geologia da porção sul do complexo lagoa real - TWiki

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
GILCIMAR DOS SANTOS MACHADO
GEOLOGIA DA PORÇÃO SUL DO COMPLEXO LAGOA
REAL, CAETITÉ, BAHIA
Salvador
2008
ii
GILCIMAR DOS SANTOS MACHADO
GEOLOGIA DA PORÇÃO SUL DO COMPLEXO LAGOA
REAL, CAETITÉ, BAHIA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto
de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como
requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em
Geologia.
Orientadora: Profª. Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Co-orientadores:
Prof. Dr. Johildo Salomão Figueiredo Barbosa
Prof. Dr. Léo Rodrigues Teixeira
Salvador
2008
iii
TERMO DE APROVAÇÃO
GILCIMAR DOS SANTOS MACHADO
GEOLOGIA DA PORÇÃO SUL DO COMPLEXO LAGOA
REAL, CAETITÉ, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel
em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientadora
Doutora em Geologia Estrutura e tectônica pela Universidade Federal de Ouro
Preto
Universiadade Federal da Bahia
Violeta de Souza Martins
Mestre em Geologia pela Universidade Federal da Bahia
Companhia Baiana de Pesquisa Mineral
Ângela Beatriz de Menezes Leal
Doutora em Geologia pela Universidade Federal da Bahia
Universidade Federal da Bahia
Salvador, 5 de dezembro de 2008
iv
A minha mãe Maria Eliete.
v
AGRADECIMENTOS
A toda minha família, principalmente a minha mãe Maria Eliete, Meu Pai Jorge,
minha irmã Gilcimara e ao meu irmão Cláudio.
A professora Dra. Simone C. P. Cruz, pela orientação, compreensão, pela amizade,
pelos ensinamentos e principalmente pela paciência.
Professor Dr. Johildo e Geólogo Dr. Léo Teixeira pela co-orientação e apoio durante
todo trabalho.
CBPM pela concessão da bolsa de pesquisa, pela confecção das lâminas e pelas
análises químicas.
Ao Laboratório de Metalogênese pelas liberação do mesmo para tirar as
fotomicrografia.
A Denise, Eraldo, Fernanda, Gisele, Jofre, Jailma, pelo apoio na confecção deste
trabalho.
A todos os professores e funcionários do instituto, principalmente a professora
Ângela pelo carinho e amizade com os alunos.
Ao NGB pelo apoio logístico.
Aos amigos Ana Luiza, André, Andreza Carlito, Carol, Diego, Eraldo, Fernanda,
Gisele, Jailma, Jofre, Joilma, Lucas, Marcelo, Natanael, Rose, Samia e Valdirene, e
pela amizade sincera e pelos momentos de alegria durante os quase seis anos de
faculdade.
Um agradecimento especial para minha amiga-namorada-noiva Denise pela
amizade, companheirismo, apoio e principalmente pelo amor de todas as horas.
vi
RESUMO
A área de estudo está localizada geograficamente na região sudoeste do Estado
da Bahia. Do ponto de vista tectônico, está posicionada na porção centro-sul do
Bloco Gavião e no domínio meridional do Corredor do Paramirim, na zona de
inversão do Aulacógeno homônimo. O Contexto geológico regional é dominado
por unidades do embasamento arqueano-paleoproterozóico, por intrusivas ácidas
e básicas e por um conjunto de rochas metassedimentares de idades meso e
neoproterozóica. O objetivo deste trabalho foi realizar o mapeamento, a
caracterização petrológica, estrutural multiescalar e litogeoquímica de uma área
selecionada na porção sul da área de ocorrência do Complexo Lagoa Real. Este
complexo, de idade 1,7 Ga, hospeda a Suíte Intrusiva Lagoa Real e um conjunto
de ortognaisses, anfibolitos, albititos, oligoclasitos, microclinitos e enclaves de
rochas charnoquíticas. Como metodologia adotou-se a pesquisa bibliográfica, os
trabalhos de campo, os estudos petrográficos e os litogeoquímicos. Durante os
trabalhos de campo foram descritos trinta afloramentos, cujas características
estruturais, especialmente às relacionadas com a intensidade de deformação,
permitiram identificar cinco tectonofácies, estas divididas em três grupos de
acordo com classificação de (Sibson, 1977): protomilonitos (granitóide com pouca
deformação e granitóide foliado), milonitos (augen-gnaisse e ortognaisses com
foliação descontínua) e ultramilonitos (ortognaisses com foliação contínua). Em
termos modais, essas tectonofácies são rochas de composição essencialmente
sienítica. Os dados de campo e petrográficos mostram que as rochas da Suíte
Intrusiva Lagoa Real passaram por processos deformacionais no estado sólido
transformando-se em gnaisses. Tal processo ocorreu em função da nucleação de
um conjunto de zonas de cisalhamento compressionais, de idade brasiliana.
