UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ CENTRO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA ________________________________________________________________ DISSERTAÇÃO DE MESTRADO PETROLOGIA MAGNÉTICA DAS ASSOCIAÇÕES MAGMÁTICAS ARQUEANAS DA REGIÃO DE CANAÃ DOS CARAJÁS - PA Dissertação apresentada por: FERNANDA GISELLE CRUZ DO NASCIMENTO BELÉM 2006 Dados Internacionais de Catalogação-na-Publicação(CIP) Biblioteca Geól. Rdº Montenegro G. de Montalvão Nascimento, Fernanda Giselle Cruz do N244p Petrologia magnética das associações magmáticas arqueanas de Canaã dos Carajás-PA / Fernanda Giselle Cruz do Nascimento; Orientador, Roberto Dall’Agnol. – 2006 ix; 183 f. : il. Dissertação (Mestrado em Geoquímica e Petrologia) – Universidade Federal do Pará, Centro de Geociências, Curso de Pós- Graduação em Geologia e Geoquímica, Belém, 2006. 1. Petrologia magnética. 2. Associações magmáticas. 3. Suscetibilidade magnética. 4. Minerais óxidos de Fe e Ti. 5. Fugacidade de oxigênio. 6. Arqueanas. 7. Canaã dos Carajás-Pa I.Universidade Federal do Pará II. Dall’ Agnol, Roberto, Orient. III. Título. CDD 20º ed.: 552.0098115 A minha mãe Madalena e irmã Michelle por todo Carinho, incentivo e credibilidade dedicados a mim durante minha vida inteira. i AGRADECIMENTOS A autora expressa seu sincero e profundo agradecimento as pessoas e entidades que contribuíram para a realização deste trabalho, em especial: - A Deus; - Aos meus familiares por todo o carinho e apoio ao longo desses anos; - À Universidade Federal do Pará por toda infra-estrutura e ajuda financeira fornecida; - À CAPES pela concessão da bolsa de estudo durante o decorrer desta pesquisa; - Ao PRONEX/CNPq pelo apoio financeiro nas etapas de campo; - Ao professor Roberto Dall’Agnol pela orientação, dedicação, paciência, amizade, pelas oportunidades e pelas broncas que só fizeram com que eu crescesse ao longo da minha vida academica; - Aos geólogos Alan C. B. Gomes, José Erimar Bezerra Soares, pelas discussões, coleta e fornecimento de amostras.dos granitóides estudados. - Ao geólogos Marco Aurélio Benevides Maia Figueiredo, Marcelo Augusto de Oliveira e Davis Carvalho de Oliveira pelos valorosos ensinamentos em termos de Petrologia Magnética; - Ao geólogo Cláudio Nery Lamarão e à aluna Fabriciana Guimarães pela ajuda e incentivo durante o decorrer do trabalho; - Aos colegas do GPPG (Arimatéia, Alex, Gilmara, Maryelle, Samantha, Antônio, Giovana, Joseana, Tayla, Luís, Mike, Kleber, e Régis) pelas discussões e sugestões, bem como pelo companheirismo e momentos de descontração; - Aos colegas de curso que ingressaram comigo na graduação; - Aos grandes amigos: Aderson, Thereza, Marcely, Bruno, Orlando, Creciane, André, Cícero, Wilson; - A todos os amigos que conquistei ao longo do curso; - Ao grupo de professores e funcionários do Centro de Geociências, destacando-se Carlos Alberto, José Esteves, Afonso Quaresma e Walter Pompeu. ii SUMÁRIO DEDICATÓRIA i AGRADECIMENTOS ii LISTA DE ILUSTRAÇÕES v RESUMO 1 ABSTRACT 3 1 - INTRODUÇÃO 5 1.1 - APRESENTAÇÃO E LOCALIZAÇÃO DA ÁREA 5 1.2 - CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 5 1.3 - GEOLOGIA LOCAL 9 1.3.1 - Região de Serra Dourada (Sub-área I) 9 1.3.2 - Região a Leste de Canaã dos Carajás (Sub-área II) 13 1.4 - SÍNTESE DE ESTUDOS PRÉVIOS DE SUSCETIBILIDADE MAGNÉTICA 17 (GRANITÓIDES ARQUEANOS DE CARAJÁS E RIO MARIA) 2 - APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA 21 3 - OBJETIVOS 22 4 - MATERIAIS E MÉTODOS 23 4.1 - PESQUISA BIBLIOGRÁFICA 23 4.2 - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E AMOSTRAGEM 23 4.3 - SUSCETIBILIDADE MAGNÉTICA 23 4.4 - ESTUDOS PETROGRÁFICOS E MINERALÓGICOS 24 4.4.1 - Microscopia de Luz Transmitida 24 4.4.2 - Microscopia de Luz Refletida 25 4.4.3 - Microscopia Eletrônica de Varredura 25 4.5 - INTEGRAÇÃO E INTERPRETAÇÃO DOS DADOS 26 5 - PRINCIPIOS DA PETROLOGIA MAGNÉTICA 27 6 - QUESTÕES METODOLÓGICAS SOBRE AS MEDIDAS DE SUSCETIBILIDADE 32 MAGNÉTICA 7 - APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS 40 7.1 - TONALITO/QUARTZO-DIORITO DA REGIÃO DE SERRA DOURADA 40 7.1.1 - Aspectos Petrográficos 40 7.1.2 - Suscetibilidade Magnética 40 7.1.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 44 7.2 - BIOTITA-GRANITO/LEUCOGRANITO MÉDIO A GROSSO DA REGIÃO DE 50 SERRA DOURADA 7.2.1 - Aspectos Petrográficos 50 7.2.2 - Suscetibilidade Magnética 50 7.2.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 54 7.3 - GRANITO FOLIADO 62 7.3.1 - Aspectos Petrográficos 62 7.3.2 - Suscetibilidade Magnética 62 7.3.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 66 7.4 - GABRO 75 7.4.1 - Aspectos Petrográficos 75 7.4.2 - Suscetibilidade Magnética 75 7.4.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 79 7.5 - TRONDHJEMITO 86 7.5.1 - Aspectos Petrográficos 86 iii 7.5.2 - Suscetibilidade Magnética 86 7.5.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 88 7.6 - GRANITO PLANALTO 92 7.6.1 - Aspectos Petrográficos 92 7.6.2 - Suscetibilidade Magnética 92 7.6.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 97 7.7 - ASSOCIAÇÃO TONALÍTICA - TRONDHJEMÍTICA 104 7.7.1 - Aspectos Petrográficos 104 7.7.2 - Suscetibilidade Magnética 104 7.7.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 106 7.8 - MICROGRANITO/ DACITO PÓRFIRO 112 7.8.1 - Aspectos Petrográficos 112 7.8.2 - Suscetibilidade Magnética 112 7.8.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti 113 8 - INTEGRAÇÃO E DISCUSSÃO DOS DADOS 117 9- COMPARAÇÕES ENTRE COMPORTAMENTO MAGNÉTICO DAS 122 ASSOCIAÇÕES MAGMÁTICAS ESTUDADAS E OS DE ASSOCIAÇÕES MAGMÁTICAS ANÁLOGAS DA AMAZÔNIA ORIENTAL 10 - CONCLUSÕES 134 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 137 ANEXO I - ANÁLISES SEMI-QUANTITATIVAS EDS (MEV) DE MINERAIS DAS 145 ROCHAS ESTUDADAS. iv LISTA DE ILUSTRAÇÕES FIGURAS Figura 1 - Mapa de localização das sub-áreas estudadas. 6 Figura 2 - Mapa Geológico Regional. 8 Figura 3 - Mapa Geológico da sub-área I. 10 Figura 4 - Mapa de Amostragem da sub-área I. 14 Figura 5 - Mapa Geológico da sub-área II. 15 Figura 6 - Mapa de amostragem da sub-área II. 18 Figura 7 - Diagrama Ternário do sistema TiO2-FeO-Fe2O3. 28 Figura 8 - Diagrama Log fO2 - T. 29 Figura 9 - Foto da Sonda Portátil utilizada na obtenção de testemunhos. 34 Figura 10a - Comparação entre os valores de suscetibilidade magnética (SM) 38 obtidos com diferentes sensores em amostras com alta e baixa SM. Figura 10b - Comparação entre os valores de suscetibilidade magnética (SM) 39 obtidos com diferentes sensores em amostras com alta SM. Figura 11 - Histograma, Polígono de freqüência e Gráfico de Probabilidade do 43 Tonalito/Quartzo-Diorito. Figura 12 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 46 retroespalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais subédricos de magnetita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 13 - Fotomicrografia em luz refletida e Imagem de elétrons retro-espalhados 47 obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de magnetita corroídos e fracamente martitizados, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 14 - Fotomicrografia em luz refletida e Imagem de elétrons retro-espalhados 48 obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de ilmenita corroídos e alterados, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 15 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 49 de varredura, mostrando cristais subédricos de pirita e calcopirita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas Figura 16 - Histograma, Polígono de Freqüência e Gráfico de Probabilidade do 53 Biotita-granito/Leucogranito médio a grosso. Figura 17 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida Imagem de elétrons retro- 56 espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de ilmenita associada a ferromagnesianos, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas Figura 18 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 57 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de magnetita associados a ilmenita P, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas Figura 19 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 58 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de ilmenita individual substituída por rutilo e titanita, acompanhados de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 20 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 59 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de magnetita associada ilmenita tipo Cext, T e P, acompanhadas de espectros EDS das v principais fases minerais identificadas. Figura 21 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 60 de varredura, mostrando cristais de magnetita associados a ilmenita tipo S e T, acompanhadas de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 22 - Imagens de elétrons retro-espalhados obtidas em microscópio eletrônico 61 de varredura, mostrando cristal de magnetita com ilmenita tipo C alterada, acompanhadas de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 23 - Histograma, Polígono de Freqüência e Gráfico de Probabilidade do 65 Granito Foliado. Figura 24 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 68 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de magnetita associados com epidoto, biotita e apatita, acompanhadas de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 25 - Fotomicrografia em luz refletida e Imagem de elétrons retro-espalhados 69 obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de magnetita fracamente martitizada, acompanhadas de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 26 - Fotomicrografia em luz refletida e Imagem de elétrons retro-espalhados 70 obtida em microscópio eletrônico de varredura mostrando cristal de magnetita moderadamente martitizada sendo substituída por epidoto, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 27 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 71 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de magnetita associado com ilmenita tipo Cint bastante alterada, acompanhadas de espectros EDS das principais fases identificadas. Figura 28 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 72 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de magnetita associados com ilmenita tipo Cext bastante alterada, acompanhados de espectros EDS das principais fases identificadas. Figura 29 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 73 de varredura, acompanhada de espectros EDS das principais fases identificadas. Detalhe da figura anterior, mostrando alteração da ilmenita. Figura 30 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 74 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de magnetita com ilmenita tipo Cint, acompanhadas de espectros EDS das principais fases identificadas. Figura 31 - Histograma, Polígono de Freqüência e Gráfico de Probabilidade do 78 Gabro Figura 32 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 81 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais subédricos de Ti-magnetita alterada com lamelas de exsolução de ilmenita T e ilmenitas P e Cext associadas, acompanhadas de espectros EDS das principais fases identificadas. Figura 33 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 82 de varredura, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Detalhe da figura anterior, mostrando alteração da Ti-magnetita e ilmenita T e P. Figura 34 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 83 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais subédricos de Ti-magnetita alterada com lamela de exsolução de ilmenita T e ilm S e vi Cext associadas, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 35 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 84 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais esqueletais de Ti-magnetita transformados em intercrescimentos de magnetita e ilmenita em treliça nos quais a magnetita foi inteiramente substituída restando apenas as lamelas de ilmenita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 36 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 85 de varredura, mostrando cristais subédricos de ilmenita individual associados com anfibólio, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 37 - Histograma de Freqüência do Trondhjemito. 88 Figura 38 - Fotomicrografias em luz refletida, mostrando cristais de ilmenita 90 individual bastante alterados para hematita, rutilo e titanita. Figura 39 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 91 de varredura, mostrando cristais de ilmenita individual fracamente alterados para titanita e associados a clorita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 40 - Histograma, Polígono de Freqüência e Gráfico de Probabilidade do 96 Granito Planalto. Figura 41 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 98 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais de magnetita associados a biotita e titanita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 42 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 99 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de magnetita parcialmente corroído associado com ilmenita composta externa e epidoto, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 43 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 100 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de magnetita, ilmenita composta externa e suas associações, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 44 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 101 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristais subédricos de magnetita associados com ilmenita alterada e anfibólio, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 45 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 102 de varredura mostrando alteração da ilmenita (detalhe da figura anterior), acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas Figura 46 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e Imagem de elétrons 103 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de ilmenita individual associado a anfibólio, zircão e apatita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 47 - Histograma de Freqüência da Associação Tonalítica - Trondhjemítica. 106 Figura 48 - Fotomicrografias em luz refletida, mostrando cristais de ilmenita 107 individual fracamente alterados e cristal de magnetita moderadamente martitizada. Figura 49 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 108 de varredura, mostrando cristal de magnetita associado com biotita e feldspato potássico, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais vii identificadas. Figura 50 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 109 de varredura, mostrando cristal anédrico de magnetita formando manto envolvendo a thorita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 51 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 110 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal subédrico de magnetita com manchas localizadas de ilmenita, associado com quartzo e biotita, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 52 - Imagem de elétrons retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico 111 de varredura, mostrando alteração da ilmenita (detalhe da figura anterior), acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 53 - Histograma de Freqüência do Microgranito/Dacito Pórfiro. 113 Figura 54 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 114 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de magnetita com ilmenita em treliça alterada, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 55 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 115 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de magnetita com ilmenita em treliça e composta externa, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 56 - Fotomicrografias em luz refletida e transmitida e imagem de elétrons 116 retro-espalhados obtida em microscópio eletrônico de varredura, mostrando cristal de ilmenita individual e suas associações, acompanhada de espectros EDS das principais fases minerais identificadas. Figura 57 - Histograma Comparativo dos dados de suscetibilidade magnética (SM) 118 obtidos com bobina plana e cilíndrica nas rochas estudadas. Figura 58 - Diagrama T x log fO2. 120 Figura 59 - Histograma Comparativo referente aos dados de suscetibilidade 123 magnética (SM) do Tonalito e Granodiorito Rio Maria. Figura 60 - Histograma Comparativo referente aos dados de suscetibilidade 125 magnética (SM) do Trondhjemito, Associação Tonalítica - Trondhjemítica, Tonalito Arco Verde, Complexo Tonalítico Caracol e Trondhjemito Água Fria. Figura 61 - Histograma Comparativo referente aos dados de suscetibilidade 127 magnética (SM) do Granito Planalto, Granito Estrela e Granito Serra do Rabo. Figura 62 - Histograma Comparativo referente aos dados de suscetibilidade 129 magnética (SM) do Gabro e Metagabros Águas Claras. Figura 63 - Histograma Comparativo dos dados de suscetibilidade magnética (SM) 131 do Biotita-granito/Leucogranito, Granito foliado e Granito Xinguara. Figura 64 - Histograma Comparativo dos dados de suscetibilidade magnética (SM) 132 do Microgranito/Dacito Pórfiro, Granito Santa Rosa e Diques da Região de Rio Maria. viii TABELAS Tabela 1 - Valores de suscetibilidade magnética (SM) obtidos em amostras com 35 baixa SM usando diferentes sensores. Tabela 2 - Valores de suscetibilidade magnética (SM) obtidos em padrões de alta SM 37 fornecidos pelo IAG - USP. Tabela 3 - Valores de suscetibilidade magnética (SM) obtidos em amostras com alta 37 SM usando diferentes sensores. Tabela 4 - Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Tonalito/ Quartzo-Diorito. 41 Tabela 5 - Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Tonalito/ Quartzo-Diorito. 42 Tabela 6 - Percentis dos dados de SM do Tonalito/ Quartzo-Diorito. 42 Tabela 7 - Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Biotita-granito/ Leucogranito. 51 Tabela 8 - Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Biotita-granito/ Leucogranito. 52 Tabela 9 - Percentis dos dados de SM do Biotita-granito/ Leucogranito. 52 Tabela 10 - Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Granito Foliado. 63 Tabela 11 - Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Granito Foliado. 64 Tabela 12 - Percentis dos dados de SM do Granito foliado. 64 Tabela 13 - Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Gabro. 76 Tabela 14 - Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Gabro. 77 Tabela 15 - Percentis dos dados de SM do Gabro. 77 Tabela 16 - Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Trondhjemito. 87 Tabela 17 - Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Granito Planalto. 93 Tabela 18 - Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Granito Planalto. 95 Tabela 19 - Percentis dos dados de SM do Granito Planalto. 95 Tabela 20 - Dados de SM da Associação Tonalítica - Trondhjemítica. 105 Tabela 21 - Dados de SM do Microgranito/Dacito Pórfiro. 