V-C-I V-3 CM. on Trajano de Morais. SF23-Z-B-III-2. São Paulo. lta. Oceano Atlântico. SF2 4-Y-A-I-1. su. Rio de Janeiro. Conceição de Macabú. Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo definida pelas folhas topográficas de escala 1:50.000 do IBGE.. 3.

(13) O acesso à área de estudo pode ser feito pela seguinte estrada federal: BR-101. Além disso, as estradas estaduais RJ-106, RJ-116, RJ-146, RJ-152, RJ-162, RJ-166, RJ-172, RJ-174, RJ-176, RJ-180, RJ182, RJ-184, RJ-190 e RJ-196 também cortam a área de estudo (Figura 1.2).. lta. su. on. aC. ar. ap. r Ob Figura 1.2: Mapa rodoviário da área de estudo.. 4.

(14) Capítulo 2: Revisão temática 2.1 – O Orógeno Ribeira Grande parte da revisão temática sobre o Orógeno Ribeira desta monografia foi baseada em Heilbron et al. (2004).. r Ob. O Orógeno Ribeira localiza-se ao longo da costa brasileira entre o cráton Luiz Alves e o Orógeno. Araçuaí. A formação deste orógeno resultou da interação entre o cráton São Francisco e outras placas e/ou. micro placa(s) e/ou arco de ilhas durante colisões na Província Mantiqueira, ocorridas entre 650-580 Ma (Almeida et al., 1977). Esta colisão amalgamou cinco terrenos denominados Ocidental, Paraíba do Sul,. ap. Embu, Oriental e Cabo Frio, os quais são atualmente separados por falhas de empurrão ou por zonas de. cisalhamento oblíquas transpressivas (Figura 2.1). A docagem dos terrenos que compõem o Orógeno Ribeira é caracterizada pelo embricamento de escamas crustais com vergência para oeste, em direção à margem do cráton São Francisco. É importante salientar que a colagem do Terreno Cabo Frio aos demais. ar. terrenos, amalgamados em ca. 580 Ma, só ocorreu em ca. 520 Ma (Schmitt et al., 2000).. Um período de estabilidade quiescência tectônica ocorreu durante o Paleozóico. Entretanto, as. aC. atividades tectônicas foram reiniciadas com os processos de reativação Sul-Atlantiana, resultando na fragmentação do paleocontinente Gondwana e conseqüente abertura do Atlântico Sul no Cretáceo Inferior (Cordani et al., 2000).. on. Rochas do embasamento mais antigas que 1,7Ga afloram em todos os terrenos (exceto no Terreno Oriental) que compõem o Orógeno Ribeira. Estas rochas representam o embasamento das bacias Mesoproterozóicas e Neoproterozóicas do mesmo orógeno e são representadas por cinco associações. su. litológicas quais sejam: faixas arqueanas do tipo greenstone belt; rochas ígneas de caráter bimodal (2,22 – 2,7 Ga a 2,06 – 2,05 Ga); ortogranulitos paleoproterozóicos e hornblenda ortognaisses representados pelo Complexo Quirino (2,19 - 2,17 Ga) e pelo Complexo Região dos Lagos (ca. 1,9 Ga). As bacias São João Del. lta. Rei e Carandaí se desenvolveram sobre o embasamento da região paleocontinental do São Francisco no final do Paleoproterozóico e durante o Mesoproterózóico.. 5.

(15) ar. ap. r Ob lta. su. on. aC. Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Orógeno Ribeira. Legenda: (1) Sedimentos Quaternários; (2) Sedimentos Terciários; (3) Rochas alcalinas do Cretáceo/Terciário; (4) Granitóides Brasilianos sin- a pós-colisionais (4-9): 4) Biotita granitos pós-colisionais (510-480 M.a, G5), 5) Granitos contemporâneos às zonas de cisalhamento D3 (535-520 M.a, G4), 6) Granitos e charnoquitos tardi-colisionais (ca. 560 M.a, G3), 7) Granitos porfiróides sincolisionais (590-560 M.a), 8) Leucogranitos e charnoquitos do tipo S ou híbridos sin-colisional (ca. 580 M.a, G2); Granitóides com idades indeterminadas (9-10) 9) Hornblenda granito gnaisse, 10) Suítes Anta e São Primo; (11) Arco Magmático Rio Negro (790-620 Ma.); Terreno Ocidental (12-17): Megasseqüência Andrelândia (12-14): 12) Seqüência Rio do Turvo em facies granulito de alta pressão, 13) Seqüência Rio do Turvo, 14) Seqüência Carrancas; 15) Complexo Mantiqueira, 16) Fácies distais da Megasseqüência Andrelândia no Domínio Juiz de Fora, 17) Complexo Juiz de Fora, 18) Complexo Embu Indiviso; Terreno Paraíba do Sul (1920): 19) Grupo Paraíba do Sul, 20) Complexo Quirino; Terreno Oriental (21-22): 21) Sucessão metassedimentar Italva, 22) Sucessão metassedimentar Costeiro; Terreno Cabo Frio (23-24): 23) Sucessão Búzios e Palmital, 24) Complexo Região dos Lagos (retirado de Heilbron et al., 2004).. Rochas do embasamento mais antigas que 1,7Ga afloram em todos os terrenos (exceto no Terreno Oriental) que compõem o Orógeno Ribeira. Estas rochas representam o embasamento das bacias. Mesoproterozóicas e Neoproterozóicas do mesmo orógeno e são representadas por cinco associações litológicas quais sejam: faixas arqueanas do tipo greenstone belt; rochas ígneas de caráter bimodal (2,22 – 2,7 Ga a 2,06 – 2,05 Ga); ortogranulitos paleoproterozóicos e hornblenda ortognaisses representados pelo Complexo Quirino (2,19 - 2,17 Ga) e pelo Complexo Região dos Lagos (ca. 1,9 Ga). As bacias São João Del. 6.

