UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro NUNO MANUEL MARTINHO VIEIRA Petrologia e Aspetos Geoquímicos das Rochas Vulcânicas Ácidas tipo Palmas e Chapecó da Província Magmática do Paraná Dissertação de mestrado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Geociências e Meio Ambiente Orientador: Prof. Dr. Antonio José Ranalli Nardy Rio Claro - SP 2017 552.1 Vieira, Nuno Manuel Martinho V658p Petrologia e aspectos geoquímicos das rochas ácidas tipo Palmas e Chapecó da Província Magmática do Paraná / Nuno Manuel Martinho Vieira. - Rio Claro, 2017 250 f. : il., figs., gráfs., tabs., fots., mapas Dissertação (mestrado) - Universidade Estadual Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas Orientador: Antonio José Ranalli Nardy 1. Rochas ígneas. 2. Vulcanismo ácido. 3. Geoquímica. I. Título. Ficha Catalográfica elaborada pela STATI - Biblioteca da UNESP Campus de Rio Claro/SP NUNO MANUEL MARTINHO VIEIRA Petrologia e Aspetos Geoquímicos das Rochas Vulcânicas Ácidas tipo Palmas e Chapecó da Província Magmática do Paraná Dissertação de mestrado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Geociências e Meio Ambiente. Comissão Examinadora Prof. Dr. Antonio José Ranalli Nardy IGCE/UNESP/Rio Claro (SP) Prof. Dr. João Manuel Lima da Silva Mata FC/Universidade de Lisboa/Lisboa - Portugal Prof. Dr. Fábio Braz Machado ICET/UNIFESP/Diadema (SP) Resultado: Aprovado Rio Claro, 28 de abril de 2017 Aos meus pais, Resumo As rochas ácidas da Província Magmática do Paraná (PMP) cobrem cerca de 2,5% do volume total do vulcanismo intracontinental ocorrido durante o Cretáceo Inferior, o que levou à abertura do Atlântico Sul. As análises petrográficas e o estudo da química mineral dos principais constituintes minerais, plagioclásio, piroxênio (orto e clino) e Ti-magnetita, das rochas ácidas do tipo Palmas (ATP) e ácidas tipo Chapecó (ATC), permitiram obter dados inéditos e correlacionar, com maior rigor, os vários magmas-tipo que essas rochas geraram. Foi possível descriminar a mineralogia distinta do grupo Palmas, ao que diz respeito aos cristais de piroxênio, assim como as heterogeneidades geoquímicas deste mesmo grupo e de Chapecó. Ortopiroxênio é exclusivo das rochas ATP e especificamente do magma-tipo Caxias do Sul. Os clinopiroxênios, pigeonita e augita são comuns em todos os subtipos das ácidas, porém, esta última está ausente da associação mineralógicas das rochas do magma-tipo Santa Maria (ATP). Com o estudo detalhado da relação mineralógica entre os cristais permitiu inferir sobre a sequência de cristalização dos piroxênios e, por conseguinte das rochas tipo Palmas. As feições texturais, dados de química mineral e (raros) de geotermobarometria obtidos nas rochas ATP e ATC sugerem que os minerais presentes nestas rochas não estão em equilíbrio com o líquido que gerou a rocha hospedeira. As feições petrográficas encontradas nos cristais de piroxênio e plagioclásio, tais como, bordas corroídas, texturas corona e de embaiamento pela matriz, em “peneira” (sieve texture) entre outras, indicam o desiquilíbrio destes minerais com o líquido que gerou a matriz. Os valores de coeficiente de distribuição (Kd) desses minerais também mostram o desiquilíbrio com a rocha total e sugerem um provável equilíbrio com líquidos de composição menos evoluída, tais como rochas básicas (i.e. basaltos) e/ou rochas intermediárias (i.e. andesitos). Com todos estes dados considera-se que grande maioria dos feno e microfenocristais, principalmente de piroxênio, e subordinadamente, plagioclásio, sejam antecristais, e assim teriam sido gerados no mesmo sistema magmático mas em líquidos com graus de diferenciação e/ou evolução diferentes. Palavras-chave: Província Magmática do Paraná. Vulcanismo ácido. Petrologia. Geoquímica. Abstract The acid rocks of the Paraná Magmatic Province (PMP) cover about 2.5% of the total volume of intracontinental volcanism that occurred during the Lower Cretaceous, which led to the opening of the South Atlantic. Petrographic analyzes and the study of mineral chemistry of the main Palmas acid type (ATP) and Chapecó acid type rocks (ATC), made it possible to obtain unpublished data and correlate, with greater rigor, the various types of magmas these rocks generated. It was possible to discriminate the mineralogy distinct from the Palmas group, as regards the pyroxene crystals, as well as the geochemical heterogeneities of this group and Chapecó group. Orthopyroxene crystals are unique to ATP rocks and specifically to the Caxias do Sul magma-type. Clinopyroxenes crystals, pigeonite and augite, are very common in all acidic subtypes, but the latter is absent from the mineralogical association of the Santa Maria magma-type rocks (from ATP). With the detailed study of the mineralogical relationship between these crystals allowed us to infer about the crystallization sequence of the pyroxenes and, consequently, of the Palmas group. The textural features, mineral chemistry data and (rare) geothermobarometry data obtained in the ATP and ATC rocks suggest that the minerals present in these rocks are not in equilibrium with the liquid that generated the host rock. The petrographic features found in pyroxene and plagioclase crystals, such as corroded edges, corona and matrix impregnation, "sieve texture", among others, indicate the disequilibrium of these minerals with the liquid that generated the matrix. The distribution coefficient (Kd’s) values of these minerals also show unbalance with total rock and suggest a probable equilibrium with less evolved composition liquids, such as basic rocks (e.g., basalts) and / or intermediate rocks (e.g., andesites). With all these data it is considered that a great majority of the phenocrysts and microphenocrysts, mainly of pyroxene, and subordinately, plagioclase, are both anticrystals, and thus they would have been generated in the same magmatic system but in liquids with different degrees of differentiation and / or evolution. Key-words: Paraná Magmatic Province (PMP). Acid volcanism. Petrology. Geochemistry. SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO 10 1.1 Apresentação 10 1.3 Objetivo 13 2. MATERIAS, MÉTODOS E RESULTADOS OBTIDOS 14 2.1 Seleção das Amostras 14 2.2 Análises Petrográficas 15 2.3 Análises Químicas de Rocha Total 17 2.4 Análises Químicas dos Minerais 18 2.5 Análise Modal 18 3. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO DAS ROCHAS ÁCIDAS TIPO PALMAS (ATP) E ÁCIDAS TIPO CHAPECÓ (ATC) 21 3.1 Contexto geológico geral: Bacia do Paraná 21 3.2 Província Magmática do Paraná (PMP) 23 3.3 Vulcanismo ácido da PMP: Aspetos Gerais 28 3.4 Aspectos Vulcanológicos da PMPE 33 3.5 Gênese e Evolução Magmática da PMPE 37 4 CLASSIFICAÇÃO E NOMENCLATURA DAS ROCHAS ÁCIDAS TIPO PALMAS (ATP) E ÁCIDAS TIPO CHAPECÓ (ATC) 40 4.1 Classificação Química por Elementos Maiores 40 4.2 Classificação e nomenclatura das rochas ácidas do tipo Palmas – ATP 46 4.3 Classificação e nomenclatura das rochas ácidas do tipo Chapecó - ATC 51 5 PETROGRAFIA E QUÍMICA MINERAL DAS ROCHÁS ÁCIDAS TIPO PALMAS (ATP) E ÁCIDAS TIPO CHAPECÓ (ATC) 55 5.1 Petrografia: Aspetos Gerais das rochas ácidas ATP e ATC 55 5.1.1 Texturas 58 5.1.2 Granulometria 60 5.1.3 Moda 60 5.1.4 Outras feições importantes 63 5.2 Química Mineral: Aspetos Gerais das rochas ácidas ATP e ATC 64 5.2.1 Plagioclásio 65 5.2.2 Piroxênio 71 5.2.3 Óxidos Fe-Ti 73 5.3 Rochas Ácidas do tipo Palmas – ATP 74 5.3.1 Petrografia e Química Mineral: Aspetos Gerais 74 5.3.1.1 Texturas 74 5.3.1.2 Granulação 75 5.3.1.3 Moda 76 5.3.2 Petrografia e Química Mineral: Estudo detalhado 77 5.3.2.1 Plagioclásio 77 5.3.2.2 Piroxênio 82 5.3.2.3 Óxidos de Fe-Ti 92 5.3.2.4 Discussão dos resultados 94 5.4 Rochas Ácidas do tipo Chapecó – ATC 101 5.4.1 Petrografia e Química Mineral: Aspetos Gerais 101 5.4.1.1 Texturas 101 5.4.1.2 Granulação 102 5.4.1.3 Moda 103 5.4.2 Petrografia e Química Mineral: Estudo detalhado 104 5.4.2.1 Plagioclásio 104 5.4.2.2 Piroxênio 109 5.4.2.3 Óxidos de Fe-Ti 116 5.4.2.4 Discussão dos resultados 118 6. GEOQUÍMICA DAS ROCHAS ÁCIDAS TIPO PALMAS (ATP) E ÁCIDAS TIPO CHAPECÓ (ATC) 121 6.1 Geoquímica: Aspetos Gerais das rochas ácidas ATP e ATC 121 6.1.1 Elementos Maiores, Menores e Traço 121 6.1.2 Elementos Terras Raras (ETR) 127 6.1.3 Elementos Incompatíveis 129 6.2 Rochas Ácidas do tipo Palmas – ATP 131 6.2.1 Elementos Maiores, Menores e Traço 131 6.2.2 Elementos Terras Raras (ETR) 134 6.2.3 Elementos Incompatíveis 136 6.3 Rochas Ácidas do tipo Chapecó – ATC 138 6.3.1 Elementos Maiores, Menores e Traço 138 6.3.2 Elementos Terras Raras (ETR) 142 6.3.3 Elementos Incompatíveis 143 6.4 Discussão dos resultados 144 7. CONSIDERAÇÕES FINAIS E CONCLUSÕES 145 8. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 158 ANEXOS 168 ANEXO 1 – Tabelas das Análises Modais – ATP e ATC 169 ANEXO 2 – Análise Modal – Metodologia Descrita 182 ANEXO 3 – Análises Químicas de Rocha Total 195 10 Capítulo 1 – Introdução 1.1 - Apresentação O intenso vulcanismo bimodal que caracteriza a Formação Serra Geral, que constitui a Província Magmática do Paraná (PMP), compreende uma área de cerca de 1.200.000 km2, abrange grande parte do Brasil, Argentina, Paraguai e Uruguai. Só em território brasileiro atinge 750.000 km2 (Melfi et al., 1988) e estende-se sobre os estados do sul e centro-oeste do, abrangendo grandes áreas nos Estados de Mato Grosso, Mato Grosso do Sul, São Paulo, Santa Catarina, Rio Grande do Sul e parte dos Estados de Minas Gerais e Goiás, atingindo quase 2.000 km de extensão (Petri & Fúlfaro, 1983; Santos et al., 1984; Ernst, 2014). Esta atividade magmática durou apenas 3 Ma (Renne et al., 1992: Turner et al., 1994), no Cretáceo Inferior, constitui uma das mais importantes manifestações de vulcanismo fissural de caráter continental (CFB – Continental Flood Basalts) conhecida no nosso planeta, e está fortemente relacionada com a abertura do Atlântico Sul. Neste trabalho, o intuito do estudo está voltado para as rochas ácidas da Formação Serra Geral, que representam, segundo Nardy et al. (2008) apenas, 2,5% do volume total de lavas PMP (≈14.500 km3). No entanto alguns autores recolheram um grande número de amostras e realizaram estudos petrológicos, geoquímicos e geofísicos com o objetivo de melhor conhecer as condições e mecanismos de formação e evolução dos magmas mais evoluídos que deram origem a estas rochas, as caraterísticas químicas do material fonte e os processos geodinâmicos envolvidos na geração desta LIP (Large Igneous Province). Destacam-se os trabalhos de Bellieni et al.