112 ix RESUMO As associações magmáticas estudadas estão localizadas na região de Serra Dourada entre as localidades de Vila Treze e Vila Planalto, no município de Canaã dos Carajás, e a leste da sede deste município. A região está inserida na zona de transição entre o Terreno Granito-Greenstone de Rio Maria e a Bacia Carajás próximo à porção extremo sudeste da estrutura sigmoidal da Falha Carajás. Foram realizados testes metodológicos em amostras com baixa suscetibilidade magnética (SM <1 x 10-3 SIv), os quais consistiram em comparações entre valores obtidos através dos sensores denominados bobina plana e bobina cilíndrica (SMS), e revelaram diferenças expressivas entre os valores de SM obtidos com os dois sensores mencionados. Notou-se que, quanto mais baixo o valor de SM, maior a diferença da bobina plana em relação à cilíndrica, porém as medidas obtidas não mostraram um padrão regular, impossibilitando o cálculo de um fator de correção, o qual permitiria compensar as diferenças verificadas. Testes realizados com padrões e amostras com valores relativamente elevados de SM (>1x10-3 SIv), mostraram que, ao contrário do observado em amostras com baixa SM, os valores obtidos com as duas bobinas tendem a ser próximos, sendo, porém, sistematicamente mais baixos aqueles fornecidos pela bobina plana em relação à bobina cilíndrica. Isto revelou ser necessária a utilização de um fator de correção de 1,7 para compensar os valores mais baixos fornecidos pela bobina plana em relação à bobina cilíndrica. A partir dos resultados obtidos nestes testes, foram considerados neste trabalho apenas os valores de SM obtidos com bobina plana acima de 1x10-3 SIv multiplicados por 1,7, descartando-se aqueles inferiores a 1x10-3 SIv, por serem imprecisos. Procurou-se compensar isso realizando, em amostras de baixa SM, medidas através da bobina cilíndrica. As rochas estudadas foram subdivididas em dois grupos principais: o primeiro com predominância de valores de SM elevados, composto por Biotita- granito/Leucogranito (SM média de 8,72 x 10-3 SIv), Granito Foliado (SM média de 1,38 x 10-2 SIv), Microgranito/ Dacito-Pórfiro (SM média de 9,28 x 10-3 SIv) e o Gabro (SM média de 2,69 x 10-2 SIv); e o segundo com predominância de valores mais baixos de SM, representados pelo Trondhjemito (Valor representativo de SM 7,54 x 10-5 SIv) e pela Associação Tonalítica-Trondhjemítica (Valor representativo de SM 5,11 x 10-5 SIv). 2 O Tonalito/Quartzo-Diorito e o Granito Planalto exibem características distintas dos demais grupos por apresentar grande variação de SM. O primeiro revela fortes evidências de neoformação de cristais de magnetita em condições subsolidus, os quais são responsáveis pelos altos valores de SM fornecidos por certas amostras. No segundo a causa das variações de SM ainda não foram esclarecidas, necessitando de estudos complementares. Os principais minerais opacos identificados nas associações magmáticas estudadas foram: magnetita, ilmenita, hematita (martita) e, mais raramente, pirita e calcopirita. As rochas de mais altos valores de SM, Biotita-granito/Leucomonzogranito, Granito Foliado, Dacito Pórfiro e Gabro, são também as mais ricas em magnetita, a qual se encontra geralmente na forma de cristais preservados sem muita evidência de oxidação, podendo, por vezes, ocorrerem alterados incipientemente. Tais rochas foram formadas sob condições oxidantes, próximas às do tampão NNO. Os valores mais baixos de SM correspondem ao Trondhjemito e Associação Tonalítica - Trondhjemítica, rochas com conteúdos modais de magnetita relativamente baixos ou até mesmo nulos. Isto pode refletir, ainda, a desestabilização deste mineral através da ação de processos hidrotermais, processos estes freqüentes nas rochas estudadas. O mineral óxido de Fe e Ti predominante nestes grupos é a ilmenita. Tais características magnéticas revelam que estas rochas provavelmente se formaram em condições mais redutoras abaixo do tampão FMQ. Os estágios de evolução da magnetita e da ilmenita identificados nos granitóides oxidados foram: (1) a titanomagnetita e a ilmenita I e C se formaram em equilíbrio no estágio magmático; (2) a partir de processos de oxi-exsolução, a titanomagnetita evoluiu para intercrescimentos de magnetita pura com ilmenita em treliça (Ilm T) e em manchas (ilm P); (3) em amostras mais intensamente transformadas, a magnetita apresenta-se homogênea e desprovida de ilm T e houve reequilíbrio de ilmenita I e C; (4) em um estágio posterior, a ilmenita foi intensamente alterada para associações complexas de óxidos, indicando a presença de soluções fortemente oxidantes, sendo, porém, a magnetita pouco afetada por tais processos. Comparações entre as rochas estudadas e rochas similares da Província Mineral de Carajás, indicaram, de modo geral, semelhanças entre suas características magnéticas. 3 ABSTRACT The studied magmatic associations are located in the Serra Dourada area between the localities of Vila Treze and Vila Planalto, or to the east of Canaã dos Carajás city. The studied areas are situated within the so called Transition Domain which lies between the Rio Maria Granite Greenstone Terrane and the Carajás Basin near the extreme southeast of the sigmoidal structure of the Carajás Fault. Methodologic tests carried out on low magnetic suscetibility (MS < 1x10-3 SIv) samples consisted in comparisons between values acquired with flat and SMS cylindrical coils of SI-1 magnetic susceptibility meter. These tests revealed significant differences between the MS values acquired with the flat and cylindrical coils. In the samples with very low MS values, larger differences between the results were registered. Moreover, the obtained MS values did not show a regular pattern. This precluded the calculation of a correction factor in order to compensate for the different results. For samples with relatively high MS (>1x10-3 SIv) values, the tests showed that, in contrast with the observed in low MS samples, the values obtained with the two mentioned coils were similar although systematically lower in those derived from the flat coil. This demonstrated the need of a correction factor, defined as 1.7, in order to compensate for the much lower values derived from the flat coil in comparison to the cylindrical coil measurements. From the results obtained in these tests, only the MS values obtained from the flat coil above 1x10-3 SIv multiplied by 1.7 were considered in this work. Those lower than 1x10-3 SIv were ignored as imprecise. This was compensated by employing the cylindrical coil for measurements in samples with low MS. The studied rocks were subdivided into two principal groups: The first has predominance of relatively high MS values and is composed of biotite- granite/leucogranite (MS average 8.72 x 10-3 SIv), foliated granite (MS average 1.38 x 10-2 SIv), microgranite/dacite porphyry (MS average 9.28 x 10-3 SIv) and gabbro (MS average 2.69 x 10-2 SIv); the second has dominance of low MS values and is represented by trondhjemite (representative MS value of 7,54 x 10-5 SIv MS average 7.54 x 10-5 SIv) and tonalite-trondhjemite association (representative MS value of 5,11 x 10-5 SIv). The tonalite/quartz-diorite and the Planalto Granite display distinct 4 characteristics from the other groups as they present strong variation in MS. In the Tonalite-quartz diorite there are strong evidence for neoformation of magnetite crystals under subsolidus conditions, these are responsible for the high MS values shown for some samples of this group. In the case of the Planalto Granite the reasons for the large MS variations are not yet clear understood and require additional studies. The opaque minerals identified in the studied magmatic associations are magnetite, ilmenite, hematite (martite), and rarely, pyrite, and chalcopyrite. The rocks of the high MS group, biotite granite/leucomonzogranite, foliated granite, dacite porphyry and gabbro are, compared to low MS group, also enriched in magnetite which is generally preserved or sometimes incipiently altered. These rocks were formed under oxidizing conditions, probably near the NNO buffer. The low MS group includes the trondhjemite and the tonalite-trondhjemite association which contain low modal or are devoid of magnetite. Ilmenite is the predominant Fe-Ti oxide mineral in this group of rocks. The magnetic characteristics reveal that these rocks probably formed in reducing conditions below the FMQ buffer. In the oxidized granitoids, the identified stages of magnetite and ilmenite evolution comprise: (1) the titanomagnetite and individual and composite ilmenite were formed in equilibrium during the magmatic stage; (2) Oxi- exsolution processes transformed the titanomagnetite in intergrowths of pure magnetite with trellis and patch ilmenite; (3) in more intensely altered samples, the magnetite is homogeneous and devoid of trellis ilmenite and composite and individual ilmenite were reequilibrated; (4) in a later stage, ilmenite was intensely altered to complex oxide associations, indicating the presence of strongly oxidizing solutions, that do not intensely affected the magnetite. Comparisons between the studied rocks and similar granitoids found in the Carajás Metallogenic Province indicate that, in general, their magnetic characteristics are not distinct. 5 1 - INTRODUÇÃO 1.1 - APRESENTAÇÃO E LOCALIZAÇÃO DA ÁREA A Província Mineral de Carajás (PMC) é caracterizada pela sua grande variedade de recursos minerais, destacando-se os depósitos de ferro, ouro, manganês, níquel e cobre (DOCEGEO 1988). O conhecimento sobre a geologia da PMC deve-se em grande parte a trabalhos de mapeamento geológico e prospecção executados pelas equipes da DOCEGEO e CPRM. O Grupo de Pesquisa Petrologia de Granitóides (GPPG) e o Laboratório de Geologia Isotópica do Centro de Geociências da UFPA destacaram-se nos últimos anos pelos trabalhos detalhados na região, em particular sobre as rochas granitóides. As principais associações magmáticas estudadas estão localizadas na região de Serra Dourada entre as localidades de Vila Treze e Vila Planalto (Figura 1), no município de Canaã dos Carajás (sub-área I; Soares 2002), e a leste da sede deste município (sub-área II; Gomes 2003; Gomes & Dall'Agnol 2003, 2004, submetido; Gomes et al. 2004), sendo os dados obtidos neste estudo integrados com aqueles da sub-área III (Oliveira 2003). Todas as pesquisas aqui mencionadas estão vinculadas ao Grupo de Pesquisa Petrologia de Granitóides, ao qual se relaciona igualmente o presente trabalho. Este foi desenvolvido em colaboração com os pesquisadores responsáveis por cada uma das sub-áreas. A presente dissertação está vinculada igualmente ao Núcleo PRONEX "Magmatismo, evolução crustal e metalogênese da Província Mineral de Carajás e províncias adjacentes", coordenado pelo Centro de Geociências da UFPA. Ela representa um aprofundamento dos estudos previamente desenvolvidos pela autora da presente dissertação (Nascimento 2003). 1.2 - CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL A Província Mineral de Carajás é constituída por unidades litoestratigráficas que, na sua grande maioria, possuem idade arqueana conforme dados geocronológicos de Machado et al. (1991), Macambira & Lafon (1995) e Macambira & Lancelot (1996). Para Costa et al. (1995) existem na região três domínios tectônicos: Terreno Granito- Greenstone de Rio Maria (TGGRM), limitado a norte e a sul pelos Cinturões de Cisalhamento Itacaiúnas (CCI) e Pau D’arco (CCPD), respectivamente. Entretanto, para 6 7 Althoff (1996) e Dall’Agnol et al. (1996, 2006), o CPPD é somente uma extensão para sul do TGGRM, que se prolongaria, pelo menos, até as cercanias de Redenção. Tal hipótese foi reforçada por estudos recentes de Rolando & Macambira (2002, 2003) na região de Inajá. Souza et al. (1996) e Dall’Agnol et al. (2006) subdividiram a Província Mineral de Carajás em dois domínios tectônicos: TGGRM e Bloco Carajás (BC), que corresponde aproximadamente ao Cinturão de Cisalhamento Itacaúnas de Costa et al. (1995). Os limites entre esses dois blocos ainda não estão estabelecidos, não devendo estar situados imediatamente a sul do Granito Xinguara como interpretado por Costa et al. (1995) e sim a norte do greenstone belt de Sapucaia (Souza et al. 1996), conforme demonstrado por Leite (2001). Para Dall’Agnol et al. (2006), a região entre Xinguara e a porção sul da Bacia de Carajás, embora pertencendo ao TGGRM, seria uma zona de transição entre este e a Bacia Carajás (BC). Araújo & Maia (1991) (Figura 2) incluem, no Cinturão Itacaiúnas, os Complexos Pium e Xingu, o Complexo Granítico Estrela, os grupos Sapucaia, Grão Pará e Rio Novo, bem como a Suíte Plaquê, e dividem este cinturão em dois domínios estruturais: O Domínio Imbricado que se estende da borda sul da Serra dos Carajás até a região situada a sul da cidade de Xinguara e o Domínio Transcorrente localizado na Serra dos Carajás. Por outro lado, Leite (2001) demonstrou que o TGGRM se estende pelo menos até a N da faixa de greenstone de Sapucaia (Supergrupo Andorinhas). O embasamento da Bacia Carajás e do Domínio de Transição entre esta bacia e o TGGRM é formado pelos complexos Pium (3002±14 Ma, Pidgeon et al. 2000) e Xingu (2859±2 Ma, Machado et al. 1991). As rochas supracrustais do Supergrupo Itacaiúnas (2732±3 Ma, 2761±3 Ma, 2759±3 Ma – Machado et al. 1991) formam o preenchimento da Bacia Carajás. O magmatismo máfico - ultramáfico é representado pelo complexo Luanga (2763±6 Ma, Machado et al. 1991). Estas unidades são recobertas pelas rochas sedimentares da formação Águas Claras (Araújo & Maia 1991, Nogueira 1995, Pinheiro 1997). Os granitos tipo S (?) da Suíte Plaquê, com idade de 2736±24 Ma (Avelar et al. 1999), estão restritos ao Domínio de Transição (Araújo & Maia 1991). Granitos subalcalinos tipo A, subdivididos em mais antigos - Complexo Granítico Estrela (2763±7 8 9 Ma, Barros et al. 2001), é formado dominantemente por monzogranitos deformados (Barros 1991; Barros e Dall’Agnol 1994; Barros et al. 1997), granitos Serra do Rabo (2743±1,6 Ma, Sardinha & Barros 2002, Sardinha 2002) e Planalto (2747±2 Ma, Huhn et al. 1999; 2734±4 Ma Sardinha et al. 2004, Sardinha 2005) – e mais jovens tipo Old Salobo (2573±2 Ma, Machado et al. 1991), ocorrem tanto na Bacia Carajás como no Domínio de transição. Para Barros & Barbey (1998), a colocação do Complexo Granítico Estrela teria sido controlada por mecanismos de inchamento (ballooning), sendo influenciada ainda por esforços regionais coaxiais concomitantes. No Paleoproterozóico ocorreu o magmatismo gerador dos granitos anorogênicos, similares aos do TGGRM, representados na região estudada pela Suíte Serra dos Carajás (1880±2 Ma, Machado et al. 1991). As rochas sedimentares da Formação Gorotire recobrem as rochas mencionadas (Pinheiro 1997, Lima & Pinheiro 2001, Lima 2002). 1.3 - GEOLOGIA LOCAL 1.3.1 - Região de Serra Dourada (Sub-área I) A região de Serra Dourada está inserida na porção extremo sudeste da estrutura sigmoidal de Carajás, onde ocorrem rochas metaultramáficas, metavulcânicas félsicas, metamáficas, tonalitos/trondhjemitos, granitos, gabros/dioritos e xistos, possivelmente arqueanos, além de microgranito porfirítico paleoproterozóico (?), conforme trabalhos feitos na área pela equipe de geólogos da Mineração Serra do Sossego e levantamentos geológicos vinculados à tese de doutorado de José Erimar Bezerra Soares. A seguir serão sumarizadas as características geológicas das principais associações litológicas, com base em Soares (2002) (Figura 3): Seqüência Máfica-Ultramáfica - Nas proximidades de Serra Dourada e ao longo do Córrego da Viúva, ocorrem talco-xistos, metabasaltos e dacitos, que podem representar uma seqüência máfica-ultramáfica correlacionável ao Supergrupo Itacaiúnas ou então restos de greenstone belts similares aos identificados na região de Rio Maria. Essas rochas estão alteradas hidrotermalmente. Tonalito/Quartzo-Diorito - Esta associação ocupa grande parte da porção norte da sub-área e provavelmente representa, dentre os granitóides, o grupo de rochas mais antigo da região de Serra Dourada. Ocorre na forma de lajedos e blocos, constituindo 10 11 relevos de serras e colinas. Trata-se de rochas cinza, de granulação variando de fina a grossa, geralmente contendo enclaves máficos, que apresentam graus variados de alteração hidrotermal. Na porção NW da sub-área, ocorrem rochas tonalíticas de granulação fina, com efeitos de metamorfismo de contato, isoladas dentro de um corpo de biotita-granito mais jovem, representando, possivelmente, megaenclaves. Nas proximidades da Vila Planalto as rochas dessa associação exibem granulação mais grossa e parecem estar menos alteradas hidrotermalmente do que aquelas que afloram mais a W. Deformação tectônica e processos hidrotermais afetaram intensamente esse grupo de rochas, dificultando muitas vezes sua identificação, em função da transformação das litologias primárias em hidrotermalitos (brechas, biotita-xistos e hidrotermalitos a escapolita, biotita, magnetita, apatita, etc). Trondhjemito - As rochas trondhjemíticas afloram a sul de Vila Planalto e se estendem por uma faixa estreita em direção a oeste. Também ocorrem associadas aos tonalitos e gabros no domínio NW da área. Contrariamente aos tonalitos, ocorrem em geral em afloramentos pouco salientes no relevo, na forma de blocos e lajedos de dimensões métricas, comumente deformados e de aspecto sujo. As rochas são, geralmente, esbranquiçadas com eventuais pontuações rosadas devidas à alteração hidrotermal. Exibem granulação média, graus variáveis de alteração hidrotermal, alternando-se zonas intensamente fraturadas, com zonas pouco ou nada fraturadas. As rochas mais fraturadas estão mais alteradas hidrotermalmente. Granito Foliado - Esta associação de rochas está restrita à porção sul da sub- área, onde tem ampla distribuição. Ocorre na forma de lajedos e blocos em relevo relativamente plano ou então constitui colinas suaves e morros arredondados. As rochas que constituem este grupo são biotita-granitos cinza-rosados e cinza. Os tipos cinza rosados são dominantes e possuem caráter inequigranular e granulação variável de grossa a fina. Apresentam foliação segundo o trend regional E-W, sendo que localmente exibem foliação N-S. Os tipos cinza são subordinados, possuem granulação média a fina, pelo fato de estarem mais deformados. As rochas de granulação mais fina correspondem a milonitos. 