(16) Rei e Carandaí se desenvolveram sobre o embasamento da região paleocontinental do São Francisco no final do Paleoproterozóico e durante o Mesoproterózóico.. A maior parte das associações metassedimentares neoproterozóicas do Orógeno Ribeira representa depósitos sedimentares de margem passiva. Entretanto, na porção oriental desse orógeno (Terrenos Oriental e Cabo Frio), existem seqüências que parecem ter sido depositadas durante a Orogênese Brasiliana, em bacias de ante-arco e de retro-arco. Dentre as associações metassedimentares neoproterozóicas existentes, a Megasseqüência Andrelândia e as unidades metassedimentares dos Terrenos Paraíba do Sul, Oriental e. r Ob. Cabo Frio devem ser destacadas.. Segundo Heilbron et al. (2004), o estágio colisional no Orógeno Ribeira situa-se entre 580 e 560 Ma.. Os efeitos desta colisão atingiram o recém-estruturado Orógeno Brasília, resultando na complexa Zona de. ap. Interferência entre os dois orógenos, materializada na região sul/sudoeste do Estado de Minas Gerais (Trouw et al., 1994). O Orógeno Ribeira registra ainda uma colisão tardia em 520-510 Ma, no Terreno Cabo Frio (Heilbron et al., op cit.; Schmitt et al., 2000).. ar. O Arco Magmático Rio Negro, localizado no Terreno Oriental, evidencia o processo de subducção, o qual foi responsável pelo fechamento do Oceano Adamastor. Esta subducção teve sua polaridade para leste (Tupinambá et al., 2000).. aC. Três fases de deformação principais podem ser observadas neste orógeno. A primeira (D1 + D2) é contemporânea ao primeiro estágio metamórfico (M1; 595-565 Ma). A segunda (D3) é contemporânea ao segundo estágio metamórfico (M2). Já a terceira (D4) foi a última fase de deformação resultante da colisão II.. on. No geral, a intensa deformação desta colisão originou dobras apertadas a isoclinais, forte xistosidade, muitas vezes milonítica e lineação de estiramento.. su. Dois estágios de metamorfismo são reconhecidas no Orógeno Ribeira (Heilbron et al., 2004). O primeiro estágio de metamorfismo (M1), no Terreno Ocidental, varia desde a fácies xisto-verde, na borda cratônica, até a fácies granulito de média pressão próximo ao contato com os Terrenos Oriental e Paraíba do. lta. Sul. A temperatura e pressão estimada para este metamorfismo são da ordem de 700°C e 7Kbar.. Ortopiroxênio ocorre restritamente dentro do Sistema de Cisalhamento Juiz de Fora (Duarte et al., 1997).. Migmatização, anatexia e granitogênese do tipo S estão associados aos estágios de mais altas temperaturas de M1. O mineral índice deste estágio é cordierita, tanto no terreno Ocidental quanto no Domínio Costeiro. dentro do terreno Oriental (Pires & Heilbron, 1986). Na Klippe Paraíba do Sul, o metamorfismo situa-se na fácies anfibolito. No Terreno Oriental, o metamorfismo varia da fácies anfibolito (Domínio Italva) à fácies granulito (Domínio Cambuci e Costeiro). O segundo estágio metamórfico (M2) é caracteristicamente retrogressivo (Heilbron et al., op cit.).. 7.

(17) O estágio de deformação pós-colisional, que ocorre nos Terrenos Oriental e Cabo Frio, é interpretado como resultante do colapso extensional do edifício orogênico (Heilbron et.al, 2000; Heilbron & Machado, 2003). As estruturas geradas nesta fase são: a) zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis, normais, longitudinais ao orógeno e associadas a dobras com vergência para leste; e b) zonas de cisalhamento subverticais, de direção NW e transversais ao orógeno, com regime transtensivo e predomínio do componente lateral destral e do componente vertical normal (abatimento do bloco leste) (Heilbron et al., 2004).. Um plutonismo pós-colisional, geralmente granítico calci-alcalino, de idade entre 510 – 480 Ma, está. r Ob. associado a este estágio. As zonas de cisalhamento deste episódio têm importante papel como condutores para a ascensão destes magmas (Valladares et al., 1995). A freqüente associação destes magmas com. corpos básicos gera estruturas de mistura magmática (Heilbron et al., 2004).. ap. Não há registros geológicos da evolução crustal do segmento central da Faixa Ribeira durante boa. parte do Paleozóico. Deste modo, a evolução geológica pós-Proterozóica do segmento central da Faixa Ribeira está relacionada essencialmente ao Evento Sul-atlantiano, o qual resultou na fragmentação do supercontinente Gondwana, no Cetáceo Inferior (c.a. 130 Ma) e conseqüente abertura do Oceano Atlântico. ar. Sul (Schobbenhaus et al., 1984; Almeida & Hasui, 1984; Cordani et al., 2000). Este processo foi caracterizado por uma intensa atividade tectônica, com remobilização de antigas falhas, magmatismo toleítico associado e formação de bacias costeiras do tipo rifte. O magmatismo toleítico é representado por. aC. diques e soleiras, além de derrames de lavas predominantemente basálticas, localizadas no Brasil e áreas adjacentes. Este tema será abordado a seguir. 2.2 - Província basáltica continental Paraná-Etendeka. on. No Cretáceo Inferior, uma intensa atividade ígnea ocorreu sob a forma de derrames de lavas e corpos intrusivos no Sul e Sudeste do Brasil. O derrame, essencialmente bimodal (basalto-riolito), de. su. composição principalmente básica, cobre 1.200.000 km2, representando uma das maiores províncias basálticas do mundo: a Província Paraná-Etendeka (p.ex.: Marques & Ernesto, 2004). Esta província abrange a porção meridional do Brasil e também parte do Uruguai, Argentina e Paraguai, além do oeste da. lta. Namíbia (Figura 2.2). No Brasil, Paraná-Etendeka está associada a outras províncias basálticas continentais. correlatas, como os enxames de diques do Arco de Ponta Grossa, da Serra do Mar e Florianópolis, e os basaltos das bacias de rifte (Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo).. 8.