(1984a, 1986b), Piccirillo et al.(1987), Peate et al. (1992), Garland et al. (1995), Nardy et al. (2002, 2008, 2011), entre outros. Estes trabalhos evidenciaram o fato de que o vulcanismo ácido da PMP deu origem a diferentes tipos litológicos, o que levou os autores a definir e a dividir o volume de lavas em dois tipos principais, o primeiro aspecto a ser considerado foi 11 que macroscopicamente as duas litologias são distintas, e também segundo os seus teores em TiO2 e elementos incompatíveis, em ATP (Ácidas Tipo Palmas) e ATC (Ácidas Tipo Chapecó) (Bellieni et al., 1986; Garland et al., 1995; Nardy et al., 2008). As rochas ATP são afíricas e apresentam textura sal-e-pimenta e ocorrem, com maior frequência, na porção meridional da PMP e as ATC são mais abundantes na porção centro-norte e geralmente apresentam texturas porfiríticas. De maneira geral, as grandes províncias magmáticas continentais despertam grande interesse em pesquisadores de todo o mundo, uma vez que estão associadas a processos geodinâmicos de grande escala, como rupturas continentais. Muitos modelos são propostos para explicar a gênese das rochas oriundas de derrames e de intrusões que as compõem, sem grande consenso sobre a sequência dos processos tectônicos envolvidos ou mesmo sobre as regiões mantélicas afetadas, com destaque para as hipóteses que defendem o envolvimento de regiões do manto sublitosférico (Peate et al., 1999; Piccirillo & Melfi, 1988; Marques, 2001; Marques & Ernesto, 2004), e para aquelas que defendem a influência de heterogeneidades no manto litosférico (Anderson, 2005). Porém, diversos são os trabalhos que tentam compreender a gênese e evolução do magmatismo da PMP e do seu remanescente erodido a Província Magmática do Etendeka (PME) (Peate, 1992; Ewart et al., 2004a,b), que uma área de, aproximadamente, 80.000 km2 ao logo da costa norte da Namíbia, com espessuras máximas de 1.000 m e volumes estimados de aproximadamente 78.000 km3 (Harris et al., 1989; Peate et al., 1992; Milner et al., 1995a), conforme ilustrado na Fig. I.1. São raros os trabalhos que tenham focado seus estudos nas estruturas vulcânicas e morfologia dos corpos da Província Magmática do Paraná- Etendeka (PMPE) com o objetivo de maior compreensão sobre o caráter eruptivo dos distintos subtipos químicos ressaltando-se as publicações de Milner et al. (1992), Nardy (1995), Ewart et al. (1998b), Jerram et al. (1999), Marsh et al. (2001), Waichel et al. (2007, 2008), Janasi et al. (2007b), Nardy et al.(2008), Luchetti et al. (2010) e Lima et al. (2013). 12 Fig. I.1 – Mapa ilustrando a localização das Províncias Magmáticas do Paraná (PMP) e Etendeka (PME), nos continentes da América do Sul e África, respectivamente. Em contraposição à PMP, as rochas de composição ácida do Etendeka representam mais de 50% do volume total exposto, estendendo-se por mais de 8.800 km2, com volumes de corpos individuais variando entre 400 a 2.600 km2 e espessuras entre 40 e 300 m (Milner et al., 1992). A partir de raras evidências de texturas piroclásticas, os autores (Bellieni et al., 1986; Milner et al., 1992; Luchetti et al., 2014) atribuem a estas rochas vulcânicas ácidas uma origem explosiva, assumindo tratar-se de ignimbritos de alto grau de soldamento (i.e. reoignimbritos ou lava-like). 13 1.2 – Objetivo Muitas foram pesquisas sobre a Província Magmática do Paraná, mas o entendimento referente às rochas de natureza ácida ainda é incipiente, e vários aspectos relativos à sua origem, evolução, extrusão e quimioestratigrafia, ainda continuam em aberto. Este trabalho, com base na análise de um grande número de amostras e dados de campo, tem como objetivo efetuar uma caraterização petrográfica, mineralógica e geoquímica detalhada dos termos ácidos, de maneira a abranger, de forma geral, todos os tipos de rochas ATP e ATC, sem deixar de considerar, de uma forma preliminar as inter-relações entre eles e os basaltos e as rochas intermediárias (andesitos) associadas. Com todo o acervo e dados laboratoriais disponíveis, foi possível detalhar feições texturais, descriminar relações mineralógicas, obter dados de química mineral em fenocristais e matriz das amostras e análises de rocha total, de modo, a poder apresentar contribuições para temas como gênese, evolução do magmatismo ácido presente na província, e a origem dos seus fenocristais. 14 Capítulo 2 – Materiais, métodos e resultados obtidos Para o desenvolvimento do presente trabalho foi utilizado o acerco de amostras de rochas coletadas de vários projetos orientados pelo Professor Doutor Antonio José Ranalli Nardy, em diversos trabalhos de campo, realizados ao longo da atual e última década, assim como algumas lâminas delgadas, análises de química de rocha total e química mineral. O acervo de coleção das amostras está guardado e disponível na Litoteca do Departamento de Petrologia e Metalogenia (DPM) do Instituto de Geociências da UNESP de Rio Claro. 2.1 - Seleção das Amostras Os critérios de seleção das amostras representativas das rochas vulcânicas ATP e ATC da Província Magmática do Paraná basearam-se essencialmente no grau de preservação das rochas e nas análises químicas de elementos maiores, sua distribuição geográfica e de suas feições petrográficas observadas nas análises de seções delgadas dessas rochas. Em geral, procurou-se selecionar amostras que apresentam os menores vestígios de alteração, possuindo valores de perda ao fogo (PF) da ordem ou inferiores a 2%. Faz parte da análise química de uma rocha a percentagem de PF, que dada a mineralogia anidra dessas rochas espera-se estarem alteradas para minerais secundários hidratados (como micas e anfibólios) quanto maior for o valor deste. No geral, as composições químicas das rochas foram recalculadas em base anidra a 100%, sendo escolhidas as amostras com concentrações em SiO2 superiores a 63%. Além disso, foram selecionadas amostras de todos os subgrupos de rochas ácidas da Província Magmática do Paraná, baseadas nas concentrações de TiO2 – P2O5 (Nardy et al., 2008) e, quando possível, para cada subgrupo rochas com a maior variação na concentração em SiO2. 15 2.2 - Análises Petrográficas No total 42 lâminas delgadas foram confeccionadas para análise em microscópico petrográfico de luz transmitida da marca Zeiss, modelo Axioscope 4.1, pertencentes ao Laboratório de Fotomicroscopia (Fotolab) do DPM do Instituto de Geociências da UNESP de Rio Claro. A análise de seções delgadas permitiu (i) definir as assembleias mineralógicas características para cada grupo e subgrupo de rochas ATP e ATC; (ii) caracterizar os aspetos texturais das principais fases minerais e suas relações entre eles e matriz vítrea, visando entender a evolução petrológica dos magmas; (iii) selecionar as amostras a serem utilizadas nos estudos de química mineral e química de rocha. Para registro fotográfico das feições texturais e minerais observados em lâminas delgadas utilizou-se uma câmara fotográfica Canon EOS 5D Mark II e um computador equipado com software EOS Utility com Live View Shoot. A caracterização textural e mineralógica das amostras de rochas vulcânicas ácidas do tipo Palmas e Chapecó foram realizadas de dois diferentes modos: no microscópio petrográfico e no Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV), utilizando um equipamento JEOL-JSM-6010LA, com sistema EDS (Energy Dispersive Spectometer) acoplado. No microscópio petrográfico foram descritas mais de 40 rochas ácidas representativas de todos os subtipos das ATP e ATC. Destas cerca de 20 foram analisadas pelo sistema MEV-EDS. As análises ao microscópio petrográfico de secções delgadas de 30 µm de espessura identificaram as feições texturais principais e grande parte dos minerais (plagioclásio, piroxênios e óxidos). Contudo, os cristais translúcidos de granulação fina (< 0,1 mm) e os minerais opacos foram observados em seções polidas de rocha no MEV e identificados através do sistema EDS acoplado. No MEV, também instalado no Laboratório de Microscopia Eletrônica do DPM da UNESP – Rio Claro, foi possível obter relações texturais dos principais minerais constituintes das rochas através de imagens de elétrons retroespalhados (Backscattered Electrons – BSE) e realizar análises químicas qualitativas pelo sistema EDS. Quando observadas as imagens, que são formadas por mosaicos 16 de minerais, estes podem ser mais ou menos claros com mais ou menos brilho. Os minerais que apresentam número atómico elevado e intermediário, como a magnetita e ilmenita, por exemplo, apresentam alta proporção de elétrons retroespalhados o que resulta em imagens mais claras e com maior brilho (Fig. II.1). Minerais como plagioclásio, augita, pigeonita, ortopiroxênio, apatita, ilmenita e magnetita foram identificados dessa forma. As imagens do MEV são muito úteis na identificação e nas relações texturais dos cristais de piroxênio, principalmente. Estas imagens também permitiram visualizar com maior nitidez a composição e sua variação (zoneamento) de fenocristais e microfenocristais de plagioclásio e piroxênio, que posteriormente foram analisados por microssonda eletrônica, assim como observar com maior nitidez as feições as caraterísticas dos pequenos micrólitos (<0,02 mm) e as feições texturais e composicionais da matriz. O processo de metalização e a respetiva preparação das amostras foi realizada pelo técnico do mesmo Laboratório. Fig. II.1 – Imagem de MEV, com diferentes tipos de minerais, usando o critério de contraste. Os minerais mais claros apresentam alta proporção de elétrons retroespalhados por apresentarem