12 Biotita Granito/Leucogranito Médio a Grosso - Ocorre na porção central da área mapeada e constitui um stock alongado na direção E-W, que está inserido, geralmente, em relevo algo acidentado (colinas suaves). Esse stock granítico é constituído por rochas isotrópicas, de cor rosa claro, granulação média a grossa, que apresentam graus variáveis de alteração hidrotermal. Leucogranitos de granulação fina a média, além de veios pegmatíticos ocorrem associados. Além disso, alguns leucogranitos finos a médios, similares ao granito Xinguara estudado por Leite (2001), também ocorrem na área, podendo representar uma fácies de borda ou, menos provavelmente, pequenos corpos de origem distinta. Gabro/Diorito - Representam, na área de estudo, rochas intrusivas nos litotipos acima descritos, formando pequenos corpos alongados na direção E-W, geralmente não representáveis na escala de mapeamento adotada. São rochas isotrópicas, localmente foliadas, com arranjos subofíticos a ofíticos, de cor preta e esverdeada, granulação fina a média, sendo que, localmente, ocorrem tipos grossos subordinados. As ocorrências desses corpos hipabissais são bastante comuns na sub-área I, principalmente na sua porção norte. Os gabros mapeados são intrusivos nas rochas granitóides, de idade, provavelmente, arqueana, e tal como as rochas granitóides, são afetados pelas transformações hidrotermais. Vulcânicas da Formação Parauapebas - Nas porções extremo norte e noroeste da sub-área, tem-se um relevo de grandes serras, já no contexto do Bloco Carajás, onde não há exposição de rochas frescas. Porém, trabalhos realizados pela MSS (sondagens) registraram, além de metabasaltos dominantes, dacitos porfiríticos, isotrópicos a foliados, e alterados hidrotermalmente. Grande parte dessas rochas vulcânicas foi transformada em xistos, sendo consideradas como pertencentes ao Grupo Grão Pará. Corpo Máfico-Ultramáfico do Vermelho - Na porção sul da sub-área, tem-se um platô laterítico alongado na direção NE, onde ocorre a jazida de Ni do Vermelho. Segundo DOCEGEO (1988), trata-se de um corpo máfico-ultramáfico, composto por metagabros, gabros, piroxenitos, peridotitos e dunitos. De acordo com DOCEGEO (1988), este corpo é intrusivo em rochas do Complexo Xingu (granito-gnaisse, 13 ortognaisse, quartzo-diorito e anfibolitos), que foram denominadas informalmente de granito foliado (Soares 2002). Microgranito Porfirítico/Dacito Pórfiro - Ocorrem na forma de diques, orientados segundo NNE, de pequena possança, cortando as unidades supra descritas. Apresentam textura porfirítica, coloração cinza rosado, matriz fina e, provavelmente, representam diques tardios de idade paleoproterozóica. A distribuição e localização das amostras estudadas se encontram no mapa de amostragem (Figura 4). Todas as amostras, assim como a classificação e os grupos litológicos são devidos a Soares (2002). 1.3.2 - Região a Leste de Canaã dos Carajás (Sub-área II) Conforme descrito por Gomes (Gomes 2003; Gomes & Dall’Agnol 2003, submetido; Gomes et al. 2004, Sardinha et al. 2004; Figura 5), foram identificadas nesta região rochas supracrustais (seqüências metavulcano-sedimentares), rochas básicas, diversas associações granitóides e coberturas lateríticas. As rochas supracrustais correspondem ao Supergrupo Itacaiúnas; as rochas básicas são anfibolitos e gabros (deformados e não deformados). As associações granitóides foram divididas em: granitóides indiferenciados; leucomonzogranito (LMzG); granitos subalcalinos correlacionados ao Granito Planalto; e Associação Tonalítica-Trondhjemítica (ATTr). Anfibolitos - Estas rochas ocorrem como enclaves no Leucomonzogranito e no Granito Planalto. Afloram na forma de matacões de coloração cinza-escuro e granulação fina a muito fina. São rochas bastante deformadas, apresentam segregação mineral, com níveis ricos em anfibólio, biotita, clinopiroxênio e outros quartzo- feldspáticos. São consideradas as rochas mais antigas presentes na área de estudo. Granitóides Indiferenciados - Afloram na forma de lajedos e apresentam uma deformação, aparentemente análoga às dos demais granitóides identificados na sub- área, indicando que a colocação dos mesmos possa ser sincrônica. Esta unidade pode representar, possivelmente, os granitóides mais antigos da área. Leucomonzogranito (LMzG) - O LMzG corresponde a um granitóide potássico de afinidade cálcico-alcalina (Gomes et al. 2004). Aflora no WSW da sub-área II (Fig. 5), 14 15 16 na forma de lajedos, sendo as rochas desta unidade anteriormente cartografadas como complexo Xingu (Araújo & Maia 1991, Figura 2; Lima 2002; Oliveira 2002), Gomes (2003) estima que o LMzG seja recoberto pelo Supergrupo Itacaiúnas e cortado pelo Granito Planalto, Associação Tonalítica-Trondhjemítica e Gabros. Essa hipótese foi fortalecida em função da idade de 2928 ± 1Ma (Pb-Pb em zircão por evaporação), obtida por Sardinha et al. (2004) para essa unidade. Supergrupo Itacaiúnas - São seqüências supracrustais cortadas pelo GP e recobrem as rochas do LMzG. Estão presentes no norte da área mapeada. Geomorfologicamente correspondem a serras com cristas bem desenvolvidas, alongadas em direção próxima de E-W. Estas seqüências são formadas por formações ferríferas, metabasaltos e talco-xistos. Machado et al. (1991) obtiveram idades de 2761 ± 3Ma e 2759 ± 2Ma para rochas desta unidade (U-Pb em zircão). Associação Tonalítica-Trondhjemítica (ATTr) - Esta associação (Gomes & Dall’Agnol submetido) é formada por dois pequenos corpos (Figura 5). No corpo sul da sub-área, anteriormente mapeados como Suíte Plaquê, estão expostas rochas intensamente deformadas com bandamento magmático marcante alternando níveis tonalíticos e trondhjemíticos. No corpo de noroeste, antes mapeado como Complexo Xingu, afloram rochas na forma de matacões com coloração cinza (tonalito) a esbranquiçada (trondhjemito) com textura equigranular isotrópica. Rochas da ATTr, datadas por Sardinha et al. (2004) pelos métodos Pb-Pb e U-Pb em zircão, forneceram idades de 2750 ± 3Ma e 2765 ± 39Ma, sendo assumido que sejam pouco mais jovens que o Supergrupo Itacaiúnas e algo mais antigas que o Granito Planalto. Granito Planalto (GP) - Constitui-se de quatro corpos alongados na direção E-W subparalelos entre si, os quais foram anteriormente cartografados como Suíte Plaquê (Araújo & Maia 1991, Fig. 2; Lima 2002) e, por vezes, como Complexo Xingu (Oliveira 2002). Seus afloramentos são formados geralmente por matacões, ocorrendo pequenos lajedos nas encostas ou pé de serras. Suas rochas se distinguem das demais por serem leucocráticas, de cor rosada com pontos escuros, granulação predominantemente média a grossa, variando de moderada a intensamente deformadas. São granitos subalcalinos do tipo A que forneceram idade de 2734 ± 4Ma (Pb-Pb em zircão por evaporação, Sardinha et al. 2004), e foram correlacionados por 17 sua idade e características geoquímicas (Gomes et al. 2004) ao Granito Planalto, cuja área-tipo se situa na sub-área III (Figs. 1 e 2). Gabros - Os gabros presentes na área são divididos em gabros deformados e gabros não deformados. Os gabros deformados afloram na forma de um dique com direção próxima de E-W, intrusivo no LMzG, no vale entre duas serras do Granito Planalto, no centro da sub-área II. São rochas de coloração cinza-escuro, granulação fina, cuja deformação é visível apenas em escala microscópica. Já os gabros não deformados formam diques orientados segundo NNW, identificados na porção E da sub-área (Figura 5). A distribuição e localização das amostras estudadas se encontram no mapa de amostragem (Figura 6). 1.4 - SÍNTESE DE ESTUDOS PRÉVIOS DE SUSCETIBILIDADE MAGNÉTICA SOBRE OS GRANITÓIDES ARQUEANOS DE CARAJÁS E RIO MARIA O estudo de suscetibilidade magnética (SM) de rochas granitóides em conjunto com o de minerais óxidos de Fe e Ti vem se tornando uma ferramenta de grande aplicação em diversas áreas de pesquisa geológica face aos resultados positivos que vem fornecendo. A seguir, são destacadas algumas aplicações desse tipo de estudo na Região de Carajás e Rio Maria. Magalhães (1991) utilizou os valores de SM do Granodiorito Rio Maria, como indicadores da extensão da zona de magnetita na auréola de contato, tomando por base que as amostras mais magnéticas desse corpo concentram-se nas regiões mais próximas ao contato com as intrusões graníticas Musa e Jamon, enquanto que o restante das amostras apresenta SM inferior. A referida autora assumiu que o metamorfismo de contato acarretou a formação de magnetita. Magalhães & Dall’Agnol (1992), Figueiredo & Magalhães (1993), Magalhães et al. (1994), Soares (1996), Figueiredo (1997) e Leite et al. (1997), a partir de estudos de granitóides arqueanos no sudeste do Pará (Granodiorito Rio Maria, Tonalito Arco Verde e Granito Guarantã, Complexo Tonalítico Caracol e Trondhjemito Água Fria), seccionados por granitos anorogênicos paleoproterozóicos (Musa e Jamon), destacam 18 19 a utilização dos valores de SM na caracterização e definição da extensão da auréola de contato de intrusões graníticas. Soares (1997) realizou um estudo envolvendo petrografia, química mineral e suscetibilidade magnética nos Metagabros de Águas Claras, caracterizando os sucessivos eventos hidrotermais que afetaram as rochas primitivas de modo e intensidade diferentes. Ferreira & Barros (2001) e Ferreira et al. (2002a, b) observaram no Complexo Granítico Estrela uma correlação positiva entre os valores de SM e o conteúdo de opacos. Uma correlação análoga foi também nitidamente observada nas rochas granitóides do Japão (Ishihara 1981). A presença marcante da ilmenita nas fácies petrográficas estudadas é uma característica compatível com granitos da série ilmenita, na classificação de Ishihara (1977, 1981). Já no Granito Serra do Rabo, Ferreira et al (2002a,b) observaram um comportamento particular. Este granito apresenta baixos valores de SM. No entanto, possui conteúdos modais de opacos maiores que 0,1%, fazendo com que este granito não se enquadre nos campos dos granitos das séries magnetita e ilmenita, definidos por Ishihara (1981). Este comportamento pode ser devido à imprecisão nas medidas de SM realizadas com bobina plana em amostras com baixa SM, conforme discutido adiante (Capítulo 6). Nascimento (2003) realizou um estudo prévio sobre o comportamento magnético dos granitóides arqueanos da região de Canaã dos Carajás, onde esses granitóides foram subdivididos em dois grupos: (1) grupo com altos valores de SM (>1x10-3 SIv), contendo quantidades significativas de cristais de magnetita bem preservados e supostamente reunindo corpos magmáticos formados em condições de fO2 relativamente altas; (2) grupo com valores relativamente baixos de SM (<1x10-3 SIv) e conteúdos muito pequenos ou nulos de magnetita, indicando sua cristalização em condições mais redutoras (baixa fO2). Oliveira (2003) desenvolveu um estudo preliminar envolvendo suscetibilidade magnética e opacos nas diferentes fácies do Granito Planalto. Este apresenta valores de SM moderados quando comparado a outros corpos granitóides da Amazônia Oriental. Não foi observada, naquele trabalho, uma boa correlação entre SM e conteúdo de opacos das fácies do Granito Planalto. As amostras da fácies biotita- 20 hornblenda-monzogranito são as mais ricas em magnetita preservada e apresentam os maiores valores de SM. Já as amostras da fácies hornblenda-biotita-monzogranito, apesar de possuírem conteúdo modal de opacos expressivo, apresentam ilmenita como opaco dominante, resultando em baixos valores de SM. 21 2 - APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA A região de Canaã dos Carajás é uma área de ocorrência de rochas magmáticas arqueanas bastante diversificadas, tendo se especulado sobre a possível influência destas na geração das mineralizações de Cu e Au identificadas na região. O mapeamento geológico, bem como a caracterização petrográfica e geoquímica dos granitóides, vêm sendo desenvolvidos pelos geólogos José E. B. Soares, Alex Souza Sardinha e Alan C. B. Gomes ao longo das teses de doutorado dos dois primeiros (Soares 2002, Sardinha 2005) e da dissertação de mestrado do último (Gomes 2003). Estudos de petrologia magnética, envolvendo medidas de suscetibilidade magnética, associados com a caracterização dos minerais óxidos de Fe e Ti, vêm sendo bastante utilizados em pesquisas de cunho petrológico e metalogenético (Ishihara 1981; Lapointe et al. 1986; Magalhães 1991; Magalhães et al. 1994; Leite et al. 1997; Dall’Agnol et al. 1997; Figueiredo 1999; Oliveira et al. 2001; Oliveira 2003 e Nascimento 2003), tendo recebido especial atenção do Grupo de Pesquisa Petrologia de Granitóides (GPPG), ao qual se vincula o presente estudo. Não obstante a sua grande importância para a compreensão da evolução petrológica e para a avaliação do potencial metalogenético de diferentes associações magmáticas, tem-se poucas informações sobre o comportamento magnético em termos de suscetibilidade magnética (SM), minerais óxidos de Fe e Ti, bem como sobre as condições de fugacidade de oxigênio nas quais foram formadas as diferentes rochas magmáticas já identificadas na região de Canaã dos Carajás. O estudo de Nascimento (2003) foi, em parte, limitado pelo reduzido número de amostras disponíveis. Com a disponibilidade de um maior número de amostras, a perspectiva de aprofundamento do estudo mineralógico através do uso do Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV), e a possibilidade futura de integração dos dados de SM com os dados geoquímicos (gerados ou a serem gerados pelos demais pesquisadores do GPPG), pretende-se melhorar o conhecimento da petrologia magnética e, até mesmo, metalogenético das rochas desta região. A presente dissertação representa um esforço inicial nessa direção. 22 3 - OBJETIVOS Tendo por base a disponibilidade de amostras e as informações sobre a geologia das várias associações de rocha a serem estudadas, são propostos para a presente pesquisa os seguintes objetivos: - Caracterizar o comportamento magnético das diferentes rochas magmáticas identificadas nas sub-áreas I e II da região de Canaã dos Carajás (Figura I), estabelecendo comparações entre os valores de SM das mesmas; - Caracterizar os minerais óxidos de Fe e Ti ocorrentes nas diferentes rochas e suas associações, procurando correlacionar estes dados com aqueles de SM; - Avaliar os efeitos das alterações hidrotermais no comportamento da SM e dos minerais óxidos de Fe e Ti; - Confirmar a natureza e as características dos minerais opacos presentes nas rochas, e aprofundar o estudo das suas relações texturais, através de observações em microscópio eletrônico de varredura (MEV); - Avaliar as condições de fugacidade de oxigênio (fO2) reinantes ao longo da cristalização e evolução das rochas estudadas com base nos dados de SM, associações de minerais de óxidos de Fe e Ti e fases máficas; - Estabelecer comparações entre as associações estudadas e demais associações arqueanas similares da Província Mineral de Carajás, em termos de petrologia magnética. 23 4 - MATERIAIS E MÉTODOS 4.1 - PESQUISA BIBLIOGRÁFICA Foi realizado um levantamento bibliográfico referente à geologia da região de Canaã dos Carajás e áreas adjacentes e sobre temas relacionados à petrologia magnética, suscetibilidade magnética e minerais opacos em rochas ígneas, bem como sobre o comportamento da SM em áreas mineralizadas e suas aplicações. 4.2 - MAPEAMENTO GEOLÓGICO E AMOSTRAGEM A presente pesquisa está vinculada ao desenvolvimento da tese de doutorado de J.E.B Soares na região de Serra Dourada e a dissertação de mestrado de A.C.B Gomes na região imediatamente a leste de Canaã dos Carajás. Sendo assim, foi possível contar com amostras oriundas da realização do mapeamento geológico das mesmas, o qual envolveu diversas campanhas de campo. A autora da presente pesquisa participou de uma destas etapas. Dispunha-se, portanto, previamente, de amostragem de rochas representativas das principais unidades que afloram nas áreas estudadas. 4.3 - SUSCETIBILIDADE MAGNÉTICA As medidas de SM foram realizadas tanto em amostras de mão, serradas e com superfícies planas através da bobina plana (183 medidas), quanto em testemunhos de rochas (54 medidas) com tamanho variando entre 1,7 e 3 cm por meio da bobina cilíndrica SMS. Em ambos os casos, as amostras medidas eram representativas de cada associação de rocha estudada. Estes testemunhos foram utilizados em testes metodológicos visando avaliar a precisão e reprodutibilidade de medidas em amostras com baixa SM utilizando os diferentes tipos de sensores (Capítulo 6). As medidas foram realizadas empregando-se o suscetibilímetro SI-1, fabricado pela SAPHIRE INSTRUMENTS, disponível no laboratório de Petrologia Magnética do Centro de Geociências da UFPA, que permite medidas em materiais com SM variando de 1x10-6 a > 1 cgsv. Este aparelho possibilita, ainda, a elaboração de medidas de anisotropia de suscetibilidade magnética. O medidor SI-1 é um equipamento portátil que pode realizar medidas tanto no campo quanto em laboratório, neste caso envolvendo amostras de superfície ou de furos de sondagem, devido aos diversos tipos de sensores (bobinas) 24 que podem ser acoplados a ele. A SM da rocha é determinada pelo SI-1 através de medidas comparativas de indutância. O procedimento consiste primeiramente na obtenção das indutâncias da bobina em contato direto com o ar (sem amostra) e posteriormente em contato com a amostra, sendo a SM representativa de cada amostra calculada através da razão entre as medidas de indutância do ar e as medidas realizadas na amostra. Em cada amostra foi realizado um número variável de medidas, em função da superfície disponível, tomando-se, a média aritmética das medidas obtidas em cada amostra como representativa. Para as amostras com valores de SM > 1 x 10-3 SIv, os resultados assim obtidos foram, a seguir, multiplicados por um fator de correção (1,7) calculado com base em medidas efetuadas em amostras-padrão fornecidas pelo IAG-USP (Ver Capítulo 6). Este fator de correção visa eliminar diferenças entre medidas feitas empregando-se bobina cilíndrica, com fator de correção de volume definido, e bobina plana, sem fator de correção de volume definido. Os parâmetros utilizados para a realização das medidas de SM, para proporcionar uma melhor confiabilidade dos dados, foram: tempo (T) = 4s; número de repetições (N) = 2; volume (V) = 64,2; fator de calibração (CF) = 21,2 e unidade (U) = SIv. O tratamento dos dados foi realizado com o programa "Statystic" versão 5.0, através da elaboração de diagramas de probabilidade e histogramas de freqüência. 4.4 - ESTUDOS PETROGRÁFICOS E MINERALÓGICOS. 4.4.1 - Microscopia de Luz Transmitida. As informações petrográficas apresentadas neste trabalho, referentes aos grupos de rochas estudados na região de Canaã dos Carajás, têm como base estudos feitos pelos geólogos José Erimar Bezerra Soares (Soares 2002) e Alan Cardek Brunelli Gomes (Gomes 2003), vinculados à realização de sua tese de doutorado e dissertação de mestrado, respectivamente. Entretanto, as amostras de mão e lâminas delgadas selecionadas para estudo de petrologia magnética foram igualmente examinadas pela autora, porém priorizando compreender a relação entre os minerais óxidos de Fe e Ti e os demais minerais formadores das rochas. 25 4.4.2 - Microscopia de Luz Refletida. Com base nos dados de suscetibilidade magnética, geologia e petrografia existentes e a partir de amostras previamente selecionadas, foram confeccionadas lâminas polidas as quais foram analisadas em microscópio petrográfico em luz refletida e confrontadas com as observações em luz transmitida, com o intuito de caracterizar as associações e demais características texturais dos minerais de óxidos de Fe e Ti, bem como compreender o papel desses minerais ao longo da evolução dos corpos estudados. 