(18) 56°. 80°. 48°. 50°. 0°. 24°. Ri o. Pa ra ná. Rio de Janeiro. Enxame de Diques de Florianópolis. aC. ar. Rio Uru gu ai. 24°. Enxame de Diques de Ponta Grossa. Assunção. Rio Pa raná. Enxame de Diques da Serra do Mar. São Paulo. ap. r Ob. Rio Parag uai. 30°. Porto Alegre. 32°. 3. 2. 32° 4. 5. 6. on. Montevidéo. 1. 7. Buenos Áries 56°. 48°. 40°. su. lta. Figura 2.2: Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná (Bellieni et al.,1986; Nardy et al., 2001), com destaque para a Província Paraná-Etendeka na América do Sul: (1) embasamento cristalino; (2) sedimentos pré-vulcânicos (principalmente paleozóicos); (3) rocha vulcânicas básicas a intermediárias; (4) rochas ácidas do tipo Palmas; (5) Rochas ácidas do tipo Chapecó; (6) Enxame de diques do Arco de Ponta Grossa e da Serra do Mar; (7) sedimentos pós-vulcânicos (principalmente do Cretáceo Inferior); (modificado de Marques & Ernesto, 2004).. Os derrames da Província Paraná-Etendeka desenvolveram-se na bacia sedimentar intracratônica do Paraná. O magmatismo que ocorreu nessa bacia cobriu uma área de aproximadamente 75% da mesma. Considerando a atuação de intensos processos de erosão subseqüentes, estima-se que o volume de material extravasado tenha sido muito maior que o volume calculado com base nas áreas remanescentes (Marques & Ernesto, 2004).. 9.

(19) A Província Paraná-Etendeka é composta por sucessões de derrames de lavas, com espessuras que variam entre 10 e 80 metros. Esses derrames formam pacotes vulcânicos com espessura média de 650 metros. Entretanto, pacotes com até 1.529 metros já foram encontrados na porção mais espessa e preservada da província (Leinz et al., 1966). Este pacote espesso foi encontrado no norte da Bacia do Paraná e coincide com o local mais profundo da mesma.. Os derrames basálticos da Província Paraná-Etendeka assentam-se sobre os arenitos eólicos da Formação Botucatu da Bacia do Paraná e são limitados no topo pelas rochas sedimentares do Grupo. r Ob. Bambuí. Na porção norte-nordeste, os derrames estão em contato direto com o embasamento Proterozóico ou mais antigo (Petri & Fúlfaro, 1983).. Do ponto de vista mineralógico e petrográfico, as rochas basálticas da província geralmente. ap. apresentam fenocristais e/ou microfenocristais (0,2 a 0,5 mm) de augita, plagioclásio, pigeonita, pequenas porções de titanomagnetita e rara olivina (completamente alterada), em matriz composta essencialmente por estes mesmos minerais. Vale ressaltar que basaltos afíricos com dois piroxênios (augita e pigeonita) já foram encontrados nestes derrames (Piccirillo & Melfi, 1988).. ar. Os basaltos toleíticos e andesi-basaltos toleíticos são as litologias mais comuns nesses derrames, constituindo, aproximadamente, 90% do volume de material extrusivo (Piccirillo & Melfi, 1988).. aC. Subordinadamente, os andesitos toleíticos e as rochas ácidas, representadas por riodacitos e riolitos representam cerca de 7% e 3%, respectivamente, do volume total de material expelido.. Alguns autores dividem a Província Paraná-Etendeka, com base nos teores de TiO2, em duas. on. subprovíncias: uma de baixo titânio (TiO2≤2%) e outra de alto titânio (TiO2>2%) (p.ex.: Bellieni et al. 1983, 1984a, b, Mantovani et al.1985, Piccirillo et al. 1988 e Marques et al. 1989).. su. O grupo que contém TiO2>2% é caracterizado, também, por apresentar concentrações relativamente altas de P2O5 e de elementos traços incompatíveis, tais como: Sr, Zr, Hf, Ba, Ta, Y e terras raras leves, em relação às rochas básicas com TiO2≤2%. Um segundo critério para a classificação de basaltos em alto-TiO2 e. lta. baixo-TiO2 foi proposto por Hergt et al. (1991). Esse critério utiliza a razão Ti/Y. Dessa forma, basaltos com valores de Ti/Y>310 e Ti/Y<310 seriam considerados de alto-TiO2 e baixo-TiO2, respectivamente.. Peate et al. (1992), com base nas concentrações de Ti e elementos traços incompatíveis (Sr, Y e Zr),. dividiram os magmas basálticos em seis grupos. Os basaltos de alto titânio foram divididos em quatro tipos denominados de Urubici (TiO2>3%; Sr>550 ppm; Ti/Y>500), Pitanga (TiO2>3%; Sr>350 ppm; Ti/Y>350), Paranapanema (2<TiO2≤3%; 200<Sr<450 ppm; Ti/Y>330) e Ribeira (TiO2≤2%; 200<Sr<375 ppm; Ti/Y>310), enquanto os litotipos de baixo titânio foram denominados de Gramado (TiO2≤2%; 140<Sr<400 ppm; Ti/Y<310) e Esmeralda (TiO2≤2%; 120<Sr<250 ppm; Ti/Y <310), conforme a Tabela 2.1. 10.