números atômicos mais elevados, tal como é o caso da Ti-magnetita (Ti-mag). Plag= plagioclásio; Aug= augita. Aug Ti-mag Plag 17 2.3 - Análises Químicas de Rocha Total Todo o processo de preparação de amostras foi realizado no Departamento de Petrografia e Metalogenia (DPM) – UNEPS, Rio Claro e contou com as seguintes etapas: (i) limpeza e retirada de eventuais porções alteradas de amostras representativas; (ii) fragmentação com martelo geológico de aço Estwing e uma base de tungstênio até à fração granulo; (iii) quarteamento e moagem numa bigorna de ferro e em moinho de anéis de tungstênio, até a obtenção de um pó com granulação inferior a 200 mesh. Posteriormente cada amostra foi quarteada – o que consistiu em homogeneizar os grãos, espalhando-os bem sobre uma folha de papel e depois separando-os em quatro partes de massa aproximadamente igual. Separou-se metade do material (porção do pó que estava em posição diametralmente oposta sobre o papel) em saquinho plástico, como reserva para o acervo do orientador, e a outra metade foi destinada aos procedimentos analíticos para as análises químicas. As análises químicas foram realizadas nos Laboratórios de Fluorescência de Raio-X do DPM-IGCE da Unesp e no Laboratório de Química e ICP do Departamento de Mineralogia e Geotectônica, do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo. Neste laboratório foram analisados elementos maiores em pastilhas fundidas e elementos traço em pastilhas de pó prensado de cerca de 31 amostras representativas de rochas ATP e 12 de ATC, segundo metodologia descrita em Mori et al. (1999). Os elementos traço (Ta, Th, U, Hf, Ba, Rb, Cs, Sc e Co) e os elementos terras raras (La, Ce, Nd, Sm, Eu, Tb, Yb e Lu) possuem abundância abaixo de 0,1% em peso e suas concentrações são convencionalmente expressas em termos de partes por milhão (ppm), ou, mais recentemente, por micrograma por grama (ug/g) de rocha. A concentração destes elementos foi determinada mediante ICP-MS (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry), segundo procedimentos analíticos em Navarro et al. (2008). 18 2.4 - Análises Químicas dos Minerais As análises químicas quantitativas dos principais minerais foram efetuadas no Laboratório de Microssonda Eletrônica do DPM - UNESP de Rio Claro, utilizando um equipamento JEOL JXA-8230, provida de cinco espectrômetros de dispersão de comprimento de onda (WDS) com Rowland Circle de 140 mm. Cada espectrômetro é dotado de dois cristais analisadores permutáveis tipo Johann: espectrômetro 1 com cristais STE/TAP, espetrômetro 2 com, TAP/PET e espetrômetro 3-5 com cristais tipo PET/Lif. O sistema é acoplado a um espetrômetro de dispersão de energia (EDS) Noran Voyager (v.4,3). Os dados analíticos obtidos por microssonda eletrônica foram utilizados para caracterizar quimicamente as fases minerais presentes (plagioclásio, piroxênio e óxidos), dando especial atenção às feições texturais (e.g. minerais zonados, feições de dissolução, bordas de reação, texturas especiais, etc.) que pudessem revelar os processos evolutivos do magma. As análises dos minerais foram conduzidas sob as condições de 15kV, aceleração de 20,4nÅ e diâmetro do feixe de 1 µm. 2.5 - Análise Modal A análise modal realizada utilizou mapeamento químico pela microssonda eletrônica. O mapeamento químico de vários elementos maiores fornece uma leitura de toda a seção da lâmina delgada. A qualidade e resolução (n° de pixels na vertical X n° de pixels na horizontal), tamanho de cada pixel, tempo de contagem por pixel, e vezes de varrimento da área podem ser ajustados conforme melhor convier. Os critérios são o tamanho dos cristais a ser destacados no mapa (o tamanho dos pixels deve ser menor), área total a ser mapeada e variação esperada para o elemento químico em questão (baixas concentrações demandam tempo de contagem maior). Foram levados em consideração todos estes aspectos, porém, de forma a não ultrapassar cerca de 10 horas de duração para cada lâmina. Cada mapa é feito para um determinado elemento químico, de modo, 19 a identificar as espécies minerais contidas na amostra (Fig. II. 2). Os resultados da análise modal realizado pela metodologia apresentada são então mais precisos do que aqueles obtidos anteriormente e estão listados nas tabelas das Fig. II.3 e Fig. II.4, para fenocristais e cristais da matriz, respectivamente. A metodologia está descrita no Anexo 2 para futuras utilizações. 20 Fig. II. 2 – Análise modal por mapeamento químico das amostras de rochas estudadas. A) Mapa químico do elemento Al para identificação e reconhecimentos de cristais de plagioclásio; B) Imagem editada, com coloração mais escura de modo a realçar os fenocristais de plagioclásio da amostra a ser analisada; C) Imagem fornecida por Microssonda com legenda com a proporção atômica de Al e as medidas reais e úteis da lamina analisada; D) Imagem com resultado final apresentado pelo software utilizado, o ImageJ; E) Mapa com o contorno nos cristais contados em uma interação. Mais explicações no Anexo 2. 21 Capítulo 3 – Enquadramento geológico das rochas Ácidas Tipo Palmas (ATP) e Ácidas Tipo Chapecó (ATC) 3.1 – Contexto geológico geral: Bacia do Paraná A Formação Serra Geral é uma unidade de natureza vulcânica que recobre cerca de 75% da Bacia do Paraná (Fig. III.1), que é preenchida por espessos pacotes de rochas sedimentares e vulcânicas e com idades variando do Siluriano ao Cretáceo, atingindo espessuras máximas da ordem de 6.000 m, teve sua configuração fortemente condicionada a seis ciclos sedimentares (Milani et al., 2007). Os três primeiros são ciclos transgressivo-regressivos da Supersequência Rio Ivaí (Ordoviciano-Siluriano), da Supersequência Paraná (Devoniano) e da Supersequência Gondwana I (Carbonífero-Permiano). No Triássico depositam-se sedimentos fluviais-lacustres da Supersequência Gondwana II. Em seguida, são encontrados os arenitos eólicos da Formação Botucatu e as lavas de Formação Serra Geral que caracterizam a Supersequência Gondwana III, de idade jurássica- eocretácica. Sobrepostos a toda a sequência vulcano-sedimentar, ocorrem os sedimentos continentais da Supersequência Bauru no Cretáceo Superior (Milani et al., 2007; Pereira et al., 2015). A Formação Serra Geral é formada por uma sequência de derrames de composição predominantemente básica, recobrindo a Formação Botucatu. Durante esta atividade vulcânica ainda reinavam condições desérticas evidenciadas pela presença de lentes de arenito da Formação Botucatu intercaladas entre os primeiro derrames (Almeida, 1964). A presença de soleiras e diques de diabásio nos sedimentos adjacentes é uma feição bastante comum, sendo estes últimos muito frequentes na região do Arco de Ponta Grossa, podendo atingir localmente até várias dezenas por quilômetro. 22 Fig. III.1 – Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná, que engloba as rochas vulcânicas básicas e ácidas da Província Magmática do Paraná inseridas na Formação Serra Geral. Retirado e modificado de Machado (2009). 23 O embasamento da Província Magmática do Paraná (PMP) é constituído por terrenos altamente estruturados, em geral, faixas metassedimentares do Proterozóico Superior da Bacia do Paraná. As bordas oeste e noroeste são delimitadas pelo Cinturão do Paraguai-Araguaia, composto de metassedimentos dobrados, assentes sobre o embasamento Arqueano, de alto grau metamórfico e formado no final do Pré-Cambriano. A Bacia do Paraná apresenta direção geral N- S, defletindo para ENE-WSW na região extremo norte (Cordani et al., 1984). Por sua vez, Cordani et al. (1984) e Zalán et al. (1990) propõem para o embasamento da Bacia do Paraná a presença de um núcleo cratônico brasiliano no centro bordejado por faixas móveis brasilianas. Mantovani et al. (1989) e Milani et al. (1997), sustentam que o embasamento da bacia engloba uma série de blocos cratônicos de idade arquena e proterozóica inferior rodeados por faixas móveis mesozóicas e neoproterozóicas. 3.2 – Província Magmática do Paraná (PMP) As lavas da Província Magmática do Paraná (PMP) cobrindo uma área de aproximadamente 1.200.000 km2 ocorrem em grande parte dos estados do centro- sul do Brasil (MT, MS, GO, MG, SP, SC, PR e RS) e em países vizinhos (Uruguai, leste do Paraguai e norte da Argentina) (Piccirillo & Melfi, 1988). Apenas no território brasileiro abrange cerca de 750.000 km2, totalizando um volume de material extrusivo de cerca de 780.000 km3 (Fig.III.2). O pacote dos derrames lávicos chega a 1500-1700 m de espessura na porção central da Bacia, com média em torno dos 800 m (Frank et al., 2009). A vasta dimensão da PMP coloca como a segunda maior província vulcânica continental do mundo em área de exposição, somente sendo ultrapassada pelos Siberian Trapps, na Rússia (Fedorenko et al., 1996; Ernst, 2014). A primeira coluna estratigráfica da PMP foi definida por White (1908) na Serra do Rio do Rastro, no sul do estado de Santa Catarina. O perfil é extenso e complexo, se iniciando com folhelhos da Formação Rio do Sul (Grupo Itararé) na 24 base, e no topo da sequência afloram derrames basálticos, denominado pelo autor, de Formação Serra Geral (Grupo São Bento). Fig. III.2 - Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná mostrando a distribuição das rochas básicas (Formação Serra Geral) e ácidas. Legenda: 1 - Terrenos adjacentes à Bacia; 2 – Unidades sedimentares pré-vulcânicas; 3 – Derrames da Formação Serra Geral; 4 – Rochas Ácidas da Formação Serra Geral; 5 – Unidades sedimentares pós-vulcânicas; 6 – Estrutura anticlinal; 7 – Estrutura sinclinal; 8 – Lineamentos Oceânicos; 9 – Lineamentos tectônicos e/ou magnéticos. Retirado de Machado (2009). As rochas vulcânicas da PMP apresentam composição bimodal, com um hiato de sílica maior que 10%, sendo que mais de 97% de todo o magmatismo é representado por rochas de caráter básico (90%) e intermediário (7,5%), e as 25 rochas de caráter ácido representam menos de 2,5% do volume total (Bellieni et al., 1986b; Nardy et al., 2002, 2008). Segundo Nardy (1995), os derrames basálticos podem apresentar espessuras