Associadas a essas zonas desenvolve-se uma foliação milonítica (S’1) que está
paralelizada ao bandamento composicional dos gnaisses e posicionada, em
geral, segundo N180/04 W. A lineação de estiramento mineral é marcada pela
biotita, anfibólio e aglomerados de quartzo e feldspatos recristalizados e
posiciona-se com máximo em 21p/225. Os indicadores de movimento
recuperados ma macro-escala revelam um contexto compressional para a
deformação F’1. Os estudos microestuturais sugerem a atuação de processos
plásticos de deformação associados esse estágio, com a recristalização sintectônica de feldspatos e quartzo, levando à destruição da trama primária das
rochas em condições de temperatura supeiores aos 550º C. Truncando a trama
gnáissica, um conjunto de fraturas de cisalhamento ocorre e levaram à
fragmentação dos feldspatos e a recristalização do quartzo. Tais fraturas
hospedam clorita e epidoto. A partir da análise microestrutural, sugere-se
temperaturas de deformação variando entre 300 e 500º C. Os dados
geoquímicos mostram que as rochas estudadas são alcalinas, metaluminosas, de
alto a muito alto potássio, com características de granitóides anorogênico,
derivação crustal e formadas ambientes intra-placa continental.
Palavras-chave: Aulacógeno, Complexo Lagoa Real, Petrologia e Geoquímica.
vii
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS................................................................................................... ix
LISTA DE FOTOMICROGRAFIA .............................................................................. xii
LISTA DE FOTOGRAFIAS....................................................................................... xiii
LISTA DE TABELAS ................................................................................................ xiv
CAPÍTULO I ..............................................................................................................15
1.2. OBJETIVO ..................................................................................................17
1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO.....................................................18
1.4. JUSTIFICATIVA ..........................................................................................20
1.5. MÉTODO DE TRABALHO ..........................................................................21
1.5.1. Levantamento de Acervo Bibliográfico .................................................21
1.5.2. Trabalhos de Campo ............................................................................21
1.5.3. Estudo Petrológico................................................................................21
Figura 1.5 – Mapa de pontos..........................................................................22
1.5.4. Estudo Litogeoquímico .........................................................................23
1.5.5. Organização e Tratamentos dos Dados ...............................................23
1.6. ORGANIZAÇÃO DA MONOGRAFIA ..........................................................23
CAPÍTULO II .............................................................................................................24
2. GEOLOGIA REGIONAL ....................................................................................24
2.1. Unidades litoestratigráficas .........................................................................24
2.1.1. Embasamento.......................................................................................25
2.1.2. Complexo Lagoa Real ..........................................................................28
2.1.3. Supergrupo Espinhaço .........................................................................29
2.1.4. Rochas Intrusivas Máficas ....................................................................30
2.1.5. Supergrupo São Francisco ...................................................................31
2.2. Arcabouço Estrutural Regional....................................................................32
2.3. Evolução Tectônica do Bloco Gavião..........................................................33
2.4. O Orógeno Araçuaí – Oeste Congo Ocidental ............................................38
CAPÍTULO III ............................................................................................................43
3. GEOLOGIA LOCAL E PETROGRAFIA .............................................................43
3.1. Caracterização dos litotipos ........................................................................43
3.2. Granitóides com pouca deformação e foliados ...........................................47
3.3. Gnaisses .....................................................................................................52
viii
3.4 Arcabouço Estrutural da Área de Trabalho .................................................57
3.5 – Síntese da Geologia da área de trabalho..................................................60