(20) Tabela 2.1: Valores das razões entre elementos traços incompatíveis e de TiO2 (%peso) usados como índices discriminantes das suítes de baixo-TiO2 e alto-TiO2 para a Província basáltica Paraná-Etendeka (Peate, 1992; 1997).. Baixo-TiO2 Gramado ≤ 2% <310 <70 3,5-6,5 <13 <19. r Ob. Índice TiO2 Ti/Y Ti/Zr Zr/Y Sr/Y Ba/Y. Alto-TiO2. Esmeralda Ribeira Pitanga Paranapanema Urubici ~2% >3% 2-3% >3% ≤ 2% <310 >60 2,0-5,0 <9 <12. >310 >65 3,5-7,0 5,0-17 6,0-19. >350 >60 >5,5 >14 >14. >330 >60 4,0-7,0 4,5-15 5,0-19. >500 >57 >6,5 >14 >14. As subprovíncias norte e sul ocorrem em áreas geográficas distintas (Piccirillo & Melfi, 1988). A. subprovíncia sul, predominantemente de baixo-TiO2, situa-se em latitudes maiores do que ~26°S e é. ap. composta pelas suítes Urubici (alto-TiO2), Esmeralda (baixo-TiO2) e Gramado (baixo-TiO2). A subprovíncia. norte, predominantemente de alto-TiO2, localiza-se em latitudes menores do que ~26°S e c ompreende as suítes Pitanga (alto-TiO2), Paranapanema (alto-TiO2) e Ribeira (alto-TiO2). Localmente, basaltos e andesibasaltos de alto-TiO2 ocorrem na subprovíncia sul (predominantemente de baixo-TiO2). Similarmente, na. ar. subprovíncia norte (predominantemente de alto-TiO2) ocorrem, localmente, litotipos de baixo-TiO2. É importante salientar que os litotipos de alto-TiO2 presentes em diferentes subprovíncias apresentam diferenças composicionais, assim como os litotipos de baixo-TiO2 das diferentes subprovíncias (Piccirillo et. aC. al., 1988; Marques et al., 1989; Peate et al., 1992).. A variação de elementos maiores, menores e traços nas rochas básicas a intermediárias é compatível com o processo dominante de diferenciação por cristalização fracionada, sob condições de baixa. on. pressão. Essa diferenciação foi essencialmente controlada pelo fracionamento de clinopiroxênios (augita e pigeonita), plagioclásio e titanomagnetita, com presença de olivina apenas nos termos mais primitivos (Bellieni et al., 1984a; Piccirillo et al., 1988).. su. Razões isotópicas obtidas em litotipos de baixo-TiO2 indicam que estas rochas passaram por processo de contaminação crustal associada ao processo de cristalização fracionada. Por outro lado,. lta. cálculos de balanço de massa, como também as diferenças significativas nas razões de elementos traços incompatíveis, indicam que os magmas de alto-TiO2 não podem ter sido originados por diferenciação de magmas de baixo-TiO2 por cristalização fracionada. Tais resultados evidenciam que esses magmas podem ter sido gerados por fontes mantélicas quimicamente distintas (Petrini et al., 1987; Piccirillo et al., 1989).. Os processos de contaminação crustal foram significativos na evolução dos basaltos do tipo Gramado, mas não do tipo Esmeralda, os quais podem ser considerados como não contaminados ou fracamente contaminados pela crosta continental. Essa hipótese é corroborada pelo fato dos basaltos do tipo Esmeralda. 11.

(21) apresentarem valores de razões isotópicas de Sr inferiores a 0,7060. Os litotipos de alto-TiO2 da subprovíncia norte não foram significativamente afetados por contaminação crustal.. Sills ocorrem intrudindo camadas paleozóicas, como a Formação Irati e Itararé. Essas intrusões concentram-se nas partes leste e nordeste da Província Paraná-Etendeka. Entretanto, mais raramente, ocorrem sills na região sul da mesma província. As espessuras encontradas para estes corpos variam entre 2 e 200 metros. Entretanto, valores maiores que 1.000 metros já foram observados (Marques & Ernesto, 2004).. r Ob. Estudos geoquímicos indicam que estes sills são, principalmente, de caráter básico, com. características geoquímicas similares às das rochas vulcânicas associadas. Assim, os sills da subprovíncia. sul apresentam baixos conteúdos de titânio, enquanto aqueles que ocorrem na subprovíncia norte são. 2004).. ap. caracterizados por apresentarem concentrações de titânio relativamente elevadas (Marques & Ernesto,. Os estudos paleomagnéticos realizados nos derrames da Província Paraná-Etendeka mostram. ar. registros de numerosas inversões de polaridade. Entretanto, no Cretáceo Inferior, a duração média dos intervalos de polaridade ficou abaixo de 1 Ma, tornando relativamente freqüentes as inversões de polaridade. Por essa razão, pode se concluir que, apesar do grande número de inversões registradas, o intervalo de. aC. tempo transcorrido para acumular esses pacotes de derrames foi relativamente curto, como indicado por algumas das datações radiométricas. Tendo em vista que a duração média dos intervalos de polaridade normal foi maior que aquelas de polaridade reversa, na Província Paraná-Etendeka predomina a polaridade normal. O caráter intermitente do vulcanismo dificulta o registro da transição de polaridade, considerando que. on. esse é um processo rápido de uns poucos milhares de anos. Em alguns locais a declinação magnética chega a 90°, caracterizando um campo magnético anômalo du rante a inversão (Marques & Ernesto, 2004). 40. Ar/39Ar em soleiras com composição geoquímica semelhante aos derrames do tipo. su. Datações. Gramado (baixo titânio), localizados a leste de Santa Catarina, mostram idades de 127,7±4,6 Ma. Idades entre 129,9±0,1 e 131,9±0,4 Ma foram obtidas em plagioclásios de sills de alto titânio, que afloram a nordeste. lta. da província Paraná-Etendeka (Turner et al., 1994).. Alguns autores concordam que magmatismo extrusivo ocorreu no Cretáceo Inferior com duração de 3 Ma principalmente entre 133-132 Ma (Renne et al., 1992; 1996a; Renne et al.,1997; Ernesto et al., 1999;. Mincato et al., 2003). A principal fase magmática teria se iniciado na parte sul migrando para a região norte, conforme datações e dados paleomagnéticos. Já Turner et al. (1994) e Stewart et al. (1996) propõem que o magmatismo durou cerca de 10-12 Ma, entre 127-137 Ma, migrando de noroeste para sudeste. Idades 40. Ar/39Ar sugerem que diferentes tipos de magmas foram expelidos em diferentes lugares ao mesmo tempo. (Garland et al., 1995; Stewart et al., 1996, Turner et al., 1994). Isto indica que há uma distribuição 12.