individuais de 10 a 90 m constituindo sequências que superam 1.000 m de espessura, enquanto as rochas vulcânicas ácidas apresentam sequências de até 400 m com espessuras individuais de 20 a 80m, no máximo. Nas rochas extrusivas e intrusivas associadas da Província Magmática do Paraná foram realizados muitos estudos geocronológicos empregando os métodos K-Ar e Rb-Sr (Creer et al., 1965; Amaral et al., 1966; McDougall & Rüegg, 1966; Vandoros et al., 1966; Melfi, 1967; Minioli et al., 1971; Sartori et al., 195; Cordani et al., 1980; Mantovani et al., 1985b; Piccirillo et al., 1987) que fornecem idades situadas no intervalo entre 100 e 147 Ma, com a maioria das determinações situada no intervalo entre 125 e 135 Ma. Os trabalhos atuais, utilizando datação por Ar-Ar, indicam idades que variam entre 133,6 e 131,5 Ma na porção norte e 134,6 e 134,1 Ma na porção sul (Renne et al., 1992, 1996a,b; Turner et al., 1994; Ernesto et al., 1999, 2002; Mincato et al., 2003; Thiede & Vasconcellos, 2010; Pinto et al., 2010; Janasi et al., 2011). Estudos paleomagnéticos desenvolvidos em perfis amplamente distribuídos pela Província Magmática do Paraná (Ernesto, 1985; Ernesto & Pacca, 1988; Ernesto et al., 1988) indicam que o vulcanismo não ocorreu simultaneamente. Estes autores sugerem que a atividade vulcânica migrou de sul para norte, de modo que parte das rochas ácidas que ocorrem na porção centro-norte da bacia e os diques da região do Arco de Ponta Grossa corresponderiam às últimas manifestações desta atividade. Trabalhos recentes (Luchetti et al., 2014) também demonstraram, com a ocorrência de peperitos no seio das sequências ácidas, que o vulcanismo não se deu de forma contínua, apresentando várias pausas, principalmente na fase inicial e final do vulcanismo. Esta distribuição geográfica permitiu dividir a Formação Serra Geral em três grandes regiões denominadas de sul, central e norte (Bellieni et al., 1984c; Bellieni et al., 1986a, b). Porém, estudos detalhados, por vários autores (Bellieni et al., 1983, 1984; Mantovani et al., 1985; Piccirillo et al., 1988; Marques et al., 1989; 26 Peate et al., 1992 e Marques & Ernesto, 2004) nos derrames basálticos permitiram verificar a existência de diferentes magmas-tipo, que podem ser agrupados em dois grandes grupos que diferem quanto: aos teores de titânio (TiO2 > 2%, alto-Ti e TiO2 ≤ 2%, baixo-Ti), fósforo (P2O5) e elementos incompatíveis (Sr, Zr, Hf, Ba, Ta e Y). Segundo os autores referidos, a região sul, situada abaixo do alinhamento do Rio Uruguai (Fig. III.2), caracteriza-se por apresentar basaltos e andesi- basaltos toleíticos geralmente do tipo BTi (TiO2 < 2,1%), nas porções basais das sequências de derrames. As porções superiores são geralmente constituídas por vulcânicas do tipo ATP, às vezes intercaladas por derrames básicos e/ou intermediários. Estes últimos (andesitos) ocorrem preferencialmente nas partes mais centrais das sequências nas zonas de transição entre as unidades básica e ácida. Cabe ressaltar que nesta região ocorrem em pequena escala basaltos e andesibasaltos dos tipos ITi e ATi ((TiO2 ≥ 2%), correspondendo a 7% da atividade básica. Situada acima do alinhamento do Rio Piquiri, a região norte (Fig. III.2) é caracterizada pela presença de um grande volume (superior a 99%) de rochas básicas, principalmente dos tipos ITi e ATi. Ocorrem também em pequena proporção basaltos e andesibasaltos BTi. Na porção sudeste da área ocorrem pequenos derrames de composição ácida do tipo Chapecó, cujas espessuras variam de 20 a 150 m. Os andesitos estão praticamente ausentes. Compreendida entre os alinhamentos dos rios Uruguai e Piquiri (Fig. III.2), na região central da PMP, ocorrem tanto vulcânicas básicas ITi e ATi como do tipo BTi. Os termos intermediários são raros e os ácidos do tipo Palmas (cerca de 10%) e do tipo Chapecó (cerca de 4%) ocorrem em áreas restritas concentradas na parte leste da província. Esta área comporta-se como uma zona de transição geoquímica entre as regiões norte e sul. Com base na proposta de Peate et al. (1992), os basaltos da PMP ficam divididos em seis suítes: Urubici com TiO2 > 3%, Sr > 550 µg/g e Ti/Y > 500; Pitanga com TiO2 > 3%, Sr > 350 µg/g e Ti/Y > 350; Paranapanema com 2% < TiO2 < 3%, 200 < Sr < 450 µg/g e Ti/Y > 330; Ribeira com TiO2 ≤ 2%, 200 < Sr < 27 375 µg/g e Ti/Y > 310; Gramado com TiO2 ≤ 2%, 140 < Sr < 400 µg/g e Ti/Y < 310 e Esmeralda com TiO2 ≤ 2%, 120 < Sr < 250 µg/g e Ti/Y < 310. A tabela da Fig. III.3 mostra um resumo dessa discriminação e classificação. Fig. III.3 – Tabela com os magmas-tipo de composição básica da Província Magmática do Paraná e suas características geoquímicas, de acordo com Peate et al., 1992. Retirado de Andrade (2012). Na porção setentrional da PMP ocorrem os tipos Pitanga e Paranapanema, e de modo subordinado basaltos do tipo Ribeira (Fig. III.4). Grande maioria dos basaltos da região norte apresentam razões isotópicas iniciais de Sr relativamente baixas ((87Sr/86Sr)i ≤ 0,7060), que indicam que essas rochas não sofreram processos de contaminação crustal significativos. Na porção meridional ocorrem basaltos Gramado e Esmeralda (Fig. III.4), sendo que os primeiros possuem razões isotópicas iniciais de Sr superiores a 0,7060, que mostram a ocorrência de processos de contaminação crustal significativos. Acredita-se que esses tenham acontecido sob condições de baixa pressão, o que alterou consideravelmente suas assinaturas geoquímicas iniciais (Marques & Ernesto, 2004). Os basaltos Esmeralda apresentam (87Sr/86Sr)i ≤ 0,7060 indicativos de pouca ou nenhuma contaminação pela crosta continental. 28 Fig. III.4 – Perfil aproximadamente N-S, da Formação Serra Geral, segundo Peate (1997). Legenda: 1) Rochas pré-vulcânicas; 2) Pitanga; 3) Paranapanema; 4) Gramado; 5) Esmeralda; 6) Ribeira; 7) Urubici; 8) ATP; 9) Rochas sedimentares (Grupo Bauru). Extraído de Machado (2005). 3.3 – Vulcanismo ácido da Província Magmática do Paraná: Aspectos Gerais A nomenclatura dessas rochas ácidas, Palmas e Chapecó, estabelecida por Bellieni et al. (1984 e 1986), baseados em aspectos petrográficos e geoquímicos, bem como as estabelecidas em estudos geoquímicos mais detalhados conduzidos por Garland et al (1995), Peate (1997) e Nardy et al. (2008), foram empregados neste trabalho. Assim as rochas do tipo Palmas são caracterizadas por dois grupos principais: baixo-Ti-P (TiO2≤0,87%), representado pelas rochas dos subtipos Santa Maria (P2O5≤0,21%) e Clevelândia (0,21%0,90%), representado pelos subtipos Anita Garibaldi (1,06% 10%. Observa-se, de modo geral, que as rochas ácidas Chapecó apresentam um maior conteúdo em álcalis, quando comparadas, às rochas do tipo Palmas, para o mesmo conteúdo em sílica. Como é possível observar, pelo mesmo diagrama TAS de LeBas (1986), as rochas do tipo ATC situam-se predominantemente no campo do traquidacitos, de natureza levemente alcalina. Não obstante, a grande maioria das amostras, tanto ATP como ATC, são de caráter subalcalino, ou seja, abaixo da linha de Rickwood et al. (1989). No diagrama AFM (Fig. IV.2), de Irvine e Baragar (1971), as rochas ATP e ATC, ambas da série toleítica, estão acima da linha que separa a série toleítica da cálcio-alcalina, mostrando uma diminuição significativa de ferro e enriquecimento em álcalis. É interessante destacar a linha de tendência em direção à série cálcio- alcalina das rochas do tipo Palmas, encontrando-se sobre o limite da mesma. 0 42 Fig. IV.2 – Diagrama AFM com a subdivisão dos campos toleíticos e cálcio-alcalinos proposto por Irvine e Baragar (1971). Ambos os grupos de rochas ácidas da PMP apresentam caráter toleítico. Uma alternativa ao diagrama de classificação binário TAS, é o diagrama R1XR2, proposto por De La Roche et al. (1980), que utiliza todos os elementos químicos maiores para a classificação e nomenclatura das rochas (Fig. IV.3). Pela classificação do diagrama R1XR2, as rochas do tipo Palmas com 65 a 73% de SiO2, situam-se nos campos dos riodacitos (predominantemente) e nos riolitos. Cerca de quatro amostras situam-se no campo dos dacitos, denotando o caráter complexo e diversificado das rochas do tipo ATP. As rochas do tipo Chapecó apresentam-se mais dispersas no diagrama, mas situam-se nos mesmos campos composicionais das rochas ATP, mas com valores de R1 mais baixos, estas se localizam próximo às linhas de separação do campo dos quartzo- latito, denotando o caráter transicional que caracteriza estas rochas. Série Toleítica Série Cálcio-alcalina 43 Fig. IV.3 – Diagrama R1vs R2, por De La Roche et al. (1980) das amostras estudadas (ATP e ATC). Legenda idêntica à Fig. IV.2. 44 Quanto ao índice de saturação em alumina, o diagrama A/NK vs A/CNK (Fig. IV.4) proposto por Shand (1943), evidencia o carácter peraluminoso das rochas vulcânicas ácidas do tipo Palmas e Chapecó, com razões de A/CNK entre 1 e 1.4. Entre as amostras com razões mais elevadas de A/CNK estão amostras desvitrificadas do tipo Palmas, entre elas a amostra KSM-1041, extremamente desvitrificada. No que se refere às rochas ATC estas apresentam maiores razões de A/NK relativamente às amostras ATP e uma delas encontra-se no limite com o campo metaluminoso. Nota-se ainda que as amostras de Palmas com razões elevadas de A/NK são caracterizadas pelas rochas vítreas, que apresentam grau de desvitrificação muito baixo ou mesmo ausente, entre elas a KLS-1105. 45 Fig. IV.4 – Diagrama A/NK vs A/CNK de Shand (1943), para discriminação de rochas metaluminosas, peraluminosas e peralcalinas. Legenda idêntica à Fig. IV.2. 