4.4.3 - Microscopia Eletrônica de Varredura. Esta etapa foi realizada no Laboratório de Microscopia Eletrônica de Varredura (LABMEV) do Centro de Geociências da UFPA, utilizando-se equipamento LEO modelo 1430, sob condições de voltagem de 20 kv. Os estudos foram desenvolvidos em lâminas polidas de amostras representativas das diversas unidades, as quais foram preparadas e metalizadas a carbono. Foram realizadas análises semi-quantitativas nas fases minerais de maior interesse para a pesquisa (Anexo 1), por meio de espectrometria de energia dispersiva de raios-x (EDS), acessório essencial para caracterização composicional dos minerais. Os princípios gerais de funcionamento do MEV são descritos em Reed (1996). Em resumo, um feixe de elétrons ao incidir sobre um mineral excita os elétrons mais externos dos átomos e os íons constituintes, deslocando-os para outros níveis energéticos. Ao retornarem para sua posição inicial, esses elétrons liberam a energia adquirida, a qual é emitida na forma de comprimento de onda no espectro de raios-x. Um detector instalado na câmara de vácuo do MEV mede a energia associada a esses elétrons. Como os elétrons de um determinado átomo possuem energias distintas é possível, no ponto de incidência do feixe, determinar quais elementos químicos estão presentes naquele local e, assim, conhecer a composição química do mineral que está sendo observado. Isso permitiu uma melhor caracterização das principais fases minerais com ênfase nos minerais opacos presentes nas rochas estudadas, bem como nas suas relações texturais e evolução ao longo da cristalização das rochas e das suas transformações subsolidus. 26 4.5 - INTEGRAÇÃO E INTERPRETAÇÃO DOS DADOS Nesta etapa, foram feitas a integração e interpretação dos dados obtidos, e estabelecidas comparações com as informações disponíveis sobre a petrologia magnética de outras rochas magmáticas arqueanas da PMC. 27 5 - PRINCÍPIOS DA PETROLOGIA MAGNÉTICA. A Petrologia Magnética integra estudos de suscetibilidade magnética, caracterização dos minerais óxidos de Fe e Ti e petrologia convencional para caracterizar a composição, abundância, microestrutura e paragênese de minerais magnéticos, bem como para definir os processos que criaram, alteraram e/ou destruíram os minerais magnéticos nas rochas (Clark 1999). A suscetibilidade magnética (SM) de uma rocha está diretamente ligada à quantidade, tamanho dos grãos e modo de distribuição dos minerais ferromagnéticos nela contidos. Esses minerais, cujo equilíbrio é controlado pelas condições físico- químicas, são responsáveis pela intensidade e estabilidade da SM no decorrer do tempo. Destaca-se, ainda, que as propriedades magnéticas de uma rocha dependem da partição do Fe entre os minerais óxidos de Fe e Ti, fortemente magnéticos, e as fases fracamente magnéticas (silicatos, carbonatos, etc.). Esta partição depende, por sua vez, da composição química, do estado de oxidação do Fe e das condições petrogenéticas (Clark 1999). Os minerais magnéticos formadores de rocha, mais importantes e comuns, podem ser representados dentro de três sistemas químicos (Haggerty 1979): a) FeO- TiO2-Fe2O3 (Fig.7); b) sulfetos: Fe-Ni-S; e c) ligas metálicas: Fe-Ni-Co. Além destes, destacam-se os oxi-hidróxidos de ferro, geralmente representados por minerais como goethita e lepidocrocita. Entre os componentes de cada sistema podem existir, ainda, soluções sólidas e as propriedades magnéticas dos minerais formadores variam em função do grau de solubilidade do sólido. As composições dos minerais individuais são controladas por suas temperaturas iniciais de formação, pela composição química da rocha, pela presença do solvus ao longo da solução sólida e pela fO2 e fS2 (Haggerty 1979). 28 Figura 7: Diagrama Ternário do sistema TiO2-FeO-Fe2O3, mostrando os minerais óxidos de Fe e Ti mais comuns. Os campos pontilhados representam as composições químicas das soluções sólidas dos referidos óxidos encontrados na maioria das rochas ígneas. As setas indicam a direção do aumento da oxidação com razão Fe e Ti constante; as barras representam as composições dos minerais extremos das soluções sólidas e as linhas pretas às soluções sólidas entre: 1) magnetita-ulvoespinélio e 2) hematita-ilmenita, conforme Tarling (1971). A fugacidade de oxigênio (fO2) é o parâmetro físico mais influente na formação dos minerais magnéticos. É uma variável termodinâmica, medida em unidade de pressão e definida como atividade química do oxigênio (Clark 1999). Pode ser controlada em laboratório e caracterizada a partir de uma assembléia mineral. Este parâmetro é usado em sistemas geológicos para indicar o potencial de oxidação ou redução do Fe (Frost 1991; Fig. 8). Em condições de baixas fugacidades de oxigênio, tais como aquelas encontradas no núcleo da terra e em meteoritos, o Fe esta presente como metal (Fe0). Em fugacidades comparativamente mais elevadas e em sistemas portadores de sílica, o ferro ocorre como cátion divalente, sendo incorporado principalmente nos silicatos, conforme a reação: SiO2 + 2Fe0 + O2 = Fe2SiO4 Quartzo Ferro Faialita Tampão (QFeF=QIF) Em fugacidade ainda mais elevada, o Fe está presente no estado ferroso (divalente) e férrico (trivalente) e é incorporado principalmente na magnetita, conforme a reação: 29 3 Fe2SiO4 + O2 = 2Fe3O4 + 3SiO2 Faialita Magnetita Quartzo Tampão (FMQ) Em fugacidade de oxigênio extremamente alta, o Fe ocorre no estado férrico, sendo fixado na hematita, segundo a reação: 4Fe3O4 + O2 = Fe2O3 Magnetita Hematita Tampão (HM) Para o sistema Fe-O-SiO2 (Fig.8), as reações FMQ e QFeF marcam, respectivamente, os limites superior e inferior de estabilidade da faialita, assim como, as reações FMQ e HM delimitam, respectivamente, os limites inferior e superior de fugacidade de oxigênio e temperatura para a estabilidade da magnetita. Essas reações, conhecidas como tampões, controlam a relação entre fugacidade de oxigênio e temperatura. As assembléias minerais que definem essas reações funcionam como um tampão de oxigênio, ou seja um regulador da fugacidade agindo da seguinte maneira: Se faialita, magnetita e quartzo (FMQ) coexistem na rocha, a fO2 evolui com o decréscimo da temperatura sobre a referida curva tampão, independente da presença de outras fases sólidas, permitindo assim estimar relativamente às condições de fO2 nas quais as rochas se formaram. Além das reações tampões citadas anteriormente, outras como magnetita-wustita (MW), níquel-óxido de níquel (NNO), quartzo, ulvoespinélio, ilmenita e faialita (QUlF) são importantes para o estudo das condições de equilíbrio dos óxidos. 0 HM FMQ Hematita FeF = QIFQ -20 Magnetita Faialita -40 Fe no estado nativo -60 200 400 600 800 1000 1200°C Temperatura Figura 8: Diagrama Log fO2 - T mostrando os domínios de estabilidade das diferentes fases portadoras de Fe, em função dos seus vários estados de oxidação, no sistema Fe-Si-O (Frost 1991). Log fO2 30 Budinggton & Lindsley (1964) discutiram a importância dos óxidos de Fe e Ti como geobarômetros e geotermômetros e seu interesse econômico. Os autores dividiram os óxidos de Fe e Ti em duas séries que são: série espinélio (titanomagnetita) e série romboedral (ilmeno-hematita). Os óxidos de Fe e Ti (TiO2, FeO e Fe2O3) podem formar diversas associações minerais em função da intensidade de oxidação (fO2). As variedades texturais e assembléias mineralógicas mais comumente encontradas nas rochas ígneas, envolvendo estes minerais, são fortemente dependentes de processos relacionados à oxidação e exsolução (Buddington & Lindsley 1964, Haggerty 1981b, Dall’Agnol et al. 1997). Através destes processos, os cristais de titanomagnetita primária podem apresentar durante sua evolução diferentes feições texturais, principalmente no que diz respeito à maneira que se apresentam os intercrescimentos entre magnetita e ilmenita. De acordo com Haggerty (1991), os diversos estágios de evolução da titanomagnetita primária caracterizam-se do seguinte modo: 1) Presença de titanomagnetita (Tmt) rica em ulvoespinélio, formando solução sólida óticamente homogênea; 2) a Tmt apresenta um pequeno número de lamelas de ilmenita em treliça (Ilm T) na solução sólida enriquecida em magnetita; 3) a Tmt evolui para um intercrescimento de Mt pobre em Ti com abundantes lamelas de ilm T; 4) presença de mosqueamento na ilmenomagnetita (magnetita com intercrescimento de ilmenita); 5) desenvolvimento de rutilo + titanomagnetita a partir das lamelas de ilmenita T, que podem ser substituídas completamente; 6) formação incipiente de solução sólida de pseudobrookita (Psbss) a partir de rutilo + titanohematita. Haggerty (1991) ressalta, entretanto, que a substituição de titanomagnetita hospedeira por rutilo e titanohematita não é um pré-requisito para a formação de Psbss; 7) estágio mais avançado de oxidação da titanomagnetita original, caracterizado pela assembléia Psbss+ Hmss. Os estágios 2 e 3 de Haggerty (1991) são resultantes do processo de oxidação- exsolução atuando sobre a solução sólida representada pela titanomagnetita. Eles podem ser sintetizados pela seguinte reação (Buddington & Lindsley 1964): 3Fe2TiO4 + ½ O2 → 3FeTiO3 + Fe3O4 Usp Ilm Mt 31 Os demais estágios baseiam-se fundamentalmente no grau de oxidação da ilmenita resultante do processo de oxi-exsolução. Outro aspecto importante é o processo de oxidação da magnetita pobre em titânio, que conduz a formação de martita. Esse processo está presente em maior ou menor grau nas rochas estudadas. Pode ser representado pela reação: 2 Fe3O4+ ½O2 → 3Fe2O3 Mt Mrt A ilmenita pode, de acordo com os autores citados acima, ocorrer em diferentes tipos texturais, associados ou não a cristais de magnetita, os quais serão resumidamente descritos a seguir: A ilmenita em treliça (Ilm T) corresponde as lamelas submilimétricas (<1-10 μm) que se desenvolvem normalmente nos planos {111} da magnetita, em até três direções distintas de partição e mais expressivamente ao longo dos limites dos cristais. Sua origem foi explicada por Buddington & Lindsley (1964) como sendo decorrência do processo de oxi-exsolução que afetou as titanomagnetitas primárias durante ou após a cristalização magmática. A ilmenita composta (Ilm C) ocorre na forma de inclusão ou colada a cristais de magnetita (Mt) hospedeira. Pode ser denominada interna ou externa, conforme a forma em que o cristal se encontra associado a magnetita, e raramente está orientada. A ilmenita sanduíche (Ilm S) corresponde às lamelas de ilmenita mais espessas (25-50 μm) que as Ilm T, em geral restritas a uma direção dos planos {111} da Mt. São diferentes da Ilm T, pois raramente apresentam lados paralelos ou terminações estreitas. A ilmenita individual (Ilm I) corresponde aos cristais de ilmenita que ocorrem isoladamente. Este tipo textural é geralmente considerado como produto de cristalização magmática. A ilmenita patch (Ilm P) ou em manchas é a ilmenita de forma irregular que cristaliza nas bordas ou no interior dos cristais de Mt, geralmente em torno de inclusões. 32 6 - QUESTÕES METODOLÓGICAS SOBRE AS MEDIDAS DE SUSCETIBILIDADE MAGNÉTICA Tendo em vista o surgimento de dúvidas sobre a precisão e reprodutibilidade das medidas em amostras com baixa suscetibilidade magnética (SM) efetuadas com o sensor bobina plana do suscetibilímetro SI-1, no Laboratório de Petrologia Magnética (LPM/CG-UFPA), em relação àquelas obtidas com outros sensores desse mesmo equipamento, foram realizados testes metodológicos, com amostras de baixa SM (<1x10-3 SIv) previamente selecionadas. Participaram das discussões a autora da presente dissertação juntamente com os pesquisadores Roberto Dall'Agnol, Davis Carvalho de Oliveira, Marília Sacramento de Magalhães e Marcelo Augusto de Oliveira. As amostras utilizadas nestes testes foram as pertencentes às sub-áreas I e II em estudo, além de amostras do Granodiorito Rio Maria (Magalhães 1991; Dias & Dall’Agnol 2004, sendo as medidas obtidas por Magalhães (1991) realizadas a partir do equipamento CTU-2) e uma amostra padrão de baixa SM fornecida por pesquisadores do Instituto de Astronomia e Geofísica (IAG) da USP para testes suplementares. Essa amostra padrão possui uma superfície plana e vários testemunhos cilíndricos, dos quais dispunham-se dos valores de SM obtidos no IAG por meio de bobina cilíndrica (sensor MS2; Bartington). Foram efetuadas novas medidas de SM nessa amostra, utilizando tanto a bobina cilíndrica (sensor SMS) quanto a bobina plana do SI-1, para controle da precisão das medidas efetuadas com diferentes sensores no LPM. As medidas de SM foram realizadas com o equipamento SI-1 utilizando tanto a bobina plana em amostras de mão serradas, quanto à bobina cilíndrica em testemunhos de sondagem de tamanhos variáveis (altura de 1,7-2,0 ou 3,5 cm; diâmetro de 2,3 cm), os quais foram retirados de amostras de mão com a utilização de uma sonda portátil da marca JLO (Fig. 9). Para evitar os efeitos de diferença de volume e poder comparar os valores obtidos em testemunhos com altura de 1,7-2,0 e 3,5 cm, obtidos de uma mesma amostra, optou-se por dividir os valores de SM dos testemunhos com 3,5 cm por 2 (Tab.1). As medidas obtidas a partir das duas bobinas foram posteriormente comparadas (Tabelas 1, 2, e 3), sendo que estas comparações revelaram diferenças expressivas entre os valores de SM obtidos com os dois sensores mencionados. Constatou-se de modo geral que, quanto mais baixo o valor de SM, maior a diferença 33 entre os valores de SM obtidos com a bobina plana em relação aos obtidos com à cilíndrica (Fig. 10a). É nítido que para amostras com SM > 1x10-3 SIv, a diferença entre os valores obtidos com os diferentes equipamentos é pequena (Figs. 10a,b). Isso não se verifica com as amostras com SM < 1x10-3 SIv, cujos valores obtidos com a bobina cilíndrica se encontram no intervalo de 1x10-5 SIv a 1x10-4 SIv (Tab. 1; Fig. 10a), e se distinguem acentuadamente dos obtidos com a bobina plana, a qual forneceu valores relativamente uniformes e sempre acima de 1x10-4 SIv, até mesmo para aquelas amostras que não apresentaram indícios de cristais de magnetita (mineral diretamente ligado à assinatura magnética de uma rocha). Estes testes demonstraram que, para esse intervalo de medidas (<1x10-3 SIv), o sensor a ser utilizado com maior precisão seria o de bobina cilíndrica (sensor SMS), não sendo confiáveis os valores obtidos com a bobina plana. Por outro lado, testes com padrões de alta SM fornecidos pelo IAG-USP e com amostras apresentando valores relativamente elevados de SM (>1x10-3 SIv), realizados por pesquisadores do GPPG (consultar Figueiredo et al. 2003, para uma descrição mais detalhada do método empregado e justificativas), revelaram, ao contrário do observado com as medidas em amostras de baixa SM, que os valores obtidos nas duas bobinas tendem a ser próximos, sendo, porém, sistematicamente mais baixos aqueles fornecidos pela bobina plana em relação à bobina cilíndrica (Fig. 10b). Como a variação segue um padrão, foi possível estimar um fator de correção de 1,7 para compensar os valores mais baixos fornecidos pela bobina plana em relação à bobina cilíndrica (Figueiredo et al. 2003). Concluiu-se, a partir dos testes efetuados, que, para amostras com SM > 1x10-3 SIv, uma vez aplicado o fator de correção, a bobina plana fornece valores confiáveis de SM, da mesma ordem de grandeza do que os obtidos com bobina cilíndrica. Justifica-se, portanto, devido a sua maior praticidade, o emprego da bobina plana nessas amostras. Dessa forma, as medidas efetuadas com a bobina plana em amostras com SM < 1x10-3 SIv foram empregadas apenas para selecionar amostras para estudos complementares com bobina cilíndrica. Isso trouxe um notável ganho de precisão nas medidas, porém, como a maioria das amostras de mão não permitiu a obtenção de testemunhos cilíndricos, acarretou como desvantagem a redução de medidas em unidades com baixa SM. Para superar essa limitação, terá que se enfrentar este 34 problema já na etapa de campo em futuros estudos, com a coleta de amostras com dimensões maiores. Tais amostras devem possibilitar a obtenção em laboratório de testemunhos, além da realização de medidas em superfícies planas. Outras possibilidades seriam: execução de um rastreamento de campo com o sensor FMS do SI-1, o qual permite efetuar medidas de SM em afloramentos; coleta no campo de testemunhos orientados por meio de mini-sonda rotativa portátil, tal como empregado em estudos de anisotropia de suscetibilidade magnética e paleomagnetismo. Figura 9: Sonda Portátil utilizada na obtenção de testemunhos. 35 36 37 38 39 40 7- APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS 7.1 - TONALITO/QUARTZO-DIORITO DA REGIÃO DE SERRA DOURADA 7.1.1 - Caracterização Petrográfica Este grupo compreende rochas de composição quartzo-diorítica a tonalítica, com tipos monzograníticos a granodioríticos subordinados, aflorantes na porção norte da Região de Serra Dourada (Fig. 3). Apresentam coloração cinza e granulação fina a média. Exibem foliação magmática e transformações hidrotermais de intensidade variada. Uma característica peculiar deste conjunto litológico é a ocorrência de enclaves máficos. Sob o microscópio óptico essas rochas exibem textura granular hipidiomórfica, parcialmente ou totalmente obliterada por transformações hidrotermais e tectônicas. 