(22) subcrustal de distintas áreas fontes, o que permite inferir a disposição interna do manto litosférico (Turner et al., 1999).. Muitos modelos foram propostos para explicar a origem das províncias de basaltos continentais (p.ex.: Richards et al., 1989; White & McKenzie 1989, 1995; Courtillo et al., 1999, 2003; Hawkesworth et al.¸1992; Turner & Hawkesworth, 1995; Comin-Chiaramonti et al., 1997; Peate et al., 1999 e Marques et al., 1999), mas não há, atualmente, um consenso sobre os processos tectônicos e componentes mantélicos envolvidos.. r Ob. Richards et al. (1989) propõem um modelo em que as províncias ígneas são geradas por grandes. anomalias térmicas (plumas mantélicas) que impactam e soerguem a litosfera, de modo independente do processo de ruptura continental. Já White & McKenzie (1989, 1995) propõem que a atividade ígnea está. ap. relacionada a processos distensivos, que podem evoluir para a abertura de oceanos. Neste modelo, a distensão da litosfera, obrigatoriamente, precede o magmatismo, o qual é ocasionado por alívio de pressão em regiões do manto anomalamente quentes (100-200°C acima da temperatura normal). Recentemente, Courtillot et al. (1999, 2003) propuseram que a atividade ígnea foi causada pelo impacto da pluma na base. ar. da litosfera, ocorrendo posteriormente (em geral após um intervalo entre 5 e 30 Ma), ruptura continental em zonas de fraqueza da litosfera, como por exemplo, em bordas de crátons. Por outro lado, alguns estudos sugerem que a fusão ocorreu primordialmente em manto litosférico subcontinental e que a pluma Tristão da. aC. Cunha forneceu, no máximo, calor para a fusão de um manto litosférico heterogêneo (Hawkesworth et al.¸1992; Turner & Hawkesworth, 1995; Comin-Chiaramonti et al., 1997; Peate et al., 1999 e Marques et al., 1999).. on. Nos modelos que propõem a participação da pluma de Tristão da Cunha no magmatismo da Província Paraná-Etendeka, considera-se que o seu impacto na base da litosfera ocorreu na região central da província, de forma a explicar a extensão da área atingida pelo vulcanismo (Marques & Ernesto, 2004).. su. Ernst & Buchan (1997) propõem que os enxames de diques da Serra do Mar, Ponta Grossa e Florianópolis fazem parte de um sistema radial causado pelo soerguimento da litosfera durante o impacto da pluma de Tristão da Cunha na base da litosfera. Entretanto, dados paleomagnéticos e datações radiométricas vêm se. lta. contrapondo a esses modelos. Ernesto et al. (2002) defendem que o motivo do magmatismo esteja relacionado a anomalias térmicas do manto profundo, cuja existência tem sido comprovada por tomografia sísmica e anomalias do geóide.. Apesar da grande quantidade de informações já acumuladas sobre a Província Paraná-Etendeka, o conhecimento sobre essa atividade ígnea ainda é restrito. Portanto, estudos mais detalhados, envolvendo diversas metodologias, são necessários.. 13.

(23) 2.3 - Enxame de Diques de Ponta Grossa O Enxame de Diques de Ponta Grossa é a feição magmática mais significativa do arco de Ponta Grossa e adquiriu sua configuração durante o Cretáceo Inferior (Figura 2.2). O magma basáltico intrudiu no embasamento cristalino de idade Pré-Devoniana (Piccirillo & Melfi, 1988) por meio de fraturas e falhas de distensão transversais às estruturas do embasamento sob a forma, principalmente, de diques (Almeida, 1986). Estes diques distribuem-se desde a região costeira Atlântica até as bordas dos derrames da Província Paraná-Etendeka, cortando, tanto o embasamento cristalino da Bacia do Paraná, como, também, suas. r Ob. rochas sedimentares Paleozóicas (principalmente a Formação Itararé e o Grupo Passa Dois). Piccirillo et al.. (1990) sugerem que a colocação desses corpos intrusivos tenha ocorrido nas fases primárias do rifteamento.. Os diques são alinhados preferencialmente na direção NW-SE e, subordinadamente, a NE-SW.. ap. Estas intrusões podem chegar a ter mais de 100 km de extensão e até centenas de metros de espessura (Marini et al., 1967; Almeida, 1986). Com base na espessura dos diques, estima-se que a intrusão destes. corpos hipoabissais tenha causado uma distensão crustal mínima de 3 km na região do Arco de Ponta Grossa (Pinese, 1989).. ar. Segundo Piccirillo et al. (1990), o Enxame de Diques de Ponta Grossa é representado por rochas básicas e, mais raramente, por ácidas. Estas rochas são afíricas a porfiríticas e sua granulometria varia de. aC. muito fina (<0,3 mm) a média (~1 mm). Uma grande variação no tamanho dos grãos (0,1-5 mm) foi encontrada na área entre a parte central e margens de diques mais espessos. As rochas básicas são caracterizadas por apresentarem textura subofítica. Os minerais encontrados nestas rochas são plagioclásio (An32-86), augita (Wo22-38 Fs13-43), pigeonita (Wo7-11 Fs29-65), titanomagnetita e, subordinadamente, ilmenita.. on. Quando presentes, as raras olivinas estão alteradas. Grãos de anfilóbio e biotita são raros, enquanto apatita é um mineral acessório comum. Em contrapartida, Renne et al. (1996b) relata que estes diques são faneríticos apresentando granulometria variando entre média e grossa. Estes autores observam texturas. su. ofíticas ou subofíticas definidas por grãos de plagioclásio e clinopiroxênio. O anfibólio encontrado é a hornblenda, a qual é produto de alteração do clinopiroxênio. Os minerais acessórios comuns são óxidos de Fe-Ti, apatita, além de quartzo intersticial.. lta. Dados geoquímicos mostram que os diques do Arco de Ponta Grossa são composicionalmente semelhantes aos derrames do tipo Paranapanema (alto-TiO2) da Província Paraná-Etendeka. Diques. semelhantes aos derrames do tipo Gramado e Esmeralda ocorrem, subordinadamente, neste enxame (Piccirillo et al., 1988, 1990; Marques, 2001). Piccirillo et al. (1990) sugerem que a geração dos diferentes. grupos de diques no enxame pode estar associada a diferentes graus de fusão parcial de um manto peridotítico, sendo 9% e 20% de fusão para os toleítos de alto e baixo-TiO2, respectivamente. Dados químicos e isotópicos revelam que componentes astenosféricos não foram significantes na gênese desses. 14.