46 4.2 – Classificação e nomenclatura das rochas Ácidas Tipo Palmas - ATP As rochas do tipo Palmas foram subdividas em diferentes subgrupos, por vários autores, com foi mencionado no Capítulo III. Para este Capítulo foram selecionadas 39 amostras ATP da região sul, centro e norte da PMP e nas linhas seguintes utilizaremos a nomenclatura e divisão feita por Nardy et al. (2008), que divide as rochas ATP com base no conteúdo em TiO2 e P2O5 (Fig. IV.5). Fig. IV. 5 – Diagrama binário proposto por Nardy et al. (2008), onde as nossas amostras de rochas de Santa Maria e Clevelândia, estão inseridas no grupo baixo-Ti-P, e as rochas pertencentes aos subgrupos Anita Garibaldi, Caxias do Sul e Jacuí no grupo alto-Ti-P. No diagrama TAS de LeBas (1986) (Fig. IV.6), as rochas do grupo alto-Ti-P estão no campo dos dacitos, e as que compõem aquelas do grupo baixo-Ti-P de riolitos. Apenas uma amostra pertencente ao último grupo se situa no campo dos Grupo Alto-Ti-P Grupo Baixo-Ti-P 47 dacitos, a amostra KSO-1375, um pitchstone dos derrames inferiores de Santa Maria. Fig. IV.6 – Diagrama (TAS) em base anidra segundo Le Base et al. (1986) para as rochas ATP. A linha a tracejado separa as rochas alcalinas das sub-alcalinas (Rickwood, 1989). Todas as amostras possuem quartzo normativo > 10%. Como mencionado anteriormente, no diagrama AFM, as rochas do tipo Palmas apresentam uma leve tendência para a série cálcio-alcalina, encontrando- se por cima da linha que divide esta série com a toleítica. Porém, nem todos os grupos denotam essa tendência, que só é observável quando utilizado o diagrama triangular proposto por Irvine e Baragar (1971). No entanto, é possível afirmar que as rochas do subtipo Caxias do Sul são as que apresentam maior tendência para a série cálcio-alcalina, pelo fato, que em ambos os diagramas este subtipo se encontra por baixo da linha de separação das rochas sub-alcalinas (Fig. IV.7). 48 Fig. IV.7 – Diagramas AFM de Irvine e Baragar (1971). Ambos subgrupos alto e baixo-Ti-P permanecem por cima da linha que separa o campo toleíticos do cálcio-alcalino. Porém, algumas amostras de Santa Maria e Caxias do Sul encontram-se abaixo dessa mesma linha. Como se observa pela Fig. IV.8, pela classificação R1XR2, as rochas do tipo Palmas ocupam quatro campos composicionais: dacitos (rochas com teores de 64,5 a 66% de SiO2), riodacitos (66%< SiO2 < 69,5%) e riolitos (com SiO2 > 70%). Comparativamente ao diagrama TAS da Fig. IV.6, a classificação R1XR2 apresenta maior heterogeneidade já que este leva em consideração a composição química total da rocha e descrimina os dois grandes grupos de rochas ATP em dacitos/riodacitos para o grupo alto-Ti-P e riolitos para o grupo baixo-Ti-P. No grupo alto-Ti-P, as rochas do subtipo Caxias do Sul com 68 a 69,5% de SiO2, correspondem a riodacitos, enquanto que as rochas dos subtipos Jacuí e Anita Garibaldi se projetam em dois campos, os dos riodacitos e dacitos (Fig. IV.8). Série Toleítica Série Cálcio-alcalina 49 No grupo baixo-Ti-P, as amostras encontram-se mais dispersas pelo diagrama ocupando vários campos composicionais, desde o dos dacitos aos riolitos, porém, as amostras dos subtipos Santa Maria e Clevelândia se projetam no campo de composição riolítica (70 a 73% SiO2) (Fig. IV.8). Destaca-se que as rochas que se projetam neste último campo apresentam menor teor em alumina (11,85 a 12,63% Al2O3) em comparação com as outras rochas que, de modo geral, não se apresentam desvitrificadas. 50 Fig. IV.8 – Diagrama R1vsR2, por De La Roche et al. (1980) para as rochas ATP. 51 4.3 – Classificação e nomenclatura das rochas Ácidas do Tipo Chapecó – ATC Para as rochas do tipo ATC foram selecionadas 39 amostras da região norte e central da Bacia do Paraná, para classificar e comparar os vários subtipos de rochas. Segundo Nardy et al. (2008), as rochas do tipo ATC, estão dispostas em três subtipos diferentes, Guarapuava e Tamarana, com TiO2 ≥ 1,35%, Ourinhos com TiO2 < 1,29% (Fig. IV. 9). Fig. IV. 9 – Diagrama TiO2 vs P2O5 para de rochas vulcânicas ATC, segundo Nardy et al. (2008). A classificação adotada por LeBas (Fig. IV.10) define as amostras do tipo Chapecó, maioritariamente, como traquidacitos, e algumas delas se projetam no limite dos campos traquidacitos/dacitos. Apenas uma amostra, referente ao subtipo Ourinhos se projeta no limite traquidacitos/riolitos. Uma observação importante é que ao contrário do que se passa nas rochas do tipo ATP, algumas 52 amostras do tipo ATC situam-se na área do diagrama acima da linha definida por Rickwood (1989) ou sobre o limite desta, sugerindo o caráter alcalino de algumas amostras, nomeadamente, dos subtipos Tamarana e Guarapuava (Fig. IV.10). É interessante observar que a amostra KNM-141, do subgrupo Tamarana, correspondente ao campo dos traquidacitos, está acima da linha de separação definida por Rickwood (1989), indicando o caráter alcalino desta amostra. Fig. IV.10 – Diagrama (TAS) em base anidra segundo Le Bas et al. (1986) para as rochas ATC. A linha a tracejado separa as rochas alcalinas das sub-alcalinas (Rickwood, 1989). Todas as amostras possuem quartzo normativo > 10%. A amostra assinalada é a KNM-141 (Tamarana). O diagrama AFM, da Fig. IV.11, mostra que as rochas ATC também possuem caráter toleítico. Volta-se a destacar que no diagrama as amostras pertencentes ao subtipo Tamarana encontram-se sobre o limite da mesma, tal como acontece com algumas amostras do tipo ATP. Via de regra, o diagrama em causa parece deslocar as amostras para a série cálcio-alcalina, porque o autor considera uma maior taxa de enriquecimento em álcalis no final da sequência magmática, o que aumenta a declividade da linha de diferenciação. 53 É possível observar ainda, que as rochas do subtipo Ourinhos se situam sempre no final da série de diferenciação magmática, sugerindo que este grupo contem as amostras mais evoluídas da sequência vulcânica ácida do tipo ATC (Fig. IV.11). Fig. IV.11 – Diagramas AFM Irvine e Baragar (1971). Ambos com a subdivisão dos campos toleíticos e cálcio-alcalinos. Quando projetadas no diagrama R1XR2, as rochas dos subtipos Guarapuava e Tamarana correspondem a dacitos e riodacitos, enquanto as rochas do subtipo Ourinhos situam-se dispersas pelo campo de composição riolítica (Fig. IV.12). Apenas uma amostra do subtipo Ourinhos (KNO-448) se projeta no campo dos dacitos. A mesma amostra desvitrificada referente ao subtipo Tamarana (KNM-141) se encontra próximo do limite com os quartzo-latitos (Fig. IV.12). Série Toleítica Série Cálcio-alcalina 54 Fig. IV.12 – Diagrama R1vs.R2, por De La Roche et al. (1980) das rochas ATC. Capítulo 5 – Petrografia e Química Mineral das rochas Ácidas Tipo Palmas (ATP) e Ácidas Tipo Chapecó (ATC) 5.1 - Petrografia: Aspetos gerais das rochas ácidas ATP e ATC Nas linhas que se seguem apresenta-se uma descrição petrográfica das lâminas delgadas de rochas ATP e ATC, analisadas em microscópio petrográfico binocular do DPM da UNESP de Rio Claro. As rochas ácidas do tipo Chapecó - ATC, são facilmente reconhecidas, macroscopicamente, daquelas do tipo Palmas - ATP. Enquanto as primeiras apresentam texturas porfiríticas as do tipo Palmas são majoritariamente afíricas, e normalmente apresentam textura do tipo “sal e pimenta” (Fig.V.1). Fig. V.1 – Fotografias de amostra de mão das rochas ácidas da PMP. A amostra da esquerda corresponde às rochas do tipo ATC, com textura porfirítica. A amostra da direita corresponde ao dacito “sal e pimenta” do tipo ATP. As análises petrográficas, mostram que as rochas do tipo Palmas apresentam paragênese mineral anidra constituída por plagioclásio (5-15%), augita (3-8%), pigeonita (2-8%), ortopiroxênio (1-3%) e de Ti-magnetita (até 5%). A matriz é constituída por quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio, piroxênio e ti- magnetita (Anexo 1). As rochas do tipo ATC consistem em plagioclásio (15-20%), augita (5- 10%), pigeonita (2-5%), e de Ti-magnetita (5%). A matriz é constituída essencialmente pelos mesmos minerais e ainda ilmenita (Anexo 1). Em ambos os grupos, os minerais opacos ocorrem geralmente manteados por outros cristais anédricos a subédricos de piroxênio, e as imagens de MEV permitiram também o reconhecimento de cristais subédricos de apatita associados a estes minerais. A apatita é mineral acessório primário que chega a constituir até 3% do volume total da rocha (Anexo 1). Quando em microfenocristais são euedrais, prismáticos ou aciculares. Na matriz ocorrem como cristais anédricos, granulares. Em ambos os grupos de rochas ATP e ATC, cristais de quartzo e feldspato alcalino apresentam frequentemente intercrescimento micrográfico (textura granofírica), a matriz é vítrea ou microcristalina e muitas amostras apresentam diferentes graus de desvitrificação (Fig. V.2 A-F), por vezes, com textura esferulítica (Fig. V.3 A, B). A maioria das amostras estudadas apresenta vidro (>80%) na constituição da matriz, porém são as rochas ATP que apresentam maiores porcentagens de matriz (>95%) e também de vidro (>90%) em comparação com as ATC (Anexo 1). Fig. V.2 – Fotomicrografias mostrando diferentes graus de desvitrificação (N+): A) Dacito com matriz desvitrificada (cristalina) com intercrescimento de quartzo e feldspato-K – microgranofírica; B) Riólito com textura granofírica; C) e D) aspectos da textura granofírica, vermicular e radial; E) Cristais de plagioclásio (Plag) com cauda de andorinha em matriz desvitrificada, F) Textura granofírica. B A Vermicular C Radial D Plag E F Fig. V.3 – Fotomicrografias com feições de desvitrificação, do tipo esferulitos, observadas em todos os tipos de rochas ácidas da PMP. A morfologia dos esferulitos varia em função da temperatura à qual se originam (Lofgren, 1968). A) Esferulito aberto, com ausência de quartzo entre as fibras de feldspato alcalino (Fds-K) (Anita Garibaldi - ATP); B) Esferulito circular em intercrescimento com a matriz (Caxias do Sul – ATP). Observam-se fendas perlíticas e microfenocristais de plagioclásio (Plag) com sinais de resfriamento rápido (cauda-de-andorinha). N //; Ambas as formas são de temperaturas elevadas (mais detalhes ver Lofgren, 1968). 