7.1.2 - Suscetibilidade Magnética Apresenta suscetibilidade magnética predominante variando de 2,17900 x 10-3 SIv (valor mínimo) a 3,80610 x 10-2 SIv (valor máximo) (Tab.4), com média de 1,560 x 10-2 SIv (Tab. 5). Oito amostras apresentaram valores de SM < 1x10-3 SIv (Tab. 4). Estes valores não foram considerados nas discussões pela falta de precisão, uma vez que foram obtidos a partir da bobina plana e, como foi visto anteriormente (Capítulo 6), através de testes realizados com os diversos sensores (bobinas plana e cilíndrica), as amostras com SM<1x10-3 SIv (baixa SM) apresentaram valores discordantes, além disso, não foi possível estabelecer um fator de correção confiável. Concluiu-se, então, que a bobina cilíndrica fornece valores mais precisos do que a bobina plana para esse intervalo (SM < 1x10-3). Para compensar isso, foram realizadas medidas através da bobina cilíndrica em três amostras com baixa SM. Os valores obtidos variam entre 2,65 x 10-4 e 3,79 x 10-4, sendo bastante discrepantes dos obtidos com bobina plana (Fig.11). Os parâmetros estatísticos estão sumarizados na tabela 5 e as variações percentuais dos dados são apresentadas na tabela 6. Nesta nota-se que aproximadamente 35% das amostras possuem SM superior ao valor médio deste grupo. A análise dos dados de SM, a partir de histograma e polígono de freqüência (Fig. 11a), revela que a distribuição do conjunto de amostras é claramente bimodal sendo estas distribuídas entre os valores de log -1,4 e -2,8, com o máximo entre log -1,8 e - 2,0. Estes dados, quando plotados em gráficos de probabilidade normal (Fig. 11b), 41 mostram, baseados nos diferentes segmentos de reta, quatro populações A, B, C e D, com diferentes características magnéticas. A mais magnética, D, apresenta valores de SM que se situam no intervalo de log -1,419 a -1,744; a população C, composta por 37% das amostras, apresenta valores intermediários de SM localizados no intervalo de log -1,81 a -1,93; a população B, com valores de SM no intervalo de -2,096 a -2,275, é composta por 21% das amostras estudadas; e a população A é a menos magnética, composta por duas amostras, com SM variando entre log -2,577 e -2,661. Tabela 4- Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Tonalito/Quartzo-Diorito. População Amostras Variedade SM1 SIv LOG SM1 SM2 SIv LOG SM2 AER-33 B Qtz/Diorito 3,80610 x 10-2 -1,41951 D AER-4A* Tonalito 3,63470 x 10-2 -1,43953 AER-29 A2 Tonalito 3,04790 x 10-2 -1,51599 AER-33 A Qtz/Diorito 2,65330 x 10-2 -1,57621 AER-33 D Qtz/Diorito 2,14620 x 10-2 -1,66832 AER-9 B Qtz/Diorito 1,80260 x 10-2 -1,74410 C ERF-127A* Tonalito 1,53140 x 10-2 -1,81491 AER-63 A Qtz/Diorito 1,50290 x 10-2 -1,82306 JES-30 C2 Tonalito 1,45250 x 10-2 -1,83788 AER-40 B* Qtz/Diorito 1,33600 x 10-2 -1,87419 ERF-134 A Tonalito 1,21020 x 10-2 -1,91714 AER-40 D Qtz/Diorito 1,17480 x 10-2 -1,93003 AER-29 A Tonalito 1,16600 x 10-2 -1,93330 AER-8* Qtz/Diorito 8,00360 x 10-3 -2,09671 B JES-30 A Tonalito 7,37250 x 10-3 -2,13238 AAM-215 Qtz/Diorito 6,56770 x 10-3 -2,18258 ERF-119 Tonalito 5,30850 x 10-3 -2,27502 A AER-29B Tonalito 2,64310 x 10-3 -2,57788 JES-30 D Tonalito 2,17900 x 10-3 -2,66174 ERF-113C Tonalito 9,99020 x 10-4 -3,00042 2,6530 x 10-4 -3,57626 AER-3* Tonalito 9,87440 x 10-4 -3,00549 3,7943 x 10-4 -3,42086 AER-41 C Tonalito 8,63250 x 10-4 -3,06386 3,0705 x 10-4 -3,51279 AER-54 D Tonalito 8,21440 x 10-4 -3,08542 AER-54 A Tonalito 7,93060 x 10-4 -3,10069 AER-55 B Tonalito 7,26430 x 10-4 -3,13881 AER-55 A Tonalito 7,18010 x 10-4 -3,14387 ERF-136A Tonalito 6,97670 x 10-4 -3,15634 * Amostras com seções polidas; Em vermelho, amostras com baixos valores de SM não consideradas no tratamento dos dados; SM1 Medidas obtidas com a bobina plana** e SM2 Medidas obtidas com bobina cilíndrica. ** SM1 Medidas com bobina plana x 1,7 (fator de correção) p/ amostras com SM> 1x10-3SIv e s/ correção p/ amostras com SM <1x10-3SIv. 42 Tabela 5: Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Tonalito/Quartzo-Diorito Parâmetros estatísticos SM (SIv) (Número de amostras = 19) Média 1,560 x 10-2 Mediana 1,340 x 10-2 Média Geométrica 1,210 x 10-2 Variância 1,130 x 10-4 Desvio Padrão 1,060 x 10-2 Valor mínimo 2,1790 x 10-3 Valor máximo 3,8060 x 10-2 Tabela 6- Percentis dos dados de SM do Tonalito/ Quartzo - Diorito Percentagens Percentis 90 3,63470 x 10-2 80 2,15620 x 10-2 70 1,80260 x 10-2 65 1,53140 x 10-2 60 1,50290 x 10-2 55 1,45250 x 10-2 50 1,33600 x 10-2 45 1,21020 x 10-2 40 1,74800 x 10-2 35 1,16600 x 10-2 30 8,00360 x 10-2 25 7,37250 x 10-3 20 6,56770 x 10-3 15 5,30850 x 10-3 10 2,64310 x 10-3 43 7.1.3 – Minerais Óxidos de Fe e Ti. 44 Os minerais óxidos de Fe e Ti constituintes do Tonalito/Quartzo-Diorito são, essencialmente, magnetita, hematita, ilmenita e calcopirita, sendo que esta última ocorre em proporções muito reduzidas e é mais freqüente nas amostras de mais baixa SM. Os demais ocorrem em conteúdos relativamente elevados e são geralmente encontrados inclusos ou associados a minerais ferromagnesianos, tais como biotita e anfibólio, e também a félsicos, como plagioclásio e quartzo. A magnetita (Mt) ocorre predominantemente como cristais subédricos e mais raramente euédricos, geralmente maciços, desprovidos de lamelas de ilmenita em treliça e sem muita evidência de oxidação (Fig. 12). Por vezes, assumem a forma de veios (Fig. 12), sugerindo que esses cristais foram provavelmente neoformados a partir, de processos hidrotermais, já que esse grupo de rocha é, dentre os granitóides estudados na sub-área I, o mais afetado por esses processos, em um estágio posterior a formação desta rocha. Ocorrem ainda cristais de magnetita com bordas parcialmente corroídas (Fig. 13), demonstrando sua desestabilização e sugerindo caráter primário para esses cristais. Em ambos os casos, apresentam martitização incipiente. A hematita (Hm) ocorre somente como produto de alteração da magnetita sob a forma de martita que exibe, em geral, formas irregulares, desenvolvendo-se a partir da borda da magnetita hospedeira. Segundo Haggerty (1991), o processo de substituição parcial do cristal de magnetita por martita desenvolve-se ao longo dos planos {111} da Mt hospedeira, sendo que a formação de martita pode ser explicada pela reação: 2Fe3O4 + 1/2O2 → 3Fe2O3 magnetita hematita A formação da Hm através do processo de martitização ocorre, segundo Haggerty (1981a), sobretudo em cristais de Mt pobre em Ti. A Ilmenita apresenta-se como cristais anédricos, bastante transformados e pseudomorfisados, com coloração branco acinzentado. Os pseudomorfos são formados por diversos minerais resultantes da oxidação intensa da ilmenita no estágio subsolidus, capazes de desestabilizar a ilmenita, porém sem alterar a magnetita. Dentre estes 45 minerais destaca-se principalmente o rutilo. A ilmenita também ocorre parcialmente substituída por titanita (Fig. 14) ou até mesmo por associações heterogêneas, de diversas fases minerais. De acordo com a terminologia definida por Buddington & Lindsley (1964), Haggerty (1981a) e Dall’Agnol et al. (1997) para descrever os tipos texturais de ilmenita, foi observada apenas Ilmenita do tipo individual (Ilm I; Figura 14), a qual é considerada pelos referidos autores como sendo produto da cristalização magmática. Localmente têm-se cristais subédricos de pirita e calcopirita (Fig. 15), que ocorrem associados, geralmente, a ferromagnesianos, quartzo e feldspato potássico ou disseminados na matriz. Estes sulfetos são mais freqüentes em amostras que apresentam valores baixos de SM. 46 47 48 49 50 7.2 - BIOTITA-GRANITO/LEUCOGRANITO MÉDIO A GROSSO DA REGIÃO DE SERRA DOURADA 7.2.1 – Caracterização Petrográfica São rochas de composição granítica stricto sensu intrusivas nas rochas quartzo- dioríticas/ tonalíticas já descritas. Geralmente, são compostas por rochas de coloração rosada, equigranulares de granulação média a grossa. São constituídas essencialmente por plagioclásio, feldspato alcalino, quartzo, biotita e outros minerais provenientes de alteração hidrotermal. São comuns tipos cisalhados, bem como a presença de diques aplíticos e pegmatíticos associados. Em geral são rochas fracamente magnéticas, sendo que, localmente, têm-se a presença de minerais magnéticos, constatados através de caneta-ímã. 7.2.2 - Suscetibilidade Magnética Estes granitos apresentam valor de suscetibilidade magnética (SM) médio de 8,872 x 10-3 SIv, variando de 1,73380 x 10-3 SIv (valor mínimo) a 2,56320 x 10-2 SIv (valor máximo) (Tab. 7). Nas tabelas 8 e 9 pode-se observar que cerca de 50% das amostras estudadas apresentam valores de SM superiores ao valor médio de SM destes granitóides. Além disso, doze amostras apresentaram SM < 1x10-3. Elas correspondem, em sua maioria, a amostras de leucomonzogranito, e foram, como no grupo anterior, retiradas da discussão devido à imprecisão das medidas com bobina plana. Quatro destas amostras foram medidas através da bobina cilíndrica e os resultados obtidos se situam no intervalo 6,466 x 10-4 a 5,534 x 10-5 (Tab. 7; Fig. 16), os quais representam os verdadeiros valores de SM das amostras com baixa SM desse grupo de rochas. A análise de histograma e polígono de freqüência (Figura 16a) revela uma maior concentração das amostras no intervalo log -2,2 a -1,8, e uma distribuição bimodal das medidas. Os dados de SM, quando plotados no gráfico de probabilidade normal (Figura 16b), definem, através de diferentes segmentos de reta, três populações magnéticas distintas: uma mais magnética, no intervalo log -1,591 a -2,209 (população C); uma intermediária (população B) no intervalo log -2,365 a -2,462; e outra menos magnética (população A), no intervalo log -2,655 a -2,761. 51 Tabela 7- Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Biotita-granito/Leucogranito (continua). População Amostras Variedade SM1 SIv LOG SM1 SM2 SIv LOG SM2 ERF-87A Bt-granito 2,56320 x 10-2 -1,59121 AER-53* Bt-granito 2,03910 x 10-2 -1,69056 AER-19 A Leucogranito 1,71810 x 10-2 -1,76495 AER-47 E* Leucogranito 1,53950 x 10-2 -1,81262 AER-46A Bt-granito 1,39660 x 10-2 -1,85493 C AER-30 B* Bt-granito 1,22370 x 10-2 -1,91232 AER-60* Bt-granito 1,20430 x 10-2 -1,91923 AER-62 Bt-granito 1,20100 x 10-2 -1,92042 ERF-93 Gr. albitizado 1,16960 x 10-2 -1,93196 AER-35 A Leucogranito 1,10050 x 10-2 -1,95840 AER-59* Leucogranito 1,00730 x 10-2 -1,99684 ERF-18C Granito 9,79310 x 10-3 -2,00907 AER-19 C Leucogranito 9,46810 x 10-3 -2,02373 AER-21 Bt-granito 8,98170 x 10-3 -2,04664 ERF-83A Leucogranito 8,55380 x 10-3 -2,06784 JES-68* Bt-granito 7,73430 x 10-3 -2,11157 ERF-94 Gr. albitizado 6,89530 x 10-3 -2,16144 AER-20 A Leucogranito 6,17540 x 10-3 -2,20933 AER-56 A Leucogranito 4,31420 x 10-3 -2,36509 ERF-92 Gr. albitizado 4,25000 x 10-3 -2,37161 B AER-49 Bt-granito 4,18840 x 10-3 -2,37795 AER-30 C1 Leucogranito 3,54430 x 10-3 -2,45046 AER-20C Bt-granito 3,45540 x 10-3 -2,46150 ERF-115A Gr. albitizado 3,44600 x 10-3 -2,46268 AER-22 A Leucogranito 2,21010 x 10-3 -2,65558 A JES-73 Leucogranito 2,04110 x 10-3 -2,69013 AER-46B Leucogranito 1,80890 x 10-3 -2,74258 AER-30 C Bt-granito 1,73380 x 10-3 -2,76100 AER-28A Leucogranito 9,33320 x 10-4 -3,02996 AER-57 A Leucogranito 8,11540 x 10-4 -3,09069 6,4666 x 10-4 -3,18932 AER-27* Leucogranito 7,73680 x 10-4 -3,11144 AER-22 C Leucogranito 7,27910 x 10-4 -3,13792 1,0383 x 10-4 -3,98367 AER-43 B Leucogranito 7,15540 x 10-4 -3,14537 5,5345 x 10-5 -4,25692 AER-48 A Bt-granito 6,92520 x 10-4 -3,15957 AAM-212 Leucogranito 6,90300 x 10-4 -3,16096 ERF-85A Bt-granito 6,82770 x 10-4 -3,16572 AER-43H Leucogranito 6,15820 x 10-4 -3,21055 1,8797 x 10-4 -3,72591 AER-25 B Leucogranito 5,54710 x 10-4 -3,25593 52 (conclusão) População Amostras Variedade SM1 SIv LOG SM1 SM2 SIv LOG SM2 AER-43 G Leucogranito 5,46020 x 10-4 -3,26279 ERF-91A Bt-granito 5,45030 x 10-4 -3,26357 * Amostras com seções polidas; Em vermelho, amostras com baixos valores de SM não consideradas no tratamento dos dados; SM1 Medidas obtidas com a bobina plana** e SM2 Medidas obtidas com bobina cilíndrica. ** SM1 Medidas com bobina plana x 1,7 (fator de correção) p/ amostras com SM> 1x10-3SIv e s/ correção p/ amostras com SM<1x10-3SIv. Tabela 8: Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Biotita-granito/Leucogranito Parâmetros estatísticos SM (SIv) (Número de amostras = 28) Média 8,872 x 10-3 Mediana 8,767 x 10-3 Média Geométrica 6,968 x 10-3 Variância 3,500 x 10-5 Desvio Padrão 5,911 x 10-3 Valor mínimo 1,7338 x 10-3 Valor máximo 2,5632 x 10-2 Tabela 9- Percentis dos dados de SM do Biotita-granito/Leucogranito Percentagens Percentis 90 1,71810 x 10-2 80 1,22370 x 10-2 70 1,16960 x 10-2 65 1,10050 x 10-2 60 9,79310 x 10-3 55 9,46810 x 10-3 50 8,55380 x 10-3 45 7,73430 x 10-3 40 6,89530 x 10-3 35 4,31420 x 10-3 30 4,25000 x 10-3 25 3,55430 x 10-3 20 3,45540 x 10-3 15 3,44600 x 10-3 10 2,04110 x 10-3 53 54 7.2.3 – Minerais óxidos de Fe e Ti Os opacos constituintes do biotita-granito/leucogranito são representados por magnetita, Ilmenita, hematita e pirita, e estão geralmente associados a biotita, anfibólio (Fe-hastingsita), plagioclásio e quartzo (Fig. 17). A magnetita é predominantemente subédrica (Fig. 18), com martitização incipiente e seus cristais aparecem geralmente isolados, associados a anfibólio e biotita (Figs. 20, 21 e 22). Apresentam-se maciços, mas em alguns casos, têm-se cristais com bordas levemente corroídas (Figs. 21 e 22). A Ilmenita apresenta-se como cristais subédricos e anédricos, por vezes bastante alterados e substituídos por rutilo, hematita e titanita (Figs. 19, 21 e 22). Isto ocorre principalmente nas amostras de mais baixa SM, pois, contrariamente, nas de alta SM, os cristais de ilmenita não apresentam nenhum sinal de alteração (Figs.17 e 20). Por vezes, os cristais de ilmenita ocorrem entremeados com biotita e clorita (Figs. 17 e 19). Os minerais branco-acinzentados secundários (rutilo, hematita e ilmeno-hematita) ou cinza-escuro (titanita e clorita), presentes no interior das ilmenitas devem se formar em estágios mais avançados de transformação (Haggerty 1991). Uma das reações típicas envolvendo a desestabilização da ilmenita pode ser assim representada: 4FeTiO3 + O2 → 4TiO2 + 2Fe2O3 Ilmenita Rutilo Hematita ou Anatásio Os tipos texturais observados foram: Ilmenita individual (Ilm I; Figs. 17 e 19); composite ou composta, correspondendo aos cristais de Ilmenita em contato com a magnetita externamente (Ilm Cext; Fig. 20) ou internamente (Ilm Cint; Fig. 22); Patch ou em manchas (Ilm P; Fig. 20), na forma de manchas irregulares no interior da magnetita; Trelis ou Treliça (Ilm T; Figs. 20 e 21) que se desenvolve em até três planos destintos em um mesmo cristal de magnetita; e em sanduíche (Ilm S; Figura 21), como faixas contínuas no interior da magnetita. A ilmenita I, como foi discutido no Tonalito estudado anteriormente, é provavelmente de origem magmática. A Ilmenita T foi explicada por Buddington & Lindsley (1964) e Haggerty (1981) como decorrência do processo de oxi-exsolução que 55 afetou as titanomagnetitas primárias durante ou após a cristalização magmática segundo a reação: 6 Fe2TiO4 + O2 → 2 Fe3O4 + 6 FeTiO3. Ulvoespinélio Magnetita Ilmenita A ilmenita tipo C, segundo Buddington & Lindsley (1964), originou-se da mesma forma que a ilmenita T. Entretanto, Haggerty (1981), embora não afastasse inteiramente a hipótese anterior, apresentou outra alternativa para explicar sua origem, admitindo que sua formação se daria a partir da cristalização direta do líquido magmático. Dall’Agnol et al. (1997) também assumiram uma origem magmática para a ilmenita composta presente no granito Jamon. A hematita é produto de alteração da magnetita, exibindo formas irregulares e desenvolvendo-se geralmente a partir da borda do cristal de magnetita, sob a forma de martita. A hematita ocorre ainda como alteração da ilmenita. A pirita ocorre na forma de cristais muito finos, disseminados na lâmina e associados à magnetita. 56 57 58 59 60 61 62 7.3 - GRANITO FOLIADO 7.3.1 – Aspectos Petrográficos Este grupo de rochas, descrito originalmente por Soares (2002), aflora na porção sul da área de Serra Dourada (Fig. 3). É constituído por rochas graníticas, de coloração rósea a cinza, granulação grossa a média, geralmente apresentando graus variados de deformação, que pode culminar com a geração de verdadeiros milonitos. A foliação está em conformidade com o padrão regional E-W, sendo que localmente tem-se o registro de foliação N-S. Além dessa foliação, foram observados boudins e dobras, bem como enclaves máficos. Sua mineralogia é composta por feldspato potássico, plagioclásio, quartzo, biotita, zircão, allanita, apatita, opacos, titanita, epidoto e clorita. Os três últimos são secundários e não são constantes em todas as amostras. 7.3.2 - Suscetibilidade Magnética O granito foliado apresenta suscetibilidade magnética (SM) média de 1,3800 x 10-2 SIv com valores que variam de 1,8676 x 10-3 SIv (valor mínimo) a 4,3778 x 10-2 SIv (valor máximo) (Tabs. 10 e 11). Dentre as amostras estudadas neste grupo, três apresentaram SM < 1x10-3 (Tab. 10) e foram todas medidas através da bobina cilíndrica. Os valores obtidos variam entre 8,3813 x 10-5 e 1,9453 x 10-4 e são representativos das amostras com baixa SM (<1x10-3SIv) desse conjunto litológico. As variações percentuais dos dados de SM são apresentadas na tabela de percentis (Tab. 12; amostras com SM>1x10-3SIv), a partir da qual observa-se que 40% das amostras possuem SM acima do valor médio. A análise de histograma e polígono de freqüência (Fig. 23a), assim como do gráfico de probabilidade (Fig. 23b), sugere a distribuição das medidas de SM em três populações, designadas A, B e C, partindo dos menores para os maiores valores de SM, as quais podem ser observadas a partir dos diferentes segmentos de reta na Fig. 23b. O histograma revela uma distribuição polimodal das amostras, com três picos, correspondendo, de modo geral, as populações A, B e C reveladas pelo gráfico de probabilidade. A população A é a menos magnética e é representada por 32% das amostras estudadas, distribuídas em um intervalo de log -2,728 a -2,300. A população B apresenta-se em um intervalo de log - 2,147 a -1,760 e compreende 44% das amostras 63 estudadas. A população C corresponde à população mais magnética, englobando 24% das amostras distribuídas em um intervalo de log -1,645 a -1,358. Tabela 10- Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Granito Foliado. População Amostras SM1 (SIv) LOG SM1 SM2 (SIv) LOG SM2 AER-16B 4,37780 x 10-2 -1,35874 C ERF-17G 3,84340 x 10-2 -1,52528 ARC-58B 2,89180 x 10-2 -1,53882 ERF-122A 2,88090 x 10-2 -1,54047 AER-17B 2,84340 x 10-2 -1,54615 AER-16 A* 2,26180 x 10-2 -1,64553 AER-65C 1,73480 x 10-2 -1,76073 AER-17E 1,57550 x 10-2 -1,80257 ERF-101 1,45830 x 10-2 -1,83613 AER-17A 1,41110 x 10-2 -1,85044 B AER-65 A 1,29050 x 10-2 -1,88922 ERF-102 1,06750 x 10-2 -1,97163 AER-17D 1,00590 x 10-2 -1,99742 AER-15A 8,73510 x 10-2 -2,05873 AER-123 7,97840 x 10-3 -2,09808 ERF-65 E 7,92710 x 10-3 -2,10088 AER-65 B 7,12250 x 10-3 -2,14736 AER-79A 5,00480 x 10-3 -2,30061 AER-14* 4,08830 x 10-3 -2,38845 A AER-76 E 3,99340 x 10-3 -2,39865 ERF-124A 3,69970 x 10-3 -2,43183 AER-76 C 3,13970 x 10-3 -2,50310 AER-79C 2,32010 x 10-3 -2,63448 ERF-125A 1,88730 x 10-3 -2,72415 ERF-18D 1,86760 x 10-3 -2,72871 ERF-66G 7,71460 x 10-4 -3,11268 5,05221 x 10-4 -3,29652 AER-75A 6,74220 x 10-4 -3,17119 8,3813 x 10-5 -4,07668 AER-18A 4,69070 x 10-4 -3,32876 1,9453 x 10-4 -3,71101 * Amostras com seções polidas; Em vermelho, amostras com baixos valores de SM não consideradas no tratamento dos dados; SM1 Medidas obtidas com a bobina plana** e SM2 Medidas obtidas com bobina cilíndrica. ** SM1 Medidas com bobina plana x 1,7 (fator de correção) p/ amostras com SM> 1x10-3SIv e s/ correção p/ amostras com SM<1x10-3SIv. 64 Tabela 11: Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Granito Foliado Parâmetros estatísticos SM (SIv) (Número de amostras = 25) Média 1,3800 x 10-2 Mediana 1,0059 x 10-2 Média Geométrica 9,4000 x 10-3 Variância 1,3900 x 10-4 Desvio Padrão 1,1800 x 10-2 Valor mínimo 1,8676 x 10-3 Valor máximo 4,3778 x 10-2 Tabela 12- Percentis dos dados de SM do Granito Foliado Percentagens Percentis 90 2,89180 x 10-2 80 2,84340 x 10-2 70 1,57550 x 10-2 65 1,45830 x 10-2 60 1,41110 x 10-2 55 1,06750 x 10-2 50 1,00590 x 10-2 45 8,73510 x 10-3 40 7,92710 x 10-3 35 7,12250 x 10-3 30 5,00480 x 10-3 25 4,08830 x 10-3 20 3,99340 x 10-3 15 3,13970 x 10-3 10 2,32010 x 10-3 65 66 7.3.3 – Minerais óxidos de Fe e Ti Os minerais opacos observados nestas rochas ocorrem inclusos ou associados à biotita, allanita, plagioclásio e quartzo (Fig. 24), sendo representados por magnetita, Ilmenita, hematita e, mais raramente, pirita. A magnetita é predominantemente subédrica (Figs. 25 - 30), apresentando-se geralmente em cristais maciços, fraturados, moderadamente martitizados. Distingue-se da magnetita descrita nas rochas anteriores por apresentar um grau de oxidação mais acentuado, traduzido em uma martitização mais intensa. Esta se desenvolve tanto nas bordas, na forma de finas lentes orientadas e descontínuas (Fig. 25), como nas porções mais internas dos cristais, na forma de manchas (Figs. 26, 27 e 30). Quando associados a biotita, allanita e epidoto, os cristais de magnetita ocorrem entremeados com esses minerais, apresentando contatos retilíneos ou mais localmente irregulares com os mesmos (Figs. 24 e 26). A composição da magnetita é muito pura, sendo desprovida de conteúdos expressivos de Ti e outros elementos, além do Fe (Anexo I). A Ilmenita apresenta-se como cristais subédricos e anédricos, bastante alterados e quase que inteiramente substituídos por misturas complexas de fases em que se destacam hematita e rutilo (Figs. 27, 29 e 30). Os tipos texturais observados foram: composta externa (Fig. 28) e interna (Fig. 27 e 30) e individual, sendo esta última menos freqüente. A hematita ocorre com freqüência substituindo a magnetita através do processo de martitização. Exibe formas irregulares desenvolvendo-se geralmente a partir da borda do cristal de magnetita (Fig. 25), segundo reações descritas anteriormente. Em alguns casos este processo é mais intenso e as manchas de martita chegam a substituir grandes porções dos cristais de magnetita (Fig. 26 e 27). A martita é sempre composicionalmente pura (Anexo 1) e não mostra nas análises semi-quantitativas por EDS contrastes composicionais nítidos com a magnetita (Figs. 26b, 27c e 30c; Anexo 1). Além da martita, hematita com conteúdos expressivos de Ti (Figs. 27c e 28c; Anexo 1) pode ser encontrada, freqüentemente, como produto de alteração da ilmenita, ocorrendo na forma de manchas espalhadas por todo o cristal (Figs. 27 - 30). Os dados de SM e as características dos minerais óxidos de Fe e Ti revelam que o Granito Foliado formou-se em condições oxidantes (associação de magnetita e 67 ilmenita primárias (Figs. 28 - 30). No domínio de estabilidade da magnetita, portanto entre os tampões FMQ e HM (Fig. 8). Pode-se estimar que o granito cristalizou em condições de fO2 similares às do tampão NNO, tendo evoluído no estágio subsolidus para condições fortemente oxidantes, acima do tampão HM, como indica a forte martitização da magnetita (Figs. 26 e 27) e a transformação da ilmenita para associação de rutilo e hematita (Figs. 27 - 30) cf. (Haggerty 1991). O fato de a magnetita mostrar-se sempre muito pura em termos composicionais e, deixando de lado a martita de formação secundária, bastante homogênea, sem associação com ilmenita em treliça, em manchas e sanduíche, demonstra que ela foi reequilibrada durante o estágio subsolidus. 