(24) diques e que os mesmos podem ser considerados pouco afetados por processos de contaminação crustal (Marques & Ernesto, 2004). Os diques do Enxame de Ponta Grossa têm idades entre 131 e 129 Ma (40Ar/39Ar), sendo temporalmente correlacionáveis aos derrames basálticos da Província Paraná-Etendeka (137 a 127 Ma; Turner et al., 1994). Entretanto, idades próximas a 120 Ma são observadas em diques próximos à margem continental (Turner et al, op.cit.; Renne et al., 1996b). Esses dados reforçam a hipótese proposta por Piccirillo et al. (1990) que sugerem que os diques foram os alimentadores dos derrames da subprovíncia. r Ob. norte, dos quais não há afloramentos remanescentes devido à erosão posterior.. 2.4 - Enxame de Diques de Florianópolis. ap. O Enxame de Diques de Florianópolis ocorre na ilha de Santa Catarina e na área continental. adjacente (Figura 2.2). Estes diques cortam seqüências de derrames da Província Paraná-Etendeka e granitos do Ciclo Brasiliano que constituem o embasamento cristalino da referida ilha (Tomazzoli, 2007).. ar. Estes corpos intrusivos possuem espessuras que variam entre 10 cm e 70 m, sendo mais comuns espessuras entre 0,5 cm e 10 m. Os diques são subverticais, orientados preferencialmente segundo direções N30-55°E e, subordinadamente, N15-45°W. Localmente, truncamentos entre diques com direção NW e NE. aC. são observados. Tal fato evidencia a idade mais antiga para os diques orientados segundo direções NE.. Cerca de 90% do enxame é composto essencialmente por diques básicos com altos teores de TiO2 (TiO2>3%). Estas rochas são representadas por andesi-basaltos toleíticos, com subordinados lati-andesitos,. on. lati-basaltos e latitos. Subordinadamente, diques apresentando baixos teores de TiO2 (TiO2<2%) compõem cerca de 10% do enxame, podendo ser representados por basaltos toleíticos, andesi-basaltos toleíticos e andesitos toleíticos. Segundo Marques & Ernesto, 2004, a correlação entre a composição química com a. su. orientação desses diques não é possível.. Os diques de Florianópolis são similares geoquimicamente aos derrames basálticos de Paraná-. lta. Etendeka e aos diabásios do Enxame de Diques de Ponta Grossa. Os diques de baixo-TiO2 possuem. características geoquímicas semelhantes às dos derrames do tipo Gramado e Esmeralda, enquanto os litotipos de alto-TiO2 deste enxame são semelhantes aos derrames do tipo Urubici. Em menor quantidade, diques semelhantes quimicamente aos derrames do tipo Pitanga (alto-TiO2) foram identificados (Marques &. Ernesto, 2004). No entanto, estes diques apresentam maior enriquecimento em elementos incompatíveis com grande raio iônico. Tal característica denota a ocorrência de processos de contaminação crustal dos magmas que originaram estas rochas, mascarando, assim, as características geoquímicas originais das mesmas (Marques & Ernesto, op.cit.).. 15.