5.1.1 - Texturas É difícil traçar uma distinção nítida entre os termos estrutura e textura. Em geral, contudo, o termo estrutura refere-se aos aspectos de grande escala reconhecíveis no campo, tais como disposição em camadas, a lineação, as diaclases e a vesiculação. Por outro lado, a palavra textura refere-se ao grau de cristalização, ao tamanho do grânulo ou granulação, e às relações geométricas entre os constituintes de uma rocha. Estes aspetos texturais lançam muita luz sobre as condições sob as quais as rochas ígneas se consolidaram a partir de seus magmas originais, pois são controladas pela taxa de resfriamento e pela ordem de cristalização, que, por sua vez, dependem da temperatura inicial, da composição, do conteúdo em gás, da viscosidade do magma e da pressão sob a qual ele solidifica. Como as rochas ATP diferem, e muito, nestes aspetos texturais e estruturais das rochas ATC, então espera-se diferentes condições de cristalização entre elas. Nas amostras estudadas podemos classificar as texturas das rochas consoante os seguintes termos: porfiríticas, vitrofíricas (quando os fenocristais jazem em uma matriz de vidro) e glomeroporfiríticas (quando os fenocristais Fendas perlíticas Esferulito Plag B Fds-K A Esferulito estão reunidos em grupos distintos), ou ainda afíricas (na ausência de fenocristais). As referidas texturas implicam duas fases distintas no que diz respeito às taxas de arrefecimento experimentadas pelos magmas. A geração fenocristalina ter-se-ia formado durante a fase de arrefecimento mais lento, provavelmente em condições intratelúricas. Já a matriz, constituída por vidro e cristais menos desenvolvidos, ter-se-á formado na fase de cristalização mais rápida e tardia, contemporânea da extrusão em ambiente aéreo. As texturas afíricas e microporfiríticas proliferam nas rochas do tipo Palmas (Fig.V.4 A), enquanto nas do tipo Chapecó são mais comuns texturas porfiríticas a glomeroporfiríticas (Fig.V.4 B, C). Fig. V.4 – Fotomicrografias das rochas ácidas da PMP: A) Textura microporfirítica, com microfenocristais de plagioclásio, piroxênio e Ti-mag em matriz vítrea (ATP) N//; B) Textura porfirítica com fenocristais de plagioclásio, piroxênio e Ti-mag (ATC) N//; C) Glomerocristal no seio de matriz desvitrificada (ATC) N+. Px Px Px Plag C A Px Plag Ti-mag B 5.1.2 - Granulometria A dimensão dos cristais também difere entre os dois grupos de rochas ácidas da PMP. O tamanho dos cristais é muito superior nas rochas ATC comparativamente às ATP, sendo que no primeiro grupo, os fenocristais podem apresentar dimensões de até 9,0 mm, porém, nas rochas do tipo ATC, raramente atingem os 3,0 mm. 5.1.3 – Moda Em termos modais, as rochas do tipo Palmas contêm poucos cristais intratelúricos, perfazendo cerca de 5% de fenocristais, enquanto as rochas do tipo Chapecó podem chegar a cerca de 15% de volume de feno e microfenocristais. As análises modais, como foi referido no Capítulo 2, foram realizadas por mapeamento químico pela microssonda eletrônica e foram muitos úteis para a caracterização destas rochas. Os resultados das rochas ATP e ATC estão tabelados nas Fig. V.5 e Fig. V.6, respectivamente. As tabelas com os resultados das amostras individuais de cada subgrupo de rochas ATP e ATC estão listados no Anexo 1. Moda de cristais intratelúricos (%) Plagioclásio Ortopiroxênio Pigeonita Augita Ti-Magnetita Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Caxias do Sul (n =8) 0.9 2.9 2.0 0.3 1.3 0.7 <0.1 0.1 <0.1 <0.1 0.3 0.1 0.1 0.3 0.2 Jacuí (n =3) 1.8 2.0 1.9 0.0 0.0 0.0 0.1 0.5 0.3 0.5 0.9 0.5 <0.1 0.1 0.1 Santa Maria (n =2) 0.8 1.2 1.0 0.0 0.0 0.0 0.2 0.5 0.4 0.0 0.1 <0.1 0.2 0.3 0.2 Moda de cristais da matriz (%) Plagioclásio Augita + Pigeonita Ti-Magnetita Apatita Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Caxias do Sul (n =8) 0.5 10.0 6.4 0.3 4.8 1.7 0.5 2.6 1.2 <0.5 <0.5 <0.5 Jacuí (n =3) 3.0 13.4 8.6 2.0 4.6 3.7 1.1 2.8 1.7 <0.5 <0.5 <0.5 Santa Maria (n =2) 2.1 5.6 3.9 2.3 3.2 2.8 0.8 0.9 0.9 <0.5 <0.5 <0.5 Fig. V.5 – Tabelas com resultados das análises modais realizadas através da nova metodologia, utilizando mapeamento químico pela microssonda eletrônica das rochas ATP. As rochas dos subgrupos Anita Garibaldi e Clevelândia são afíricas (<2% de cristais) e por isso, não constam nas tabelas (Ver Anexo 1). Moda de cristais intratelúricos (%) Plagioclásio Pigeonita Augita Ti-Magnetita Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Guarapuava (n =5) 4.0 7.8 6.1 <0.1 0.1 <0.1 1.1 3.7 2.8 0.5 1.2 1.0 Tamarana (n =2) 5.1 6.0 5.6 <0.1 0.6 0.3 1.1 2.5 1.8 <0.1 0.5 0.3 Ourinhos (n =2) 3.1 4.3 4.0 <0.1 0.1 <0.1 0.8 0.9 0.9 0.5 0.5 0.5 Moda de cristais da matriz(%) Plagioclásio Augita+Pigeonita Ti-Magnetita Apatita Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Min Máx Méd Guarapuava (n =5) 0.5 5.1 2.8 0.2 3.4 1.0 0.2 2.6 0.9 <0.5 <0.5 <0.5 Tamarana (n =2) 2.1 8.7 5.4 1.5 4.6 3.1 1.2 2.0 1.6 <0.5 <0.5 <0.5 Ourinhos (n =2) 0.5 6.2 3.4 0.5 2.0 1.3 0.8 1.0 0.9 <0.5 <0.5 <0.5 Fig. V.6 – Tabelas com resultados das análises modais realizadas através da nova metodologia, utilizando mapeamento químico pela microssonda eletrônica das rochas ATC (ver Anexo 1). 5.1.4 – Outras feições importantes Os gases em expansão nas lavas e em outras rochas vulcânicas formam muitas vezes cavidades ou vesículas. Nas rochas ATP e ATC, usualmente, estas vesículas são esféricas ou ovoides (com diâmetro de até 4,5 mm), ou tem contornos arqueados, mas muitas são extremamente irregulares. Elas podem ser preenchidas subsequentemente com minerais deutéricos ou secundários, tais como a opala, a calcedónia, a clorita, e as zeólitas, formando amígdalas (Fig. V.7 B). Feições de fluxo magmático também são evidentes, comumente representadas por linhas curvas de micrólitos e pela alteração das camadas vítreas e finamente cristalinas, mas também pelo estiramento das vesículas e amígdalas (Fig. V.7 A, C). Fig. V.7 – Fotomicrografias de feições de fluxo nas rochas ácidas do tipo Palmas e Chapecó. A) Fluxo magmático em camadas (N//); B) Amígdala preenchida por material secundário em formato de gota, estirada devido aos movimentos de fluxo magmático (N+); C) Orientação de micrólitos e de fenocristais prismáticos de plagioclásio – textura fluidal (N//). 5.2 - Química Mineral: Aspectos Gerais das rochas ácidas ATP e ATC A determinação das composições químicas das principais fases minerais presentes nas rochas de natureza ácida, neste caso piroxênios, plagioclásios e magnetitas, no conjunto de 30 amostras, foi realizada pela Microssonda Eletrônica instalada no DPM da UNESP – Rio Claro. Resultados com somatório das concentrações de elementos maiores e menores inferiores a 99% foram descartados. Foram analisados núcleo e borda de fenocristais, bem como de minerais presentes na matriz, cujos resultados mais representativos estão listados nas tabelas das Fig. V.8, V.9 e no Anexo 3. A B Plag C 5.2.1 – Plagioclásio Os grupos de Palmas (ATP) e de Chapecó (ATC) mostram diferentes composições no teor médio de anortita nos fenocristais de plagioclásio, com pouca sobreposição entre os dois grupos (ATP ≈ 50% An, 45% Ab; ATC ≈ 40% An, 55% Ab), como pode ser observado por meio dos diagramas representados na Fig. V.10 A e B, respectivamente. Os resultados indicam que fenocristais, microfenocristais e matriz das rochas ácidas do tipo ATC são mais empobrecidos na molécula anortítica em comparação com os do tipo ATP, já que apresentam menores porcentagens da molécula An e maiores na molécula Ab (Anexo 3). Estes resultados parecem sugerir, tal como fez Garland et al. (1995), que os plagioclásios das rochas do tipo ATP são mais primitivos, enquanto das ácidas ATC são mais evoluídos. Os fenocristais de plagioclásio nas rochas ATP e ATC apresentam todos os tipos de zoneamento composicional: normal, inverso e oscilatório. Nos riolitos e dacitos do tipo Palmas, ambas as populações de feno e microfenocristais são bastante mais homogêneas (Garland et al., 1995), quando comparados às rochas de Chapecó, que, em geral, apresentam zoneamentos oscilatórios, mais complexos e irregulares. Anita Garibaldi Caxias do Sul Jacuí Santa Maria Clevelândia Plagioclásio Fenocristal AnMin-Max - An47-68 An49-61 An48-58 - AnMéd - An59 An55 An56 - Microfenocristal AnMin-Max An2-57 An45-74 An42-60 An50-65 An16-57 AnMéd An47 An58 An55 An56 An51 Matriz AnMin-Max An1-48 An25-56 An27-51 An38-54 An37-53 AnMéd An31 An49 An47 An50 An48 Ortopiroxênio Fenocristal EnMin-MaxWoMinMax - En57-63Wo3-4 - - - EnMédWoMéd - En63Wo4 - - - Microfenocristal EnMin-MaxWoMinMax - En57-66Wo3-4 - - - EnMédWoMéd - En63Wo4 - - - Matriz EnMin-MaxWoMinMax - - - - - EnMédWoMéd - - - - - Pigeonita Fenocristal EnMin-MaxWoMinMax - En44-48Wo8-10 En56Wo9 - - EnMédWoMéd - En46Wo9 En56Wo9 - - Microfenocristal EnMin-MaxWoMinMax En47-49Wo8-9 En45-48Wo6-8 En49-57Wo8-9 En35-47Wo5-10 En43-49Wo7-9 EnMédWoMéd En48Wo9 En47Wo7 En55Wo9 En41Wo7 En46Wo8 Matriz EnMin-MaxWoMinMax En47-52Wo8-10 En37-55Wo8-11 En41-43Wo9-10 En35-48Wo5-10 - EnMédWoMéd En48Wo9 En46Wo9 En42Wo10 En41Wo7 - Augita Fenocristal EnMin-MaxWoMinMax En41-42Wo36-39 En41-43Wo36-39 En38-42Wo35-37 - - EnMédWoMéd En41Wo38 En42Wo37 En41Wo37 - - Microfenocristal EnMin-MaxWoMinMax En38-43Wo35-39 En41-43Wo35-38 En38-41Wo36-38 - En28-32Wo32-35 EnMédWoMéd En41Wo39 En42Wo37 En41Wo37 - En30Wo33 Matriz EnMin-MaxWoMinMax En33-41Wo35-39 En36-43Wo33-37 En33-40Wo30-38 - - EnMédWoMéd En38Wo37 En40Wo36 En38Wo36 - - Ti-magnetita Fenocristal UlvMin-Max Ulv41-39 Ulv29-78 Ulv44-83 Ulv40-59 Ulv47-74 UlvMéd Ulv53 Ulv47 Ulv59 Ulv49 Ulv53 Fig. V.8 – Tabela com a composição química média e respectiva variação, máxima e mínima, dos principais constituintes mineralógicos das rochas ATP (ver Anexo 3). Guarapuava Tamarana Ourinhos Plagioclásio Fenocristal AnMin-Max An36-51 An19-44 An32-47 AnMéd An41 An41 An41 Microfenocristal AnMin-Max An35-46 An40-50 An35-46 AnMéd An40 An44 An41 Matriz AnMin-Max An24-34 An23-44 An37-51 AnMéd An29 An34 An47 Pigeonita Fenocristal EnMin-MaxWoMinMax En45-49Wo10 - En48-49Wo9-10 EnMédWoMéd En47Wo10 - En48Wo10 Microfenocristal EnMin-MaxWoMinMax En45-49Wo9-10 - En41-49Wo9-10 EnMédWoMéd En47Wo10 - En47Wo10 Matriz EnMin-MaxWoMinMax - - - EnMédWoMéd - - - Augita Fenocristal EnMin-MaxWoMinMax En35-39Wo31-37 En35-42Wo34-41 En37-39Wo34-36 EnMédWoMéd En37Wo36 En38Wo37 En38Wo35 Microfenocristal EnMin-MaxWoMinMax En35-39Wo33-37 En35-42Wo35-41 En37-39Wo34-36 EnMédWoMéd En37Wo36 En38Wo37 En38Wo35 Matriz EnMin-MaxWoMinMax En36Wo37 - En38-41Wo36-40 EnMédWoMéd En36Wo37 - En39Wo37 