68 69 70 71 72 73 74 75 7.4 - GABRO Neste grupo foram incluídos conjuntamente os gabros pertencentes as duas sub- áreas I e II em estudo. 7.4.1 - Aspectos Petrográficos Na sub-área I (Fig. 3), estas rochas ocorrem como corpos alongados na direção E- W, geralmente não representáveis em escala de mapeamento 1:100.000, que são intrusivos em rochas granitóides. São, geralmente, rochas de coloração preta a esverdeada, isotrópicas, de granulação fina. Além de plagioclásio, clinopiroxênio e anfibólio, ocorrem escapolita, biotita, opacos, epidoto, apatita, clorita e titanita. Os minerais opacos estão sempre presentes, exibindo aspectos texturais diferenciados, sendo ora esqueletais, ora maciços. No entanto, somente em algumas amostras verifica-se forte atração magnética entre a rocha e a caneta-ímã de campo, indicando a presença de fases magnéticas. Os gabros pertencentes à sub-área II, estudados neste trabalho, não apresentam deformação muito expressiva, correspondendo aos gabros não deformados descritos por Gomes (2003; Fig. 5). Esses gabros apresentam coloração cinza escuro, granulação média a grossa, homogeneidade composicional e textural, e são formados essencialmente por plagioclásio (labradorita), augita e olivina; os minerais acessórios são quartzo e opacos. 7.4.2 - Suscetibilidade Magnética Os gabros apresentam valor médio de SM de 2,6945 x 10-2 SIv, com valores variando entre 1,74810 x 10-3 SIv (valor mínimo) e 1,05910 x 10-1 SIv (valor máximo) (Tab. 13). Duas de suas amostras apresentaram, em medidas com bobina plana, SM< 1x10-3, porém não puderam ser medidas através da bobina cilíndrica em virtude de suas dimensões reduzidas. Os parâmetros estatísticos das amostras dessa unidade litológica se encontram sumarizados na tabela 14 e a variação dos dados de SM é apresentada na tabela 15, onde se verifica que aproximadamente 40% das amostras possuem SM superior à média. O histograma e polígono de freqüência (Fig. 31a) revelam uma distribuição bimodal dos valores de SM. Os dados de SM quando plotados no gráfico de probabilidade normal (Fig. 31b) mostram, através de segmentos de reta, a 76 separação de três populações magnéticas distintas. A população A menos magnética, cujos valores de log de SM ficam compreendidos entre -2,757 e -2,339, corresponde a 36% das amostras estudadas. A população B, com valores intermediários de SM, distribuídos entre log -1,997 e -1,984, engloba 8% das amostras estudadas e a população C, mais magnética com log de SM variando de -1,739 a -0,975, é constituída por 56% das amostras medidas. Tabela 13- Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Gabro População Amostras SM (SIv) LOG SM AER-29D 1,05910 x 10-1 -0,97505 AER-52 7,19980 x 10-2 -1,14267 AER-12A 6,95990 x 10-2 -1,15739 JES-62 6,58250 x 10-2 -1,18160 AER-75 B* 4,63990 x 10-2 -1,33348 AMR-84A 4,27050 x 10-2 -1,36951 C AMR-117C 3,77580 x 10-2 -1,42298 AER-55 D 3,53600 x 10-2 -1,45148 AMR-84B 3,35100 x 10-2 -1,47482 AER-56 B 2,71890 x 10-2 -1,56559 ERF-118 2,58520 x 10-2 -1,58750 ERF-107 2,52580 x 10-2 -1,59759 AER-30 A 2,42710 x 10-2 -1,61491 AER-10 1,82100 x 10-2 -1,73968 B AER-12 D 1,03610 x 10-2 -1,98459 AER-2 1,00490 x 10-2 -1,99783 ERF-86 C 4,57650 x 10-3 -2,33946 AER-9A 4,00930 x 10-3 -2,39693 ERF-113 F 2,80650 x 10-3 -2,55183 AER-23* 2,46260 x 10-3 -2,6086 A AER-42 2,22260 x 10-3 -2,65314 AER-38 1,93590 x 10-3 -2,71310 AER-47 C 1,83050 x 10-3 -2,73741 ERF-47H 1,78680 x 10-3 -2,74790 AAM-211 1,74810 x 10-3 -2,75743 ERF-47 G 9,18430 x 10-4 -3,03695 JES-65 5,30460 x 10-4 -3,27535 * Amostras com seções polidas; Em vermelho, amostras com baixos valores de SM não consideradas no tratamento dos dados; SM1 Medidas obtidas com a bobina plana** . ** SM1 Medidas com bobina plana x 1,7 (fator de correção) p/ amostras com SM> 1x10-3SIv e s/ correção p/ amostras com SM<1x10-3SIv. 77 Tabela 14: Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Gabro Parâmetros estatísticos SM (SIv) (Número de amostras = 25) Média 2,6945 x 10-2 Mediana 2,4271 x 10-2 Média Geométrica 1,3058 x 10-2 Variância 7,6856 x 10-4 Desvio Padrão 2,7723 x 10-2 Valor mínimo 1,7481 x 10-3 Valor máximo 1,0591 x 10-1 Tabela 15- Percentis dos dados de SM do Gabro Percentagens Percentis 90 6,95990 x 10-2 80 4,27050 x 10-2 70 3,53600 x 10-2 65 3,35100 x 10-2 60 2,58520 x 10-2 55 2,52580 x 10-2 50 2,42710 x 10-2 45 1,82100 x 10-2 40 1,00490 x 10-2 35 4,57650 x 10-3 30 4,00930 x 10-3 25 2,80650 x 10-3 20 2,22260 x 10-3 15 1,93590 x 10-3 10 1,83050 x 10-3 78 79 7.4.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti Os minerais óxidos de Fe e Ti identificados nos gabros foram: Titanomagnetita, ilmenita e hematita. Além destes minerais opacos, ocorrem ainda os sulfetos, pirita e calcopirita. Tanto os óxidos, quanto os sulfetos, associam-se a piroxênio (augita), anfibólio, titanita, quartzo e plagioclásio. A titanomagnetita ocorre preferencialmente em amostras de mais alta SM e apresenta-se como cristais subédricos bastante alterados e, por vezes, parcialmente corroídos (Fig. 32). A alteração se traduz em manchas esverdeadas e esbranquiçadas ao longo dos cristais (Figs. 32 - 34), provável efeito da alteração hidrotermal sofrida por essas rochas. Alguns cristais de magnetita foram quase que inteiramente substituídos por misturas de óxidos (Figs. 32 - 34), como pôde ser comprovado através das análises semiquantitativas por EDS em microscópio eletrônico de varredura (Anexo I). Em amostras com valores de SM relativamente mais baixos (população A), foram observados cristais esqueletais de titanomagnetita, transformados em intercrescimentos de magnetita e ilmenita em treliça, nos quais a magnetita foi inteiramente substituída, devido aos processos hidrotermais sofridos por essas rochas, restando apenas as lamelas de ilmenita preservada (Fig. 35). Isso explica o decréscimo da SM, pois a ilmenita é acentuadamente menos magnética que a magnetita. As observações no microscópio ótico e no MEV, ainda que limitadas a apenas duas amostras representativas das populações A e C (Tab. 13; Fig. 31), indicam que as amostras da população A tiveram a magnetita fortemente transformada e substituída; enquanto que naquelas da população C, a magnetita encontra-se mais preservada. Isso sugere que a população C é mais representativa da SM original dos gabros e a população A engloba cristais com efeitos de hidrotermalismo intenso que afetou a magnetita. A ilmenita ocorre com bastante freqüência nesta rocha. Seus cristais se apresentam geralmente bem preservados. De acordo com a classificação de Buddington & Lindsley (1964), Haggerty (1981, 1991) e Dall’Agnol et al. (1997), foram observadas ilmenitas do tipo treliça (Figs. 33-34), as quais ocorrem na forma de lamelas que variam de finas a muito finas e se distribuem muitas vezes uniformemente ao longo dos cristais de magnetita (Fig. 36), composta interna e externa (Figs.32 e 34), ilmenita 80 individual, na forma de grãos anédricos de granulação fina a média disseminados na rocha (Fig. 35), e em manchas (Figs. 32 e 33). A hematita ocorre apenas como produto de alteração da magnetita, na forma de martita, como manchas ao longo dos cristais. A pirita e calcopirita nestas rochas tornam-se mais abundantes com o decréscimo da SM, ocorrendo tanto na forma de cristais bem desenvolvidos e subédricos associados a ilmenita, como disseminados na matriz. Isto sugere que os sulfetos estejam associados aos processos hidrotermais de mais baixa temperatura que desestabilizaram a magnetita. 81 82 83 84 85 86 7.5 - TRONDHJEMITO 7.5.1 - Aspectos Petrográficos São rochas foliadas, esbranquiçadas, bastante fraturadas e alteradas hidrotermalmente, que ocorrem na sub-área I (Fig. 3). Estão expostas em lajedos ou em blocos soltos de dimensões métricas. Microscopicamente, exibem textura ígnea parcialmente modificada por microfraturamentos e alteração hidrotermal. Mineralogicamente são compostas por plagioclásio saussuritizado, quartzo, biotita, clorita, escapolita, microclina, epidoto, opacos, allanita e zircão (Soares 2002). 7.5.2 - Suscetibilidade Magnética Foram medidas cerca de 22 amostras de trondhjemito através da bobina plana. Aproximadamente dois terços destas amostras apresentaram valores de SM menores que 1x10-3. Algumas dentre estas amostras foram utilizadas na obtenção de testemunhos para medidas em bobina cilíndrica, para estabelecer comparações entre os valores fornecidos pelas duas bobinas, e definir com maior rigor os valores de SM, já que os valores < 1x10-3 em bobina plana não são confiáveis (Vide Capítulo 6). As medidas obtidas com bobina plana forneceram valores entre 9,4417 x 10-4 e 5,0622 x 10-4. Já as medidas efetuadas com bobina cilíndrica situam-se no intervalo de 8,3813 x 10-5 a 1,8797 x 10-5 (Tab. 16) e são as mais representativas deste conjunto litológico. Estas amostras com valores mais baixos de SM, em sua maioria, não apresentam indícios de cristais de magnetita, que é dentre os minerais óxidos de Fe e Ti, o principal responsável pela assinatura magnética de uma rocha. Os valores de SM podem ser melhor observados no histograma de freqüência (Fig. 37). Este grupo litológico assume um comportamento diferente daqueles das rochas estudadas anteriormente, as quais apresentam valores de SM predominantemente acima de 1x10-3 e têm como principal mineral óxido de Fe e Ti a magnetita. Enquanto os Trondhjemitos são rochas com conteúdo bastante reduzido ou até mesmo inexistente de magnetita, o que explica a dominância de baixos valores de SM. Eles têm como principais minerais óxidos de Fe e Ti, ilmenita e hematita, como será visto com mais detalhe no próximo tópico. Os valores mais altos de SM nestas rochas foram obtidos em amostras que apresentam conteúdos significativos de 87 magnetita, sendo esta, ao que tudo indica, secundária e oriunda, provavelmente, de processos hidrotermais que afetaram essas rochas. Tabela 16- Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Trondhjemito Amostras SM1 SIv LOG SM1 SM2 SIv LOG SM2 AAM-195 1,43840 x 10-2 -1,84210 AAM-205 1,38800 x 10-2 -1,85760 JES-74 1,26300 x 10-2 -1,89858 JES-67 1,14150 x 10-2 -1,94251 JES-66 7,02490 x 10-3 -2,15336 JES-72 6,57370 x 10-3 -2,18218 JES-64 2,00630 x 10-3 -2,69759 AER-11 A* 1,83480 x 10-3 -2,73641 ERF-99 9,44170 x 10-4 -3,02494 5,7388 x 10-5 -4,2411 AER-12E 7,52400 x 10-4 -3,12355 ERF-98A 7,08610 x 10-4 -3,14959 6,2576 x 10-5 -4,2035 AER-75 A 6,99700 x 10-4 -3,15509 8,3813 x 10-5 -4,0766 AER-18A 6,66540 x 10-4 -3,17617 5,7307 x 10-5 -4,2417 AAM-197 6,22010 x 10-4 -3,20620 AER-43 H 6,15820 x 10-4 -3,21055 1,8797 x 10-5 -4,7259 AAM-208 5,92320 x 10-4 -3,22744 ERF-103 5,71540 x 10-4 -3,24295 5,4227 x 10-5 -4,2657 AAM-199 5,29970 x 10-4 -3,27575 AER-61* 5,29970 x 10-4 -3,27575 2,3911 x 10-5 -4,6240 AAM-210 5,10170 x 10-4 -3,29229 ERF-97 5,06220 x 10-4 -3,29566 5,3887 x 10-5 -4,2685 * Amostras com seções polidas; Em vermelho, amostras com baixos valores de SM não consideradas no tratamento dos dados; SM1 Medidas obtidas com a bobina plana** e SM2 Medidas obtidas com bobina cilíndrica. ** SM1 Medidas com bobina plana x 1,7 (fator de correção) p/ amostras com SM> 1x10-3SIv e s/ correção p/ amostras com SM<1x10-3SIv. . 88 Figura 37: Histograma de Freqüência referente aos dados de SM do Trondhjemito. 7.5.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti Os trondhjemitos se distinguem das demais rochas estudadas por apresentarem os mais baixos valores de SM. Isto é conseqüência do conteúdo inexpressivo de magnetita na maioria das amostras estudadas. Os Trondhjemitos possuem comportamento magnético semelhante ao da Associação Tonalítica-Trondhjemítica que será discutida a seguir. A ilmenita é o mineral óxido de Fe e Ti predominante nesse grupo de rocha (Fig. 38). Ocorrem ainda, por vezes, magnetita e ilmenita, geralmente associados com clorita e plagioclásio (Fig. 39). A magnetita, quando presente, ocorre na forma de cristais subédricos, fracamente martitizados e por vezes fraturados. Suas fraturas são, na maioria das vezes, preenchidas por clorita. Este mineral é encontrado em um grupo restrito de amostras, as quais apresentaram os maiores valores de SM. Os trondhjemitos foram intensamente afetados por processos hidrotermais, sendo muito provável que tais processos tenham acarretado a formação de magnetita, já que a grande maioria das amostras estudadas apresentou ilmenita como mineral óxido de Fe e Ti predominante e ausência de magnetita. 89 A ilmenita ocorre na forma de cristais anédricos predominantemente, associados a clorita. Encontram-se geralmente substituídos por hematita, rutilo e titanita (Figs. 38 e 39). O tipo textural encontrado foi o Individual (Ilm I; Fig. 38 e 39). A hematita ocorre geralmente como produto de alteração da ilmenita, em conteúdos pouco expressivos, e associados com magnetita. 90 91 92 7.6 - GRANITO PLANALTO 7.6.1 - Aspetos Petrográficos O Granito Planalto (GP), tanto na sub-área II (Gomes, 2003), quanto na sub-área III (Oliveira 2003), onde se situa sua área tipo, é formado por rochas leucocráticas, de cor rosada com pontuações escuras, correspondentes aos minerais máficos. Exibe textura inequigranular, granulação média a grossa, localmente fina. Apresenta foliação bem desenvolvida de direção próxima de E-W e mergulho subvertical. São rochas moderada a fortemente deformadas que apresentam textura fanerítica, granular e hipidiomórfica. Sua assembléia mineral é constituída de microclínio, quartzo e plagioclásio (minerais essenciais); anfibólio e biotita (minerais varietais); opacos, zircão, apatita, turmalina e allanita (minerais acessórios primários). Os minerais secundários são representados por adulária, escapolita e estilpnomelano. Por vezes, observam-se enclaves. 7.6.2 - Suscetibilidade Magnética Neste trabalho foram integrados os valores de SM obtidos no Granito Planalto nas sub-áreas II (obtidos pela autora) e III (Oliveira, 2003), os quais mostram uma boa correlação (Fig. 40). O GP apresenta valores de suscetibilidade magnética (SM) concentrados no intervalo 1,7341 x 10-3 SIv (valor mínimo) a 4,4983 x 10-2 SIv (valor máximo), com valor médio de 6,4540 x 10-3 SIv (Tab. 17). Vale a pena ressaltar que 48% das amostras estudadas apresentaram valores de SM < 10-3 (Tab. 17), sendo que destas amostras, 3 foram selecionadas para comparações entre sensores (Capítulo 6). Os valores obtidos com a bobina plana nestas amostras variam entre 9,332 x 10-4 SIv e 5,952 x 10-4 SIv e não serão discutidos no presente trabalho tendo em vista a pouca confiabilidade das medidas com bobina plana para valores abaixo de 1x10-3 (Capítulo 6). Em função disso, foram tomados como representativos para as amostras com baixa SM deste grupo de rochas, os valores obtidos com a bobina cilíndrica. Estes se encontram no intervalo de 1,975 x10-4 a 1,045 SIv x 10-5 SIv. O sumário estatístico dos dados de SM é apresentado na tabela 18 e a variação dos dados de SM na tabela 19. Ao analisar os dados de SM a partir de histograma e polígono de freqüência (Fig. 40a), observa-se um 93 caráter bimodal e uma ampla distribuição dos valores de SM, situando-se sua maior concentração no intervalo log -2,760 a -2,631. Considerando o grande número de amostras com SM<1x10-3 SIv, o conjunto estudado mostra um comportamento muito heterogêneo em termos de SM, pois as medidas com bobina cilíndrica, ainda que limitados, sugerem a existência de pelo menos outra população com SM muito baixa, da ordem de log -4,8 a -5,0. As possíveis causas dessas variações precisam ser melhor investigadas. Elas podem traduzir efeitos de processos hidrotermais ou deformacionais (gerações de rochas miloníticas com destruição de magnetita ?) ou, alternativamente, uma origem distinta para os granitos ora enquadrados na Suíte Planalto. Os dados de SM para amostras com SM > 1x10-3 SIv, quando plotados no gráfico de probabilidade (Fig. 40b), revelam uma possível subdivisão através de seus segmentos de reta em três populações. Além disso, há uma amostra isolada, com SM máxima. A população C, mais magnética, é composta por amostras com SM no intervalo log -2,003 a -1,779; a população B situa-se no intervalo log -2,558 a -2,278; e a população A, menos magnética, contém 50% das amostras com alta SM estudadas, que situam-se nos intervalos log -2,760 a -2,631. Tabela 17: Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Granito Planalto (continua). População Amostras SM1 SIv LOG SM1 SM2 SIv LOG SM2 AMR-208A 4,49830 x 10-2 -1,34695 AER-72 A* 1,69950 x 10-2 -1,76967 C AER-85 A* 1,34320 x 10-2 -1,87186 AMR-155A** 1,25520 x 10-2 -1,90125 AER-177* 1,03170 x 10-2 -1,98644 AMR-155B** 9,91950 x 10-3 -2,00351 AER-82A** 5,31010 x 10-3 -2,27489 AMR-134A** 5,23990 x 10-3 -2,28067 B AMR-142A** 3,89360 x 10-3 -2,40963 AER-175 3,27640 x 10-3 -2,48460 AER-87 B 2,77420 x 10-3 -2,55686 AMR-141B 2,76430 x 10-3 -2,55840 AC-16** 2,33860 x 10-3 -2,63102 AMR-181 A* 2,25110 x 10-3 -2,64760 AMR-151B** 2,21680 x 10-3 -2,65427 94 (conclusão) População Amostras SM1 SIv LOG SM1 SM2 SIv LOG SM2 AMR-117J 2,16540 x 10-3 -2,66446 AMR-140*** 2,20090 x 10-3 -2,66738 A AC-4B*** 1,19380 x 10-3 -2,71260 AMR-87 A 1,93610 x 10-3 -2,71307 AMR-152*** 1,90670 x 10-3 -2,71971 AMR-96 1,87450 x 10-3 -2,72711 AMR-135 1,84450 x 10-3 -2,73412 AMR-117 K 1,77800 x 10-3 -2,75006 AC-2A*** 1,73410 x 10-3 -2,76090 AMR-179 9,33280 x 10-4 -3,02999 AMR-184 8,84290 x 10-4 -3,05340 ARM-134A 8,52120 x 10-4 -3,06950 AMR-118 A 7,76650 x 10-4 -3,10977 AMR-139 7,71130 x 10-4 -3,11287 AMR-138*** 7,58410 x 10-4 -3,12010 AMR-37B*** 7,48700 x 10-4 -3,12569 AER-81*** 7,33350 x 10-4 -3,13469 AMR-118H 7,23700 x 10-4 -3,14044 AMR-146*** 7,19130 x 10-4 -3,14319 AMR-45A*** 7,01020 x 10-4 -3,15427 AC-17*** 6,92280 x 10-4 -3,15972 AMR-171* 6,89480 x 10-4 -3,16148 AMR-188 6,88820 x 10-4 -3,16189 1,9755 x 10-4 -3,70432 AMR-185 6,86330 x 10-4 -3,16347 AC-6A*** 6,66050 x 10-4 -3,17649 AMR-51A*** 6,37600 x 10-4 -3,19545 AMR-148*** 6,37350 x 10-4 -3,19562 AMR-181 B 6,35870 x 10-4 -3,19663 1,0456 x 10-5 -4,98063 AMR-149*** 6,35040 x 10-4 -3,19720 AMR-94A 6,24950 x 10-4 -3,20415 AMR-187 5,95290 x 10-4 -3,22527 1,2726 x 10-5 -4,89530 * Amostras com seções polidas; Em vermelho, amostras com baixos valores de SM não consideradas no tratamento dos dados; SM1 Medidas obtidas com a bobina plana** e SM2 Medidas obtidas com bobina cilíndrica. ** SM1 Medidas com bobina plana x 1,7 (fator de correção) p/ amostras com SM> 1x10-3SIv e s/ correção p/ amostras com SM<1x10-3SIv. *** Amostras de Oliveira (2003). 