(25) Estudos preliminares, com base em dados isotópicos de Pb, sugerem o envolvimento de um componente mantélico altamente enriquecido em Pb radiogênico (tipo HIMU) na gênese dos magmas de uma parte dos diques de alto-TiO2 do Enxame de Diques de Florianópolis (Marques et al., 2003). O Enxame de Diques de Florianópolis foi formado a cerca de 128,3±0,5 e 119,0±0,9 Ma (40Ar/39Ar) (Raposo et al., 1998; Deckart et al., 1998). O pico do magmatismo nesse enxame ocorreu nos intervalos de 128-126 Ma e de 122-119 Ma. Entretanto, dados paleomagnéticos indicam que grande parte dos diques estudados situam-se no intervalo mais recente. Desta forma, estes diques estão, provavelmente, associados. r Ob. à distensão crustal nos estágios finais que antecederam a formação de crosta oceânica nessa latitude (Marques & Ernesto, 2004).. 2.5 - Enxame de Diques Toleíticos da Serra do Mar. ap. O Enxame de Diques da Serra do Mar ocorre na região costeira de Santos, Rio de Janeiro e Espírito Santo (Comin-Chiaramonti et al., 1983; Hawkesworth et al., 1992; Garda, 1995; Valente, 1997) (Figura 2.2). Este enxame estende-se para o interior, onde alcança o Vale do Paraíba.. ar. No geral, os diques são subverticais, com orientação preferencial N50-65°E (N40-50°E) paralelos às estruturas do embasamento (Almeida, 1986). Contudo, há a ocorrência, em menor quantidade, de diques. aC. orientados segundo a direção NW-SE (Corval, 2005). Vale ressaltar que os diques localizados na porção ocidental do Estado do Rio de Janeiro ocorrem sob a forma de espessos diques com direção predominante para NNW em sua porção norte e, subordinadamente, NS e NNE nas áreas restantes (Guedes, 2007). As espessuras encontradas nos diques do enxame variam de 0,3 a 100 m, sendo mais comuns espessuras. on. menores que 50 m. Estas estruturas são extensas, podendo atingir valores superiores a 15 km. Intrusões compostas e múltiplas, efeitos metassomáticos localizados e estruturas atípicas já foram observados nestes diques no Rio de Janeiro (Porto Jr. & Valente, 1989; Porto Jr. et al., 1991; Duarte et al., 1991; Valente et. su. al., 1991, 1992a, 1992b). Granitóides e gnaisses na facies transicional anfibolito/granulito da porção central da Faixa Ribeira (Comin-Chiaramonti et al., 1983), de idade Neoproterozóico/Cambro-Ordoviciano (Heilbron et al., 2004) compreendem as rochas encaixantes deste enxame.. lta. Esses diques estão associados à fragmentação do Gondwana no Cretáceo Inferior (ca. 132Ma; Turner et al., 1994), muito embora, mais recentemente, idades mais antigas (193-161 Ma) tenham sido. publicadas (Guedes et al., 2005). A fase principal da intrusão do Enxame de Diques da Serra do Mar ocorreu entre 133 e 129 Ma (rocha total e plagioclásio,40Ar/39Ar; Turner et al., op. cit.; Deckart et al., 1998),. coincidente com as intrusões do Arco de Ponta Grossa. Idades entre 125 e 120 Ma (40Ar/39Ar) também são encontradas nos diques da Serra do Mar (Rennè et al., 1993).. 16.

(26) O Enxame de Diques da Serra do Mar é composto predominantemente por andesi-basaltos, latibasaltos e aqueles do limite andesi-basaltos/latibasaltos. Entretanto, corpos mais diferenciados foram identificados no litoral norte de São Paulo (Bellieni et al., 1990). Dados petrográficos, geoquímicos e mineralógicos mostram que estes diques apresentam um caráter transicional com afinidade toleítica (Valente, 1997; Corval, 2005; Dutra, 2006).. Estudos litogeoquímicos mostram que o enxame compreende essencialmente uma suíte de alto-TiO2 (Valente et al., 1998), com altas concentrações de P, Zr, Ba, Sr e Rb. Subordinadamente, duas suítes de. r Ob. baixo-TiO2 (Monteiro & Valente, 2003; Dutra, 2006) ocorrem no enxame. Essas duas suítes foram. discriminadas em base geoquímica (Monteiro & Valente, op. cit.). Uma delas, denominada suíte Costa Azul. (Dutra, op. cit.), aflora predominantemente na região de Búzios e Cabo Frio, enquanto a outra, chamada de suíte Serrana, aflora na Região Serrana do estado do Rio de Janeiro (Monteiro & Valente, op.cit.; Corval,. ap. 2005).. Alguns dados recentes de campo, petrográficos e litogeoquímicos das diferentes suítes serão apresentados a seguir.. ar. A porção ocidental do enxame é composta por basaltos/diabásios a andesi-basaltos subalcalinos, toleíticos de alto-TiO2. A orientação preferencial desses diques varia de NNW a NNW/NNE a norte e sul da. aC. Bacia de Resende, respectivamente. Em campo, esses diques têm espessuras métricas a decamétricas e extensões que podem chegar a quilômetros. Os contatos com as rochas encaixantes são bruscos e xenólitos são raramente encontrados. Texturas equigranulares e porfiríticas são frequentemente observadas nestes diabásios. A mineralogia comumente inclui augita, plagioclásio, ilmenita e, em menor quantidade, quartzo,. on. apatita e biotita. Os minerais secundários presentes nestes litotipos são clorita, uralita e anfibólios (Guedes et al., 2005).. su. Os diabásios de alto-TiO2, localizados na porção centro-norte do enxame, têm coloração preta-esverdeada, granulometria, em geral, variando de fina a média (bordas dos diques), e eventualmente grossa nas porções centrais de diques mais espessos. As espessuras desses. lta. diques são geralmente de dezenas de metros, enquanto que suas extensões podem variar de 7 a 30 km, aproximadamente (Valente, 1997; Corval, 2005). Os diques desta região são orientados. segundo direção preferencial NE-SW e, subordinadamente, NW-SE. Granitos e gnaisses. migmatíticos podem ser reconhecidos como rochas encaixantes, ocorrendo inclusive, como. xenólitos em alguns diques. Esfoliação esferoidal e fraturas, bem como Intrusões compostas de basalto e fonolito, são observadas na suíte de alto-TiO2 do Enxame de Diques da Serra do Mar na área do Rio de Janeiro (Valente, op. cit.; Corval, op. cit.). Petrograficamente, os basaltos toleíticos de alto-TiO2 são compostos essencialmente por plagioclásio e augita (muito raramente, pigeonita). Minerais acessórios incluem quartzo, minerais opacos e apatita. Minerais secundários 17.