Ti-magnetita Fenocristal UlvMin-MaxIlmMin-Max Ulv37-96Ilm74-98 Ulv62-96Ilm33-97 Ulv4-33Ilm12-99 UlvMédIlmMéd Ulv68Ilm85 Ulv70Ilm81 Ulv20Ilm45 Fig. V.9 – Tabela com as composições químicas, médias e de variação, das principais fases minerais das rochas ATC (ver Anexo 3). Fig. V.10 - A) e B) Histograma de frequências das concentrações de anortita nos plagioclásios das rochas vulcânicas do tipo Chapecó e Palmas, respectivamente. Como se pode observar, os cristais de plagioclásio pertencentes ao grupo Palmas apresentam, em geral e em todo o tipo de grãos, maior conteúdo em anortita. n = 290 B n = 692 A As análises químicas dos plagioclásios foram projetadas em diagramas binários, tendo o componente An (anortita) na abcissa e SiO2, Fe2O3 e K2O na ordenada (Fig. V.11). A sílica e K2O apresentam trends lineares bem definidos com correlações positivas com a evolução magmática, já o Fe2O3 mostra dispersão moderada e correlação negativa. Elementos maiores tais como Fe e K são bastante sensíveis à variação na composição do líquido (Schiffman & Lofgren, 1981) e desta forma, em altas taxas de resfriamento, estes elementos concentrados na interface cristal/líquido, são incorporados na estrutura cristalina do plagioclásio devido ao alto crescimento e baixa difusão associados ao arrefecimento brusco. Esta observação está de acordo com o aumento de K2O nas bordas dos cristais conforme pode ser observado na Fig. V.11. O decréscimo de Fe2O3 sugere que este elemento não foi incorporado na estrutura do plagioclásio. Fig. V.11 – Diagramas de variação para: A) SiO2, B) K2O e C) Fe2O3 dos plagioclásios das rochas ATP e ATC tendo o componente An (anortita) como índice de diferenciação. Todos os elementos analisados denotam uma boa correlação com este componente. A B C 5.2.2 – Piroxênio Ao invés do que se passa com os cristais de plagioclásio, os cristais de piroxênio em ambos os grupos de rochas ATP e ATC não apresentam grandes variações composicionais. Porém, estes cristais se revelaram muito importantes para a compreensão da sequência de cristalização das rochas ácidas da PMP. Em razão disso, é evidente o caráter mais primitivo dos piroxênios do grupo de rochas ATP, que apresentam maiores teores em MgO e #mg, representadas na mineralogia por pigeonita e em alguns casos, ortopiroxênio (Fig. V.12), enquanto as rochas ATC, apresentam augita e pigeonita e ausência de ortopiroxênio. %MgO #mg Mín Máx Mín Máx ATP 9.08 23.96 0.29 0.66 ATC 11.95 17.42 0.35 0.49 Fig. V.12 – Tabela com valores máximos e mínimos de MgO e #mg dos piroxênios das rochas ATP e ATC. O zoneamento composicional dos piroxênios é comum, com muitos cristais exibindo aumento de FeO e decréscimo do conteúdo de MgO do núcleo para as bordas, e por sua vez, aumentando a razão Fe/Mg. Quando projetados em diagramas binários MgO vs. CaO verifica-se pouca variação composicional entre os clinopiroxênios investigados. Nos cristais de augita existe uma correlação negativa bem definida entre estes elementos, enquanto para a pigeonita existem dois grupos com conteúdos em MgO diferentes, um grupo constituídos por cristais de pigeonita do subtipo Jacuí (CaO ≥18%) e um outro grupo, que engloba os cristais de pigeonita de todas as rochas ATC e das restantes ATP (com CaO < 16%) (Fig.V.13). Entretanto, nos mesmos diagramas constata-se a presença de uma população de Ca bem definida nos cristais de augita (CaO≈17-19%), enquanto nos cristais de pigeonita observa-se uma variação significativa de Ca, com conteúdos entre 2,5 a 5,5% CaO (Fig.V.13). A população de pigeonita pobre em CaO predomina nas bordas de fenocristais/microfenocristais e em cristais da matriz. Verificou-se apenas uma amostra representativa do núcleo de fenocristal de pigeonita inserida no grupo pobre em CaO. Na Fig. V.13 tem-se a projeção de MgO vs CaO dos cristais de pigeonita e augita onde se verifica um “trend” linear com correlação negativa, indicando decréscimo destes elementos com a evolução da diferenciação, isto é, do núcleo para a matriz. Fig. V.13– Diagrama de variação MgO vs. CaO para a matriz, borda e núcleo dos feno e microfenocristais de A) augita e B) pigeonita. Jacuí 5.2.3 – Óxidos Fe-Ti Os óxidos de Fe e Ti, particularmente, que ocorrem nas ácidas Chapecó apresentam conteúdos maiores de TiO2 em relação aos que ocorrem nas do tipo Palmas. Em média, as magnetitas das rochas ATP apresentam 23% de TiO2 enquanto nas ATC, as Ti-magnetitas apresentam, em média 16% TiO2. As composições dos óxidos de Fe-Ti refletem o enriquecimento em TiO2 que, em geral, as rochas ATC apresentam (Garland et al., 1995). Com as imagens de MEV, foi possível observar outra característica importante, no que se refere ao conteúdo de óxidos, é que nas rochas pertencentes ao grupo ATC coexistem magnetita e ilmenita, estando esta última exsolvida em lamelas dentro da magnetita, enquanto que nas rochas ATP não há ocorrência de ilmenita, ocorrendo apenas magnetita (Fig. V.14). Fig. V.14 – Imagem de MEV com ilmenita (Ilm) exsolvida em lamela dentro da magnetita (Mag) em amostra de rocha ATC. FeO = 42,78% Ilm TiO2 = 55,91% Mag FeO = 76,58% TiO2 = 21,55% 5.3 – Rochas Ácidas Tipo Palmas – ATP 5.3.1 – Petrografia e Química Mineral: Aspetos Gerais As análises petrográficas, mostram que as rochas ácidas do tipo Palmas são holovítreas, com conteúdo de material vítreo superior a 90% e possuem geralmente texturas afíricas a fracamente porfiríticas (com conteúdo de fenocristais inferior a 5%) (Fig. V.5). Os fenocristais e/ou microfenocristais são de plagioclásio (An68-46Ab27-49), augita (En28-43Wo39-32), pigeonita (En43-57Wo10-6), ortopiroxênio (En57-66Wo4-3) e de ti-magnetita (ulvoespinélio de = 29 a 83 %). A matriz é constituída de quartzo, feldspato alcalino (Or75-52), plagioclásio (An56-24), piroxênio, ti-magnetita (ulvoespinélio = 62%) e de ilmenita (Fig.V.8). Os dois primeiros apresentam frequentemente intercrescimento micrográfico, denotando localmente textura granofírica às rochas. 5.3.1.1 – Texturas É possível distinguir petrograficamente dois subgrupos de rochas ATP: as do tipo Jacuí, Caxias do Sul e Santa Maria são, em geral, microporfiríticas a microglomeroporfiríticas, enquanto aquelas dos subgrupos Anita Garibaldi e Clevelândia são, na sua maioria, afíricas. Os tipos ricos em vidro são muito comuns. Na verdade, a textura vitrofírica é a mais comum destas rochas siliciosas (Fig. V.15 A). Pitchstones e perlitos são exclusivos das rochas ácidas Palmas (Fig. V.15 B, C). Fig. V.15 – A) Fotomicrografia de textura vítrea N//; B) Fotomicrografia com fendas perlíticas rodeando cristal de Ti-magnetita (Ti-mag) N//; C) Amostra de mão de pitchstone/obsidiana. 5.3.1.2 – Granulação No que se refere à granulação das amostras esta também se revela bastante variável dentro do grupo de rochas ácidas do tipo Palmas, podendo os cristais variar entre 0,2 a 4,5 mm de diâmetro. Nas rochas pertencentes ao subtipo Jacuí, os cristais de maior dimensão atingem 1,1 mm e em média 0,4 mm e em Santa Maria, os cristais possuem em média 0,5 mm, podendo alguns cristais de maior dimensão atingir 1,5 mm (Fig. V.16). No entanto, são as rochas pertencentes ao subtipo Caxias do Sul que apresentam os cristais de maior dimensão e com grande dispersão de valores (Fig. V.16). A B C Fig. V.16 – Histograma da dimensão dos cristais das rochas ATP. Como se observa pelo histograma, os valores médios entre os cristais de maiores dimensões não difere muitos entre os vários subtipos das rochas Palmas, exceto no subgrupo Caxias do Sul que ocorrem os cristais de maiores dimensão. 5.3.1.3 – Moda Esta subdivisão pode estender-se até à percentagem modal (Fig. V.17). O primeiro grupo constituído pelas rochas dos subtipos Caxias do Sul, Jacuí e Santa Maria, com até 5% de cristais intratelúricos (feno e microfenocristais) e um segundo grupo, constituído pelos subtipos Anita Garibaldi e Clevelândia, com no máximo 2% de cristais intratelúricos, sendo essencialmente afíricos. As análises modais foram realizadas por mapeamento químico e os valores estão resumidos na Fig. V.5 e listados em tabelas no Anexo 1. As análises modais mostram que as amostras de dacitos Caxias do Sul são holovítreas, com conteúdo de material vítreo superior a 90% (com conteúdo de fenocristais até 4,8%) enquanto os riolitos Santa Maria apresentam conteúdo de fenocristais até 2,1%, ficando as amostras de Jacuí com valores intermediários (Fig. V.17). Nas rochas ATP o conteúdo de cristais/micrólitos na matriz é bastante variável, podendo chegar até 10% do volume total da rocha. Mas é no subgrupo Caxias do Sul onde se observa a maior quantidade de micrólitos e/ou cristais na matriz. Fig. V.17 – Histograma representativo de cristais intratelúricos (feno e microfenocristais) das rochas ácidas do tipo Palmas. Em média, as rochas do tipo Jacuí e Caxias do Sul apresentam maior conteúdo em cristais. Os subtipos Anita Garibaldi e Clevelândia por serem afíricos, não constam no gráfico. 