95 Tabela 18: Parâmetros estatísticos dos dados de SM do Granito Planalto*. Parâmetros estatísticos SM (SIv) (Número de amostras = 24) Média 6,4540 x 10-3 Mediana 2,5514 x 10-3 Média Geométrica 3,8210 x 10-3 Variância 8,6919 x 10-5 Desvio Padrão 9,3230 x 10-3 Valor mínimo 1,7341 x 10-3 Valor máximo 4,4983 x 10-2 *Não foram incluídas as amostras com SM<1x10-3 Tabela 19- Percentis dos dados de SM do Granito Planalto*. Percentagens Percentis (SIv) 90 1,34320 x 10-2 80 1,25520 x 10-2 70 5,23990 x 10-3 60 3,27640 x 10-3 50 2,33860 x 10-3 40 2,21680 x 10-3 30 2,20090 x 10-3 20 1,90670 x 10-3 10 1,84450 x 10-3 *Não foram incluídas as amostras com SM<1x10-3 96 97 7.6.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti A caracterização dos minerais óxidos de Fe e Ti presentes neste grupo de rochas e a discussão dos processos que os afetaram ficou prejudicada pelo fato de se dispor apenas de lâminas polidas das amostras com SM > 1x10-3 SIv (Tab. 17). Portanto, a descrição feita a seguir refere-se apenas a amostras com SM > 1x10-3, devendo ser feito no futuro o estudo das rochas com baixa SM. Os minerais opacos identificados no Granito Planalto são basicamente os óxidos magnetita, ilmenita e hematita, que se encontram geralmente associados a titanita, plagioclásio, quartzo, anfibólio (Fe-hastingsita), biotita, feldspato potássico e allanita (Figs. 41 - 44). A magnetita apresenta-se na forma de cristais subédricos, fracamente martitizados, por vezes, com aspecto corroído e bordas irregulares, quando em contato com titanita (Fig. 41) e epidoto (Fig. 42). Ocorre geralmente associada a ilmenita. A ilmenita ocorre fracamente alterada para rutilo e hematita (Figs. 44 e 45), associada a anfibólio e feldspatos, com cristais de zircão inclusos. Os tipos texturais encontrados são ilmenita composta externa (Figs. 42 e 43) e individual (Fig. 46). A hematita ocorre principalmente como produto de alteração da magnetita, correspondendo à variedade martita, e associada a ilmenita (Figs. 44 e 45), sendo neste último caso relativamente enriquecida em titânio. 98 99 100 101 102 103 104 7.7 - ASSOCIAÇÃO TONALÍTICA-TRONDHJEMÍTICA (ATTR) 7.7.1 - Aspectos Petrográficos A ATTr é formada na sua principal área de ocorrência, no corpo sul da sub-área II (Fig. 5), por rochas fortemente deformadas, com um bandamento magmático marcante, observando-se, na escala de afloramento, alternância de níveis tonalíticos e trondhjemíticos. Estas rochas apresentam uma foliação marcante e penetrativa de direção próxima de E-W e mergulho subvertical. Segundo Gomes (2003), os tonalitos são leucocráticos, com coloração variando de cinza a cinza claro. Predominam porções equigranulares de granulação média. Estas rochas apresentam duas variedades petrográficas: biotita-hornblenda-tonalito e hornblenda-tonalito, ambos relativamente enriquecidos em titanita. Os minerais essenciais são plagioclásio e quartzo e os varietais são hornblenda e biotita, enquanto que os acessórios primários são titanita, zircão e turmalina. Os principais produtos de alteração são epidoto e sericita. Os trondhjemitos apresentam coloração esbranquiçada e são, predominantemente, equigranulares de granulação grossa. Há três variações petrográficas: trondhjemito, biotita-trondhjemito e biotita-hornblenda-trondhjemito, todos relativamente ricos em titanita. Plagioclásio e quartzo (minerais essenciais); biotita e hornblenda (minerais varietais); titanita, zircão, opacos, apatita e turmalina (minerais acessórios primários), formam a paragênese destas rochas. Os minerais secundários são representados por escapolita, epidoto e sericita. 7.7.2 - Suscetibilidade Magnética A ATTr exibe valores de suscetibilidade magnética predominantemente baixos, sendo que das quinze amostras medidas, apenas três apresentaram valores de SM maiores que 1 x 10-3 e somente uma valor nitidamente superior (Tab. 20; Fig. 47). Conforme discutido no capítulo 6, comprovou-se nos testes metodológicos efetuados a não confiabilidade das medidas em amostras de baixa SM em bobina plana, sendo tais medidas não consideradas no tratamento de dados, embora constem na tabela 20 para registro. O tamanho das amostras deste grupo não possibilitou a obtenção de testemunhos, os quais serviriam para obtenção de medidas através da bobina cilíndrica, 105 com a finalidade de comparação dos valores fornecidos com as duas bobinas. A única exceção foi a amostra AER-72B, na qual foi realizado este procedimento e para a qual se obteve o valor de 5,114 x 10-5 (Tab. 20; Fig. 47), considerado representativo para as amostras com baixos valores de SM deste grupo litológico. Fica evidente que esta unidade difere em termos de comportamento magnético do Tonalito, Biotita-granito, Granito foliado, Gabro e Granito Planalto, apresentando maiores analogias com o Trondhjemito, que, assim como a ATTr, caracteriza-se pela dominância de amostras com baixa SM e pela ausência de magnetita na maioria das amostras estudadas, sugerindo formação em condições relativamente mais redutoras. Tabela 20: Dados de suscetibilidade magnética (SM) da ATTr Amostras SM1 SIv LOG SM1 SM2 SIv LOG SM2 AMR-122 A* 4,25370 x 10-2 -1,37123 AMR-122 B 2,07110 x 10-3 -2,68379 AMR-87 C 1,71150 x 10-3 -2,76662 AMR-122 D 9,73360 x 10-4 -3,01173 AER-68 8,64990 x 10-4 -3,06298 AMR-86* 8,31830 x 10-4 -3,07997 AER-71 C* 7,78880 x 10-4 -3,10853 AER-71 A 7,11580 x 10-4 -3,14778 AMR-125 6,83870 x 10-4 -3,16503 AER-69 B* 6,46750 x 10-4 -3,18926 AER-71 B 6,06670 x 10-4 -3,21705 AMR-121 5,51250 x 10-4 -3,25865 AMR-126 A 4,90870 x 10-4 -3,30903 AER-72B 4,86200 x 10-4 -3,31318 5,11470 x 10-5 -4,29114 AER-70* 4,82710 x 10-4 -3,31631 * Amostras com seções polidas; Em vermelho, amostras com baixos valores de SM não consideradas no tratamento dos dados; SM1 Medidas obtidas com a bobina plana** e SM2 Medidas obtidas com bobina cilíndrica. ** SM1 Medidas com bobina plana x 1,7 (fator de correção) p/ amostras com SM> 1x10-3SIv e s/ correção p/ amostras com SM<1x10-3SIv. 106 Figura 47: Histograma de freqüência da ATTr. 7.7.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti. Esta rocha, como foi dito anteriormente, apresenta um comportamento magnético semelhante ao do trondhjemito (sub-área I). O mineral óxido de Fe e Ti predominante neste grupo de rocha é a ilmenita, a qual ocorre principalmente na forma de cristais individuais (tipo I), geralmente pouco alterada (Fig. 48). A magnetita costuma ser escassa ou totalmente ausente na ATTr, justificando seus baixos valores de SM. Ela ocorre com freqüência, na forma de cristais subédricos moderadamente oxidados (Fig. 48), apenas na amostra de mais alta SM (AMR-122A) que não é representativa e talvez não pertença a ATTr. Secundariamente, tem-se a hematita como produto de alteração das ilmenitas e, raramente, na forma de martita na magnetita. A martitização aumenta paralelamente com o decréscimo da SM. Na amostra de mais alto valor de SM (AMR- 122), foram identificados magnetita, Ilmenita e hematita, os quais ocorrem associados a biotita, quartzo, feldspatos e thorita (Figs. 49, 50 e 51). A magnetita ocorre na forma de cristais subédricos e, por vezes, anédricos, fracamente a moderadamente martitizados. Quando associados a thorita, os cristais de magnetita assumem a forma de coroa ao redor da mesma (Fig. 50). A ilmenita ocorre somente sob a forma de manchas, na magnetita, parcialmente alterada para titanita (Figs. 51 e 52). 107 108 109 110 111 112 7.8 - MICROGRANITO / DACITO PÓRFIRO 7.8.1 - Aspectos Petrográficos São rochas porfiríticas a glomero-porfiríticas de coloração amarronzada e rosada, granulação fina (matriz) a média (fenocristais). Os fenocristais são de feldspato potássico, plagioclásio e quartzo e a matriz, dominantemente felsítica, é constituída por grãos microcristalinos dos mesmos minerais que constituem os fenocristais, associados aos constituintes máficos. 7.8.2 - Suscetibilidade Magnética Foram efetuadas medidas em apenas três amostras deste grupo de rocha, as quais apresentam valores de suscetibilidade magnética (SM) variando de 5,2122 x 10-3 SIv (valor mínimo) a 1,6699 x 10-2 SIv (valor máximo), com média de 9,2853 x 10-3 SIv (Tab. 21). Devido ao número de medidas muito reduzido, não cabe nenhum tratamento estatístico dos dados obtidos. Pode-se apenas constatar, através do histograma de freqüência (Fig. 53), que as amostras estudadas apresentam valores de SM médios a alto, o que implica quantidades expressivas de magnetita modal. Tabela 21: Dados de suscetibilidade magnética (SM) do Microgranito/ Dacito Pórfiro Amostras SM** (SI) LOG SM JES-61* 1,66990 x 10-2 -1,77728 JES-40 5,94160 x 10-3 -2,22609 AAM-213 5,21220 x 10-3 -2,28297 *Amostra com lâmina polida. ** Valores multiplicados pelo fator de correção 1,7. 113 Figura 53: Histograma de freqüência referente aos dados de suscetibilidade magnética do Microgranito / Dacito Pórfiro. 7.8.3 - Minerais Óxidos de Fe e Ti Magnetita, ilmenita e hematita são os óxidos encontrados neste grupo de rocha, além dos sulfetos pirita e calcopirita. Os dois primeiros ocorrem associados a epidoto, allanita, quartzo e feldspatos (Figs. 54, 55 e 56). A magnetita ocorre geralmente na forma de cristais subédricos a anédricos, com lamelas de exsolução de ilmenita e fracamente martitizados (Figs. 54 e 55). A ilmenita encontrada é dos tipos treliça (Figs. 54 e 55), composta externa (Fig. 55) e individual (Fig. 56). Este mineral se encontra quase que completamente substituído por rutilo e titanita, associados a allanita e epidoto. A hematita é encontrada apenas como produto de alteração da magnetita, na forma de martita. Os cristais de pirita e calcopirita são bastante finos e apresentam-se disseminados na matriz. 114 115 116 117 8 - INTEGRAÇÃO E DISCUSSÃO DOS DADOS As associações magmáticas estudadas, de uma maneira geral, apresentam ampla distribuição dos valores de SM (Fig. 57). Há contrastes expressivos dentro de um mesmo grupo, que devem refletir variações significativas no conteúdo modal de magnetita e/ou na intensidade de sua martitização. Os valores relativamente altos de SM correspondem a amostras ricas em magnetita, onde esta se encontra na forma de cristais preservados e sem muita evidência de oxidação ou, por vezes, alterados incipientemente. Tal comportamento pode ser observado principalmente no Biotita-granito/Leucogranito, Gabro, Granito Foliado e Microgranito/Dacito Pórfiro (Fig. 57). No Gabro, em amostras com valores mais altos de SM, os cristais de magnetita ocorrem geralmente bastante alterados e com manchas de ilmenita, o que não se reflete muito nos valores de SM provavelmente por apresentarem-se bem desenvolvidos e em quantidades relativamente elevadas. Os valores mais baixos de SM, além de corresponderem, obviamente às amostras com conteúdo modal de magnetita mais baixo, podem refletir, no caso de grupos litológicos com dominância de amostras com alta SM, desestabilização da magnetita através da ação de processos hidrotermais, processo freqüente nas rochas estudadas. Dentre os granitóides que apresentam caracteristicamente uma nítida predominância de valores baixos de SM, destacam-se a Associação Tonalítica Trondhjemítica e o Trondhjemito (Fig. 57). O Tonalito/Quartzo-Diorito e o Granito Planalto (Fig. 57) constituem casos a parte dentre as rochas estudadas. O primeiro apresenta em diversas amostras fortes evidências de neoformação dos cristais de magnetita que se deu provavelmente devido à ação do hidrotermalismo intenso na sub- área estudada e proporcionou uma grande concentração de valores elevados de SM. O Granito Planalto apresenta, por sua vez, um número muito elevado de amostras com SM < 1x10-3SIv. Porém, as razões desse comportamento variado não puderam ser explicadas e serão necessários estudos complementares desse conjunto litológico, devendo ser considerada a hipótese de que nem todas as ocorrências sejam cogenéticas. 118 119 O estudo mineralógico dos óxidos de Fe e Ti possibilitou, no caso do Biotita- granito/Leucogranito e Granito Foliado, traçar estágios sucessivos de evolução da magnetita e da ilmenita. Tal estudo indicou que titanomagnetita e ilmenita formaram-se no estágio magmático provavelmente em equilíbrio, mas evoluíram de modo distinto durante o resfriamento e estágio subsolidus. A titanomagnetita evoluiu por processo de oxi-exsolução para intercrescimento de magnetita pura e ilmenita em treliça (Ilm T). Manteve-se estável mesmo nas amostras mais intensamente transformadas, porém apresenta-se homogênea e desprovida de ilmenita T. A ilmenita magmática corresponde provavelmente aos cristais de ilmenita individual (Ilm I) e também aos de ilmenita composta (Ilm C). Porém a similaridade composicional entre as Ilm C, Ilm P e Ilm T presentes na amostra AER-53 do Bt-granito (Ver anexo I), por exemplo, sugere que a mesma foi re-equilibrada no estágio subsolidus, quando se deu a formação final das ilmenitas T e P (Ver Dall’Agnol et al, 1997). Não se pode, no entanto, afastar a hipótese da Ilm C ser também de origem secundária, embora os aspectos texturais não sugiram isso. A ilmenita em suas variedades texturais, foi em muitas amostras dos diferentes grupos litológicos, intensamente alterada e parcialmente substituída por associações complexas a base de rutilo ± titanita ± hematita ± ilmeno-hematita. Isso indica a presença de soluções fortemente oxidantes no estágio subsolidus, capazes de desestabilizar a ilmenita, porém sem afetar a magnetita. Parte das ilmenitas alteradas apresentam acentuado enriquecimento em Mn (Ver Anexo I; descrito anteriormente por Dall”Agnol et al. 1997). O conjunto de dados de SM e mineralógicos permite estimar com razoável margem de segurança que o Biotita-granito, Gabro, Granito Foliado, Microgranito/Dacito Pórfiro e as amostras com SM > 1x10-3 do Granito Planalto formaram-se em condições oxidantes, próximas daquelas do tampão NNO (magnetita e ilmenita como fases estáveis; Fig. 58). No estágio subsolidus as condições tornaram-se severamente mais oxidantes, levando a desestabilização e substituição parcial da ilmenita, porém sem desestabilizar a magnetita o que explica a manutenção dos altos valores de SM. Como a magnetita permaneceu geralmente estável, registrando apenas martitização 120 localizada, pode-se estimar que as condições de fO2 tenderam a se aproximar, podendo até mesmo ultrapassar localmente àquelas do tampão HM (Fig. 58). Os conjuntos litológicos, como os trondhjemitos e a ATTr, que apresentaram dominância de valores mais baixos de SM, conseqüência de seus conteúdos mais reduzidos de magnetita, foram provavelmente formadas em condições de fO2 relativamente mais redutoras, abaixo do tampão FMQ (Fig. 58). Figura 58: Diagrama T x log fO2 (Wones 1989, Frost 1991), indicando estágio de cristalização magmática (traço grosso) e evolução no estágio subsolidus (traço fino), em verde os grupos litológico formados em condições redutoras e em vermelho aqueles formados em condições oxidantes. Ambos foram afetados por oxidação no estágio subsolidus. Vale a pena ressaltar que as amostras, das diversas associações magmáticas estudadas que apresentaram valores de SM menores que 1x10-3 SIv, obtidos em bobina plana (Fig. 57), não foram discutidas detalhadamente neste trabalho. Algumas amostras representativas dos principais conjuntos litológicos foram selecionadas para estudos comparativos, com resultados obtidos a partir de medidas com bobina cilíndrica (Capítulo 6). Isso foi feito com a finalidade de obter-se valores mais precisos, já que os obtidos em bobina plana para esse intervalo se mostravam imprecisos. As medidas obtidas com a bobina cilíndrica compreenderam, em geral, valores entre 1x10-5 SIv e 1x10-4 SIv (Fig. 57), ao passo que, para o mesmo conjunto de amostras, a bobina plana forneceu sempre valores superiores aos indicados pela bobina cilíndrica e maiores que 121 1x10-4, mesmo para as amostras sem evidências de magnetita. Além disso, a partir destes testes, pôde-se também observar que as medidas obtidas com bobina plana não apresentavam um padrão de variação coerente, impedindo, assim, a utilização de um fator de correção, como foi feito no caso das amostras com alta SM (>1x10-3 SIv). Uma das contribuições mais relevantes do presente trabalho foi demonstrar a inadequação da bobina plana do suscetibilímetro SI-1 para estudos em amostras com baixa SM. Nestes casos, para a determinação de valores razoavelmente precisos de SM, é necessário o emprego de bobina cilíndrica. Essa conclusão terá conseqüências práticas para futuras pesquisas, havendo necessidade de um planejamento distinto do empregado ate o momento, desde a fase de coleta de amostras no campo até o de medidas no laboratório. Uma das alternativas será o emprego sistemático no campo de perfuratriz portátil para coleta de amostras. Isso permitirá o uso sistemático em laboratório da bobina cilíndrica. Terá, porém, o inconveniente sério de tornar mais trabalhosa e onerosa a amostragem. No entanto, o estudo de SM, de minerais opacos e de suas associações, em amostras com SM<1x10 SIv, será importante para complementar as observações e discussões já realizadas. 