(27) comuns são biotita e uralita, bem como a saussurita sobre grãos de plagioclásio. Texturas holocristalina, inequigranular, intergranular e intersertal são predominantes nestes diques, enquanto texturas poiquilítica, porfirítica e mirmequítica são vistas localmente (Corval, op. cit.).. Valente (1997) e Corval (2005) mostraram que a predominante suíte de alto-TiO2 que ocorre na porção centro-norte do Enxame de Diques da Serra do Mar evoluiu por AFC (Assimilation and Fractional Crystalisation) sem mudança de assembléia fracionante. As razões La/Yb(N) e La/Nb(N) da amostra parental, maior do que a unidade, indica, pelo menos, uma contribuição do manto litosférico subcontinental na geração. r Ob dos basaltos da referida suíte.. Estudos comparativos (Valente, 1997; Corval, op.cit.) mostraram que os basaltos de alto-TiO2 do. Enxame de Diques da Serra do Mar estão predominantemente associados à suíte Urubici (Peate et al.,. ap. 1992) da Província Paraná-Etendeka. Vale ressaltar, porém, que a ocorrência de amostras de diabásios com mesmo grau de evolução e razões La/Yb muito diferentes dentro da suíte de alto-TiO2 do Enxame de Diques da Serra do Mar sugere a existência de mais que uma suíte deste tipo. Finalmente, testes realizados com modelos de fusão parcial de equilíbrio modal (Wood & Fraser, 1976) revelaram que os basaltos toleíticos. op.cit.).. aC. ar. destas suítes alto-TiO2 foram gerados a partir de fontes enriquecidas com distintas razões La/Yb (Corval,. No campo, os diabásios da suíte Serrana têm coloração preta, granulometria variando de fina a média (bordas dos diques) até grossa nas porções centrais de diques mais espessos. Estas intrusões apresentam espessuras centimétricas a métricas, enquanto suas extensões podem chegar a dezenas de quilômetros. Os diques são orientadas segundo direção preferencial NE-SW. Granitos e gnaisses. on. migmatíticos são as rochas encaixantes mais comuns destes diques toleíticos, e fragmentos daquelas são eventualmente observados (Corval, 2005). De modo geral, as texturas predominantes são holocristalina, inequigranular, intergranular e intersertal. Localmente, texturas poiquilítica e mirmequítica foram observadas.. su. Os basaltos da suíte Serrana, em geral, são compostos essencialmente por plagioclásio e dois clinopiroxênios (augita e pigeonita). Minerais acessórios incluem quartzo, minerais opacos e apatita. Minerais secundários comuns são biotita e uralita, bem como a saussurita sobre grãos de plagioclásio (Corval et al.,. lta. 2003). As concentrações de elementos maiores e as razões entre elementos traços incompatíveis indicam cristalização fracionada com mudança de assembléia de fracionante como processo evolutivo mais provável para as rochas basálticas da suíte Serrana (Corval, 2005).. A Suíte Costa Azul é composta por diques de basaltos toleíticos de baixo-TiO2 (Dutra, 2006) com direções, preferencialmente, NE-SW, subordinadamente, NNE-SSW e mais raramente, NW-SE, e formas intrusivas variáveis. As espessuras desses diques varia de 0,40 m a 150 m, sendo mais comuns valores entre 2 e 4 m. Diáclases, margens resfriadas e contatos bruscos com as rochas encaixantes são comumente vistos nos diabásios da Suíte Costa Azul. Estrias, denotando um componente transcorrente, usualmente 18.

(28) destral são marcadas pelo crescimento de calcita e piritas. Os basaltos são constituídos, essencialmente, de plagioclásio, augita e/ou pigeonita, com olivina corroída, minerais opacos e apatita como minerais acessórios; e biotita, bowlingita, idingisita, uralita e saussurita como minerais secundários (Dutra, op.cit.). Os basaltos apresentam, predominantemente, texturas holocristalina a hipocristalina, inequigranular, intergranular e intersetal, e localmente, textura poiquilítica. Textura porfirítica também ocorre nestes diabásios. As rochas da suíte Costa Azul evoluíram por 42% de cristalização fracionada sem mudança de uma assembléia fracionante composta por 15% de olivina, 40% de augita e 45% de plagioclásio (Dutra, 2006).. r Ob. As razões La/Yb(N) e La/Nb(N) das amostras parentais das suítes Costa Azul e Serrana maiores do. que a unidade indicam pelo menos uma contribuição do manto litosférico subcontinental na geração dos basaltos da suíte Costa Azul (Corval, 2005; Dutra, op.cit.).. ap. É importante ressaltar que os estudos petrogenéticos supracitados e a geração de novos dados. isotópicos têm permitido a elaboração de modelos geodinâmicos (Dutra et al., 2006a; Valente et al., 2007) para o Enxame de Diques da Serra do Mar.. ar. Com base nos modelos de mistura binária (Dutra, 2006) e nos dados Sr-Nd (Dutra et al., 2006a), Dutra et al. (2006b) propuseram um modelo geodinâmico para os basaltos de baixo-TiO2 da suíte Costa Azul. O cenário geodinâmico apresentado envolve a delaminação do manto litosférico subcontinental que. aC. deve ter sido englobado por células convectivas ascendentes do manto sublifosférico subjacente em níveis astenosféricos pouco profundos durante um estágio avançado de rifteamento do supercontinente Gondwana. Mais recentemente, Valente et al. (2007) propuseram uma modelagem petrogenética envolvendo a possibilidade da interação de componentes do tipo pluma e do manto litosférico subcontinental na geração. on. dos basaltos toleíticos de alto-TiO2 do Enxame de Diques da Serra do Mar, aflorantes na porção centro-norte do Estado do Rio de Janeiro.. su. Os modelos petrogenéticos e geodinâmicos que consideram a contribuição de componentes do tipo pluma na geração das rochas basálticas toleíticas do Enxame de Diques da Serra do Mar ainda geram muita controvérsia. Marques et al. (1999) propõem que a pluma de Tristão da Cunha poderia ter contribuído. lta. apenas como fonte de calor para a fusão do manto litosférico subcontinental. Mais recentemente, os trabalhos de Marques et al. (2003; 2005) apresentaram novas reconstruções paleomagnéticas revelando que, tanto a pluma de Tristão da Cunha, como a de Trindade-Martim Vaz, (Gibson et al., 1995; Gibson et. al., 1997) geralmente evocadas como participantes no processo gerador do magmatismo Mesozóico do Sudeste do Brasil, não estiveram em posições favoráveis, relativamente à Placa Sul-Americana, para que pudessem ter sido responsáveis por esse magmatismo, seja na forma de suprimento de calor ou massa.. 19.