5.3.2 – Petrografia e Química Mineral: Estudo Detalhado 5.3.2.1 - Plagioclásio O plagioclásio representa a fase mineral mais abundante das rochas ATP, perfazendo aproximadamente 10-15% da composição modal das rochas analisadas (Fig. V.5). Os fenocristais e microfenocristais são prismáticos, subédricos a euédricos, submilimétricos a milimétricos (0,2 a 4,5 mm) (Fig.V.18 A, F). Na matriz o plagioclásio ocorre como cristais ripiformes subédricos a euédricos, submilimétricos, em esferulitos e em intercrescimento granofírico (Fig.V.18 B, E). Em geral, os feno e microfenocristais de plagioclásio apresentam-se alterados, com fraturas, bordas corroídas, texturas de embaiamento, e denotam também sinais de resfriamento rápido nos cristais da matriz, onde se encontram com suas terminações basais em “cauda de andorinha” e interiores ocos (Fig. V.18). Fig. V.18 – Fotomicrografias com: A) Feno e microfenocristais de plagioclásio (Plag) imersos em matriz vítrea. N//; B) Fenocristal de plagioclásio com estruturas de embaiamento pela matriz (assinaladas com círculo). N//; C) e D) Microfenocristal de plagioclásio (Plag) com embaiamento e borda corroída ao lado de um cristal de pigeonita (Pig) bastante alterado, em matriz vítrea com cristais de plagioclásio com “cauda de andorinha” e clinopiroxênio (augita + pigeonita) granular; E) Textura do tipo “cauda de andorinha” observado em cristais de plagioclásio da matriz. N//; F) Cristais de plagioclásio (Plag) da matriz com interiores ocos. N+. Adicionalmente, outra feição que merece seu devido destaque são os fenocristais de plagioclásio com textura tipo peneira (sieve texture), desenvolvidos por um intenso processo de reabsorção, como pode ser observado na Fig. V.19. Tais feições apenas são reconhecidas em amostras do subtipo Caxias do Sul. Estes cristais são raros e análises de microssonda foram Plag Plag Plag Plag Plag Pig realizadas com pouco sucesso devido á mistura dos cristais com a matriz vítrea e/ou desvitrificada. Fig. V.19 – Fotomicrografias com: A e B) Fenocristais de plagioclásio com textura em peneira (sieve texture), em associação com cristais de piroxênio, envolta em matriz desvitrificada. A) N//; B) N+. Ambas as populações de feno e microfenocristais de plagioclásio são caracterizadas pelo zoneamento composicional, mais ou menos intenso, nas rochas do tipo Palmas (ATP). Exibem todos os tipos de zoneamentos, sendo o normal o mais observado (Fig. V.20). Quando comparados núcleos e bordas dos feno e microfenocristais de plagioclásio das rochas pertencentes a Caxias do Sul, constata-se um decréscimo médio de An na ordem de 2% dos núcleos para as bordas dos cristais (zoneamento normal) (Fig. V.21). Nas rochas do subtipo Jacuí os plagioclásios variam de labradorita a andesina (An61Ab37Or2 a An42Ab55Or3), com média aproximada de 55% na componente anortita. Na matriz, apresentam composição entre An41 e An27 (Fig. V.21). As rochas pertencentes ao subtipo Santa Maria apresentam conteúdos elevados de anortita (média 56%) e relativamente baixos de albita (média 39%), oscilando de bytownita, em núcleos de alguns fenocristais, a andesina (Fig. V.21). Os zoneamentos composicionais observados nos cristais de plagioclásio apresentam caráter tanto normal, quanto inverso, sendo o último francamente predominante. No caso dos zoneamentos de padrão normal, os teores de An variam de 48% a 58% nos núcleos dos cristais e de 51% a 57% nas bordas. Já no caso dos zoneamentos de padrão inverso - caso dos microfenocristais, os teores de An variam de 51% a 53% nos núcleos e de 57% a 65% nas bordas (Fig. V.21). É possível observar que, no caso dos padrões inversos, o contato A B entre as zonas apresenta um caráter irregular, evidenciando um sistema em desequilíbrio. Fig. V.20 – Variação de An (anortita) nos feno e microfenocristais de plagioclásios de várias amostras das rochas ATP. Os pontos N, I e B são locais de análise por microssonda eletrônica e representam núcleo, zona intermediária e borda do mineral, respectivamente. Fig. V.21 – Diagramas de classificação dos plagioclásios das rochas ácidas do tipo Palmas (ATP), segundo Deer (1983). Em todas as rochas ATP estudadas, o componente Or (ortoclásio) é sempre inferior a 5%. Feldspatos alcalinos são raros (exceto na matriz – textura granofírica) e descritos somente nos grupos afíricos de Anita Garibaldi e Clevelândia (Fig. V.22), cuja composição situa-se no campo da sanidina. Fig. V.22 – Fotomicrografias de: A) e B) Microfenocristais prismáticos de plagioclásio e granulares de clinopiroxênio imersos em matriz vítrea com baixo grau de desvitrificação em amostra de dacito do subtipo Anita Garibaldi. N//; N+. 5.3.2.2 – Piroxênio Os cristais de piroxênio perfazem até 5% da composição modal das rochas do tipo Palmas (ATP) e em geral, quando comparados aos fenocristais de plagioclásio, são menores e menos abundantes (Fig. V.5). Porém, existem diferenças significativas na associação mineralógica dos piroxênios presente nos diferentes subtipos destas rochas. No grupo Caxias do Sul é possível identificar três tipos de piroxênio, os pobres em Ca (ortopiroxênio e pigeonita) e os ricos em cálcio (augita). Os cristais de ortopiroxênio ocorrem como feno e microfenocristais, perfazendo até 3%, da composição modal das rochas (Fig. V.5), e são prismáticos, normalmente anédricos a subédricos, subarredondados, submilimétricos a milimétricos (0,1 a 3,5 mm) (Fig. V.23 A-D). A B Fig. V.23 – Fotomicrografias A) e B) Glomerocristal de plagioclásio e ortopiroxênio (Opx), além de microfenocristais e micrólitos de plagioclásio e clinoprioxênio dispersos pela matriz vítrea. N//; N+; C) e D) Fenocristal prismático de ortopiroxênio com inclusões de microfenocristais de plagioclásio (textura subofítica). N//; N+. Porém, existem diferenças composicionais e texturais no que diz respeito aos cristais de ortopiroxênio nos extensos derrames dacíticos de Caxias do Sul. Na parte oeste dos derrames (perfil LS) (Fig. III.5), o ortopiroxênio apresenta-se em relativa boas condições, ocorre como feno ou microfenocristal, em associação com cristais de plagioclásio e Ti-magnetita, sem apresentar zoneamento, nem sinais de desequilíbrio (Fig. V.24). Os cristais apresentam razão Fe/Mg (≈1), com valores de FeO (≈20%) e MgO (≈22%) muito semelhantes. É ainda possível indicar que os cristais de ortopiroxênio da parte W apresentam conteúdos de CaO superiores a 2% (Anexo 3). Os (raros) microfenocristais de pigeonita, quando presentes, apresentam núcleos mais magnesianos e bordas com altos teores em Fe, quando comprados aos cristais de pigeonita da matriz. A B C D Fig. V.24 – Fotomicrografias A) e B) Cristal de ortopiroxênio em associação com microfenocristal de plagioclásio. N//; N+ C) Imagem de MEV de ortopiroxênio bem preservado, amostras pertencentes à região oeste dos derrames de Caxias do Sul. Na porção leste dos derrames (perfis RA e TA, onde se inserem as amostras PEV e MA) (Fig. III.5), o ortopiroxênio está em elevado estado de alteração e ocorre quase sempre muito oxidado, sendo possível observar, localmente alteração de coloração esverdeada, talvez alterando para clorita (Fig. V.25 A, B). Muitos deles também apresentam textura corona e estão bastante fraturados (Fig. V.25 C, D), imprimindo a alguns cristais estruturas de embaiamento (Fig. V.25 E, F). Os fenocristais de ortopiroxênio estão quase sempre bordejados ou envoltos por cristais de pigeonita (Fig. V.26). Ao contrário do que se passa nos derrames da porção oeste, o ortopiroxênio não ocorre isolado na fase fenocristalina sendo acompanhado por feno e microfenocristais de augita, com baixa razão Fe/Mg (≈1). Neste caso, os cristais de ortopiroxênio apresentam teores de cálcio inferiores a 2%. É ainda possível indicar que os C B A cristais de piroxênio da porção leste ocorrem envolvendo os demais cristais, imprimindo, pontualmente, textura subofítica às rochas. Fig. V.25 – Fotomicrografias de: A) e B) Microfenocristal de ortopiroxênio com alteração de cor esverdeada. N//; C) e D) Microfenocristal de ortopiroxênio com textura corona (pigeonita nas bordas). N// N+; E) Textura de embaiamento denotando o desiquilíbrio do ortopiroxênio com o líquido magmático que gerou a matriz. N//; F) Imagem de MEV mostrando a mesma feição. Fig. V.26 – Mapa de Mg da amostra MA-11B (amostra da porção leste dos derrames Caxias do Sul) realizado por microssonda eletrônica, onde se observa fenocristais de ortopiroxênio (núcleos dos cristais – azul) envoltos por pigeonita (mantos de cor verde). Como é observado no diagrama Ca-Mg-Fe (Fig. V.27), nas rochas de Caxias do Sul, a composição dos feno e microfenocristais de piroxênio pobres em Ca são ortopiroxênio, com composição variando entre En57-66Wo4-3 (En63Wo4Fs33, em média), e os raros cristais de pigeonita, com sua composição variando entre En44-48Wo6-10 (En47Wo8Fs45, em média), enquanto que os cristais de piroxênio ricos em Ca são da composição da augita, variando entre En41- 43Wo35-39 (En42Wo37Fs21, em média). Os piroxênios presentes na matriz são pigeonita e augita com razão Fe/Mg variável (1,5 e 3, respectivamente) não diferindo muito entre as porções leste e oeste dos pacotes vulcânicos de Caxias do Sul. Na matriz, as pigeonitas apresentam variação entre En37-55Wo8-11 e as augitas entre En36-43Wo33-37. Nas rochas dos subtipos Jacuí e Santa Maria, os cristais de ortopiroxênio estão ausentes da associação mineralógica, e os cristais de augita e pigeonita ocorrem como feno e microfenocristais, não estando mais apenas associados à matriz como no caso das rochas do subtipo Caxias do Sul (Fig. V.28 A, B). Os fenocristais de augita ocorrem isolados ou como inclusões, que variam de tamanho, dentro de cristais de pigeonita e nas margens de alguns destes fenocristais (Fig. V.28 C, D). De modo geral, tem composição química entre En38-42Wo35-38 (Fig. V. 27). Fig. V.27 – Diagramas de classificação dos piroxênios das rochas ácidas do tipo Palmas (ATP), segundo Morimoto (1990). Os feno e microfenocristais de augita, assim como os que rodeiam os cristais de pigeonita tem baixa razão Fe/Mg (≈1) e conteúdo em FeO (≈15%) e MgO (≈12%) mais baixos, enquanto que os da matriz apresentam conteúdos elevados em FeO (≈23%) e baixos de MgO (≈9%), aumentando esta razão (≈3). Os feno e microfenocristais de pigeonita tem razão Fe/Mg (≈1,5) mais elevada e conteúdo em FeO (≈25%) e MgO (≈18%) maiores que os cristais de augita que os rodeiam. A sua composição varia de En57Wo8 a En49Wo9 (Fig. V. 27). Assembleias minerais de piroxênio que ocorrem nos riolitos de Santa Maria são constituídas majoritariamente por pigeonita e rara augita. Os microfenocristais de pigeonita são encontrados sob a forma de ripas, com 0,6 mm de diâmetro (Fig. V.28 E, F). Composicionalmente, apresentam entre En48Wo5Fs47 e En35Wo10Fs55 (Fig. V.27) e elevada razão Fe/Mg (≈3,5) com elevados valores de FeO (≈39%) e baixos de MgO (≈10%). Os cristais de augita, quando presentes, ocorrem a bordejar cristais de pigeonita. Estes cristais também apresentam elevada razão Fe/Mg (≈4). Na matriz, os cristais de pigeonita apresentam valores de FeO e MgO idênticos aos da geração fenocristalina e apresentam variação entre En48-35Wo10-5 e com média