122 9- COMPARAÇÕES ENTRE O COMPORTAMENTO MAGNÉTICO DAS ASSOCIAÇÔES MAGMÁTICAS ESTUDADAS E OS DE ASSOCIAÇÕES MAGMÁTICAS ANÁLOGAS DA AMAZÔNIA ORIENTAL Com base no estudo elaborado, serão efetuadas comparações entre o comportamento magnético das diversas unidades estudadas com aquele de associações magmáticas similares da Amazônia Oriental (Magalhães 1991; Soares 1997; Leite et al. 1997; Figueiredo 1999; Oliveira et al. 2001; Ferreira & Barros 2001; Ferreira et al. 2002a e b). Com exceção do Granodiorito Rio Maria (Magalhães 1991), o qual teve suas medidas de SM obtidas a partir do aparelho CTU-2, os valores de SM > 1x10-3 SIv de todas as rochas estudadas, assim como das associações magmáticas utilizadas para comparações neste capítulo, foram multiplicados pelo fator de correção de 1,7 (Figueiredo et al. 2003). Os valores obtidos com a bobina plana no intervalo de SM < 1x10-3 SIv foram considerados pouco precisos, a partir de testes realizados com os sensores utilizados no Laboratório de Petrologia Magnética (Capítulo 6), sendo aqueles obtidos com a bobina cilíndrica para o mesmo intervalo de valores os mais precisos, e, portanto representativos da SM dos grupos litológicos estudados no intervalo em questão. A este respeito vale a pena ressaltar, que os valores de SM < 1x10-3 SIv, obtidos nos trabalhos citados acima, apesar de utilizados neste capítulo para comparações, apresentam limitações pois foram determinados com o uso de bobina plana do SI-1 no LPM e não com bobina cilíndrica, como seria indicado para este intervalo de SM. Apesar desta limitação, acredita-se que as comparações ainda permitem uma visão geral do comportamento dos diferentes grupos litológicos, sendo, portanto, válida. Tonalito/Quarzo-Diorito O Tonalito/Quartzo-Diorito, localizado a N da Vila Planalto (Sub-área I), apresenta valores de SM predominantes no intervalo de 2,17 x 10 -3 (-log 2,66) a 3,80 x 10 -2 (-log 1,4; Fig. 59). Estes se superpõem aos valores mais altos de SM obtidos no Granodiorito Rio Maria (GdRM; Magalhães 1991), que variam entre 1,06 x 10-3 (-log 2,97) e 2,47 x 10-2 (-log 1,60; Fig. 59). Em ambos os casos ocorrem indícios de neoformação de magnetita, nas amostras com mais altos valores de SM. No GdRM isto 123 124 ocorre principalmente nas amostras das populações C e D, que correspondem às localizadas próximo ao contato com os granitos Musa e Jamon (metamorfismo de contato relacionado às intrusões destes granitos). De um modo geral, as amostras do GdRM mais afastadas do contato apresentam baixos valores de SM, no intervalo de - log 4,2 a 3,0 (Fig. 59), sendo tais valores de SM, possivelmente, os mais representativos para essas rochas. Os altos valores de SM do Tonalito são decorrentes, provavelmente, da ação dos efeitos do intenso hidrotermalismo ocorrido na área. Como dito anteriormente, dentre as rochas estudadas, este é o grupo mais afetado por processos hidrotermais, que podem ter acarretado, assim como no GdRM, a neoformação de cristais de magnetita. Foram feitos testes metodológicos com diferentes tipos de bobina em amostras de baixa SM pertencentes aos dois grupos de rochas (Capítulo 6). Constatou-se que no GdRM, onde as medidas com bobina plana foram obtidas através do suscetibilímetro CTU-2 (Magalhães 1991), os resultados adquiridos a partir deste equipamento e através da bobina cilíndrica do SI-1 foram bastante semelhantes (Fig. 59). Já no Tonalito, onde as medidas com bobina plana foram obtidas a partir do suscetibilímetro SI-1, os valores adquiridos com a bobina cilíndrica (-log 3,4 a 3,6) foram mais baixos que os da bobina plana (-log 3,0 a 3,2; Fig. 59), mesmo naquelas amostras com conteúdos reduzidos ou nulos de magnetita. Isso mostra a pouca confiabilidade das medidas da bobina plana do SI-1 e os valores mais precisos da bobina cilíndrica desse mesmo equipamento para esse intervalo de medidas (SM<1x10-3 SIv; Cap. 6). Independente disso pôde-se observar, que os dois granitóides apresentam comportamento magnético bastante semelhante. As rochas trondhjemíticas possuem ampla distribuição na sub-área I de estudo. Seus valores de SM são predominantemente baixos (Fig. 60), devido à ausência de cristais de magnetita na maioria das amostras estudadas. Algumas destas amostras foram retiradas para testes comparativos com as bobinas utilizadas no LPM (Capítulo 6). As medidas obtidas inicialmente com a bobina plana ocupam o intervalo -log 3,4 a 3,0 e as obtidas com a bobina cilíndrica -log 4,8 a 4,0 (Fig. 60). Esta mostrou-se mais precisa para amostras com SM <1x10-3 SIv, correspondentes a rochas com conteúdo muito baixo ou até mesmo nulo de magnetita. Entretanto, 40% das medidas de SM 125 126 obtidas no Trondhjemito foram > 1x10-3 SIv, o que mostra que, de alguma forma, essas rochas podem ter sido submetidas à ação de processos hidrotermais atuantes na área em estudo, os quais poderiam ter levado a formação de novos cristais de Mt. No Tonalito Arco Verde (Tav; Figueiredo 1997), cuja SM varia de 5,06 x 10-4 SIv (-log 3,29) a 3,00 x 10-2 SIv (-log 1,52; Fig. 60), a população A (menos magnética) é a dominante na unidade com valores <1x10-3 SIv. Tais valores são similares aos menores valores de SM do Trondhjemito obtidos com a bobina plana. Não são possíveis comparações com a bobina cilíndrica, já que não foi realizado nenhum estudo com este sensor em amostras com baixa SM no Tav. A população B (mais magnética) corresponde, tal como no caso do GdRM, a amostras localizadas às proximidades dos contatos das intrusões graníticas proterozóicas, Musa e Jamon. Já nas amostras do Complexo Tonalítico Caracol e do Trondhjemito Água Fria - TTrGn (Figueiredo 1997; Leite 2001), as quais apresentam suscetibilidade magnética variando entre 6,04 x 10-4 SIv (-log 3,21) e 1,80 x 10-2 SIv (-log 1,74; Fig. 60), o histograma de freqüência revela um nítido contraste entre os trondhjemitos estudados e as rochas mencionadas, pois nos primeiros tem-se uma dominância de valores baixos de SM com apenas 40% das amostras com valores acima de 10-3 SIv, ao passo que nos TTGs da Região de Xinguara dominam claramente os valores intermediários. A Associação Tonalítica- Trondhjemitica (ATTr), assim como os trondhjemitos estudados, apresenta baixos ou nulos conteúdos de Mt, bem como predominância de valores baixos de SM, os quais são representados por uma amostra medida através da bobina cilíndrica, apresentando SM igual a 5,11 x 10-5 SIv (-log 4,29; Fig. 60). Apenas 20% das amostras estudadas apresentaram valores acima de 1x10-3 SIv. O Granito Planalto (GP; Fig. 61), pertencente ao grupo dos granitos subalcalinos arqueanos da Bacia Carajás (BC), apresenta em geral uma grande dispersão dos valores de SM, os quais se alternam em valores baixos e relativamente altos. Suas amostras com SM > 1x10-3 SIv, distribuem-se no intervalo de 1,73 x 10-3 SIv (-log 2,8) a 4,50 x 10-2 SIv (-log 1,3), e englobam 52% das amostras estudadas. Os 48% restantes apresentaram SM < 10-3 SIv (-log 3,4 a 3,0) e destas, três amostras medidas com bobina cilíndrica, forneceram valores nos intervalos -log 5,0 a 4,8 e -log 3,6 a 3,8 assumidos neste trabalho como os mais precisos para este intervalo. 127 128 Os valores encontrados no GP, de uma maneira geral, são semelhantes aos obtidos no Complexo Granítico Estrela (CGE; Ferreira & Barros 2001, Ferreira et al. 2002a e b), os quais variam de 4,51 x 10-4SIv (-log 3,34) a 6,73 x 10-2 (-log 1,17; Fig.61), podendo-se observar, no entanto, que aproximadamente 45,8% destas medidas apresentam valores <10-3 (-log 3,34 a 3,00). Quanto ao Granito Serra do Rabo (Ferreira & Barros 2001 e Ferreira et al. 2002a e b), este apresenta valores de suscetibilidade magnética mais baixos que os demais, variando de 1,11 x 10-4 SIv (-log 3,95) a 1,55 x 10-2 SIv (-log 1,80; Fig. 61), com apenas 33,3% de medidas como valores moderados a elevados de SM, concentrando-se no intervalo -log 2,8 a 2,4, com exceção de uma amostra isolada. As amostras restantes exibem valores relativamente baixos de SM (<1x10-3 SIv), restritos aos intervalos -log 4,0 a 3,8 e -log 3,4 a 3,0 (Fig. 61). Estes granitos também apresentam similaridades quanto aos minerais opacos que os compõem. Nas amostras com mais baixos valores de SM, predominam cristais de ilmenita, como visto no GSR e no CGE (Ferreira & Barros 2001 e Ferreira et al. 2002a e b). Infelizmente, isto não pôde ser comprovado no caso das amostras com baixa SM do Granito Planalto que necessitarão de estudos complementares. Por outro lado, nas amostras do GP com valores de SM > 1x10-3 SIv, têm-se sempre a ocorrência de cristais de magnetita bem preservados. O mesmo se verifica nas amostras do CGE e GSR com valores de SM > 1x10-3 SIv (Ferreira & Barros 2001 e Ferreira et al. 2002a e b). O GSR destaca-se por apresentar os menores valores de SM, bem como a menor quantidade de Mt, sendo tais características indicadoras de que este granito foi formado em condições mais redutoras que o GP e o CGE. Os Gabros (Fig. 62) apresentam valores relativamente altos de SM, os quais variam de 1,748 x 10-3 SIv (-log 2,76) a 1,059 x 10-1 SIv (-log 0,98) com grandes concentrações nos intervalos -log 3,0 e 2,5 e -log 2,0 e 1,0. Apenas duas dentre as amostras estudadas apresentaram SM < 1x10-3 SIv. Tais valores são razoavelmente semelhantes aos encontrados nos Metagabros Águas Claras (MgAC; Soares 1997), cujos valores de SM variam de 1,71 x 10-3 SIv (-log 2,76) a 8,50 x 10-2 SIv (-log 1,07), com apenas uma de suas amostras apresentando SM < 1x10-3 SIv (Fig. 62). As suas medidas estão principalmente concentradas no intervalo -log 3,0 a 2,5, revelando a predominância de valores moderados de SM. Ambas as rochas foram intensamente 129 130 hidrotermalisadas e apresentaram originalmente conteúdos altos de titanomagnetita, em grande parte desestabilizada. Os mais baixos valores de SM correspondem às amostras cuja magnetita foi inteiramente desestabilizada, restando apenas as lamelas de ilmenita em treliça de intercrescimento magnetita-ilmenita em treliça gerado por oxi- exsolução. O Biotita-Granito/Leucogranito (BtG/Lg), aflorante na porção sudoeste da região de Serra Dourada, apresenta valores de SM que variam no intervalo entre 1,73 x 10-3 SIv (-log 2,76) e 2,56 x 10-2 SIv (-log 1,59), sendo que 30% do total de amostras estudadas, forneceram valores de SM < 1x10-3 SIv (Fig. 63). Destas três amostras foram medidas através da bobina cilíndrica e os valores obtidos nas mesmas estão situados no intervalo -log 4,2 a 3,0 (Fig 63). De uma forma geral, os valores de SM obtidos neste granito são similares aos obtidos para o Granito Xinguara (Gxing; Leite et al. 1997; Figueiredo 1997), cujas medidas variam entre 1,80 x 10-3 SIv (-log 2,74) e 1,56 x 10-2 SIv (-log 1,80; Fig. 63) com apenas 6,5 % de seus valores <1x10-3 SIv. Ambos estão subdivididos em três populações magnéticas distintas que mostram uma razoável correlação, embora os valores de SM obtidos com a bobina plana em amostras de baixa SM, não representem os valores reais. O granito foliado (Fig. 63) apresenta valores de SM que variam no intervalo entre 1,87 x 10-3 SIv (-log 2,73) e 4,38 x 10-2 SIv (-log 1,36). Além disso, aproximadamente 10% de suas amostras apresentaram valores <1x10-3 SIv, nestas três amostras obtiveram-se, a partir da bobina cilíndrica, valores no intervalo -log 4,2 a 3,2. Os valores de SM obtidos neste granito são similares aos dominantes no Granito Xinguara (Figueiredo 1997), havendo uma boa correlação entre eles (Fig. 63). Concluiu-se que os três granitos tomados para comparação possuem valores de SM predominantemente altos e são relativamente ricos em cristais de Mt, o que indica condições oxidantes durante sua formação (cf. Fig. 58). Mesmo com a amostragem restrita do Microgranito/Dacito Pórfiro (Fig. 64) será feita uma comparação preliminar de seus dados com os obtidos no Granito Santa Rosa (GSRO; Paiva Junior & Dall’Agnol 2005) e nos Diques da Região de Rio Maria (Riolitos e Dacitos Pórfiros; Oliveira et al. 2001; Fig. 64). O Microgranito/Dacito Pórfiro apresenta predominantemente valores altos de SM os quais se distribuem no intervalo 5,21 x 10-3 131 132 133 SIv (-log 2,28) a 1,66 x 10-2 SIv (-log 1,77). Tais valores, de uma forma geral, superpõem-se aos obtidos no GSRO, apesar deste possuir uma mais ampla distribuição dos seus valores de SM 1,79 x 10-3 SIv (-log 2,74) a 1,53 x 10-2 SIv (-log 1,81), e apresentar apenas 4% de suas amostras com valores de SM relativamente baixos < 1x10-3. Os riolitos da região de Rio Maria (Fig. 64) apresentam valores mínimo e máximo de SM respectivamente 2,09 x 10-3 SIv (-log 2,67) e 8,77 x 10-3 SIv (-log 2,05), cujo intervalo se assemelha ao obtido no Microgranito/Dacito Pórfiro, embora sem uma correspondência perfeita, como pode ser observado no histograma comparativo (Fig. 64) Os dacitos de Rio Maria, dentre as rochas citadas são as que apresentam maiores valores de SM 1,73 x 10-2 SIv (-log 1,75) a 5,38 x 10-2 SIv (-log 1,26). A amostra de mais alto valor de SM do Microgranito/Dacito Pórfiro da sub-área I em estudo situa-se no limite inferior desse intervalo (Fig. 64). Conclui-se que, embora o número de amostras medidas do Microgranito/Dacito Pórfiro seja ainda muito restrito, estas rochas apresentam analogias em termos de SM com as rochas paleoproterozóicas selecionadas para comparação. 134 10 - CONCLUSÔES A interpretação dos dados de SM, assim como o estudo detalhado dos minerais óxidos de Fe e Ti, permitiram uma melhor compreensão dos processos magmáticos e hidrotermais que geraram e modificaram as associações magmáticas da região de Canaã dos Carajás. Os testes metodológicos realizados em amostras com baixa SM (<1 x 10-3 SIv) comprovaram que o sensor bobina plana do suscetibilímetro SI-1 não apresenta neste intervalo de SM uma precisão adequada, se fazendo necessária a obtenção nestes casos de testemunhos para posterior medição através da bobina cilíndrica (sensor SMS), a qual mostrou uma precisão adequada. Confirmou-se, ainda, observações anteriores de pesquisadores do GPPG (Oliveira et al. 2002, Figueiredo et al. 2003), que nas amostras com SM >1 x 10-3 SIv, os valores obtidos com as duas bobinas tendem a se aproximar, sendo, porém, sistematicamente mais baixos aqueles fornecidos pela bobina plana em relação à bobina cilíndrica, fazendo-se necessária a utilização de um fator de correção de 1,7 para compensar os valores mais baixos fornecidos pela bobina plana em relação à bobina cilíndrica. As rochas estudadas foram subdivididas em dois grupos principais em termos de valores de suscetibilidade magnética (SM). O primeiro, formado por rochas com valores mais elevados de SM, gerados em condições oxidantes e composto por Biotita- granito/Leucogranito (SM média de 8,722 x 10-3 SIv), Granito Foliado (SM média de 1,380 x 10-2 SIv), Microgranito/Dacito Pórfiro (SM média de 9,285 x 10-3 SIv) e Gabro (SM média de 2,694 x 10-2 SIv). O segundo, composto por Associação Tonalitica- Trondhjemítica (Valor representativo de SM 5,114 x 10-5 SIv) e Trondhjemito (Valor representativo de SM 7,546 x10-5 SIv), apresenta valores de SM predominantemente baixos < 1x10-3 SIv e formou-se em condições redutoras. Dentre as rochas estudadas, o Tonalito/Quartzo-Diorito e o Granito Planalto constituem casos especiais. Ambos apresentam grande dispersão dos valores de SM, o primeiro provavelmente devido à neoformação de cristais de magnetita a partir de processos hidrotermais sofridos por estas rochas; o segundo, por razões que não puderam ser esclarecidas necessitará de estudos complementares. 135 Os principais minerais óxidos de Fe e Ti encontrados são magnetita (dominante nas rochas com mais altos valores de SM) e ilmenita. A principal fase secundária é a hematita, que ocorre intercrescida com a ilmenita ou substituindo a magnetita, sob a forma de martita. Vários tipos texturais de ilmenita (em treliça, composta, sanduíche, individual e em manchas) foram identificados. Além dos óxidos, ocorrem em menor quantidade os sulfetos pirita e calcopirita. A partir dos estudos texturais e mineralógicos realizados no Biotita- granito/Leucogranito, foram traçados alguns estágios de evolução da magnetita e da ilmenita: A titanomagnetita primária deu origem a intercrescimentos de magnetita pobre em Ti e ilmenita em treliça e em manchas, a partir do processo de oxi-exsolução. A presença de cristais de ilmenita individual e composta sugere que os mesmos se formaram no estágio magmático, provavelmente em equilíbrio com a titanomagnetita. Em amostras mais intensamente transformadas, a magnetita foi reequilibrada e apresenta-se homogênea e sem evidências de ilmenita em treliça. Em um estágio mais tardio, a magnetita sofreu oxidação e formou martita. Em estágio subsolidus mais tardio, os diferentes tipos texturais de ilmenita foram, em muitas amostras, intensamente alterados e parcialmente substituídos por associações complexas de rutilo ± titanita ± hematita ± ilmeno-hematita, indicando a presença de soluções fortemente oxidantes. Embora localmente martitizada, a magnetita foi aparentemente menos afetada por essas transformações. Condições oxidantes, entre os tampões HM e FMQ e próximas as do tampão NNO, devem ter predominado durante a formação das rochas do grupo com alta SM, como sugerem os conteúdos expressivos de magnetita, responsáveis por seus altos valores de SM. Porém, no estágio pós-magmático, a fugacidade de oxigênio deve ter crescido para possibilitar a martitização da magnetita e a substituição da ilmenita por rutilo, titanita e hematita. As rochas que apresentaram valores mais baixos de SM e conteúdos mais reduzidos ou nulos de magnetita foram provavelmente formadas sob condições de fO2 mais redutoras, abaixo do tampão FMQ. A comparação das propriedades magnéticas das unidades estudadas com as de outras rochas similares do Cráton Amazônico indicou, de um modo geral, fortes analogias. Constataram-se semelhanças razoáveis quanto aos valores de 136 suscetibilidade magnética (SM), características texturais dos principais minerais óxidos de Fe e Ti que as compõem e dos processos secundários que afetaram essas rochas. Isso pode indicar condições similares de formação em termos de fugacidade de oxigênio. 137 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALTHOFF, F.J. 1996. Etude pétrologique et structurale des granitoïdes de Marajoara (Pará, Brésil): leur rôle dans l'évolution archéenne du craton Amazonien (2,7-3,2 Ga). Université Henri Poincaré, Nancy I – France. 296p (Tese de Doutorado). ARAÚJO, O. J. B. & MAIA, R. G. N. 1991. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil. Programa Grande Carajás. Serra dos Carajás Folha SB.22-Z-A. Estado do Pará. Brasília, DNPM/CPRM, p.164. AVELAR, V. G.; LAFON, J. M.; CORREIO, J. R.; MACAMBIRA, E. M. B. 1999. O Magmatismo arqueano da região de Tucumã-Província Mineral de Carajás: novos resultados geocronológicos. 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Carajás Mineral Province: geological, geochronological and tectonic constrast on the Archean evolution of the Rio Maria Granite-Greenstone Terrain and the Carajás Block. In: SYMPOSIUM ON ARCHEAN TERRANES OF SOUTH AMERICA PLATAFORM, Brasilia, 1996, Extended abstracts... SBG. p. 31-32. TARLING, D.H. 1971. The commoner magnetic minerals and their identification. Principles and aplications of paleomagnetism. London, Chapman and Hall. 164p. WONES, D. R. 1989. Significance of the assemblage titanite + magnetite + quartz in granitics rocks. Am. Mineral. 74:744-749. 145 ANEXO I ANÁLISES SEMI - QUANTITATIVAS EDS (MEV) DE MINERAIS DAS ROCHAS ESTUDADAS 146 147 148 149 150 151 152 153 154 155 156 157 158 159 160 161 162 163 164 165 166 167 168 169 170 171 172 173 174 175 176 177 178 179 180