CAPÍTULO IV ............................................................................................................63
4. LITOGEOQUIMICA............................................................................................63
4.1 Elementos Terras Raras ..............................................................................64
4.2 Elementos Maiores.......................................................................................66
4.3 Elementos Traços ........................................................................................70
4.4. Síntese da Litogeoquímica..........................................................................77
CAPÍTULO V .............................................................................................................78
5. CONCLUSÕES..................................................................................................78
CAPÍTULO VI ............................................................................................................80
6. REFERÊNCIAS .................................................................................................80
ix
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 – Cráton do São Francisco destacando as faixas orogênicas, o Corredor
do Paramirim e o novo limite do Cráton proposto por Cruz (2004). ..........................16
Figura 1.2 – Mapa geológico do Complexo Lagoa Real, destacando área de
trabalho. Fonte: Cruz (2004). ....................................................................................18
Figura 1.3 – Mapa de situação da área de trabalho. .................................................19
Figura 1.4 – Mapa de localização da área de trabalho..............................................20
Figura 1.5 – Mapa de pontos.....................................................................................22
Figura 2.1 – Mapa geológico simplificado (Modificado de Cruz, 2004). BG:Bloco
Gavião; BJ: Bloco Jequié; SRP: Saliência do Rio Pardo; ES: Espinhaço Setentrional;
e CD: Chapada Diamantina. Fonte: Cruz (2004).......................................................25
Figura 2.2 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os
principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte:
Modificado de Silva & Cunha (1999). ........................................................................26
Figura 2.3 – Mapa geológico simplificado do Bloco Gavião na região de Brumado,
destacando os granitóides estudados (Adaptado de Basto-Leal, 1998). ..................27
Figura 2.4 – Mapa Geológico e estrutural do Aulacógeno do Paramirim, destacando
as principais estruturas tectônicas de idade brasiliana. BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco
Jequié, ZCBC- Zona de cisalhamento Brumado-Caetité, ES- Espinhaço Setentrional,
CD- Chapada Diamantina, FRP- Faixa Rio Preto, SRP- Saliência do Rio Pardo
(Faixa Araçuaí), VRP- Vale do Rio Paramirim e SG- Serra Geral. Fonte: Cruz (2004).
..................................................................................................................................34
Figura 2.5 – Interação entre os três blocos arqueanos com a estruturação do
Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Fonte: Barbosa & Sabaté (2003). .....................35
Figura 2.6 – Modelo evolutivo durante o Arqueano/Paleoproterozóico (Arcanjo et al.,
2000). ........................................................................................................................36
Figura 2.7 – Modelo evolutivo durante o Paleoproterozóico/Neoproterozóico (Arcanjo
et al., 2000). ..............................................................................................................37
Figura 2.8– Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no contexto do Paleocontinente
Gondwana. FA – traços estruturais da Faixa de dobramentosAraçuaí; ZI – zona de
interferência do Orógeno Aracuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A –
Amazônico; K – Kalahari; PP-RP – Paraná-Paranapanema-Rio de La Plata; SF-C –
x
São Francisco-Congo; SL-AO – São Luís-Oeste Africano. Fonte: Alkmim et al.,
(2006). .......................................................................................................................39
Figura 2.9 – Ilustração da evolução do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental pelo por
Alkmim et al. (2007)...................................................................................................40
Figura 2.10 – Compartimentos tectônicos do Ogógeno Araçuaí-Congo Ocidenta: SE
–Cinturão de Cavalgamento da Serra do Espinhaço Meridional; CA – Zona de
cisalhamento da Chapada Acauã; S – Zona de dobramento de Salinas; MN –
Corredor transpressivo de Minas Novas; RP – Saliência do Rio Pardo e zona de
interação com Aulacógeno do Paramirim; BG – Bloco de Ganhães; DS – Zona de
Cisalhamento de Dom Silvério; I Zona de Cisalhamento de Itapebi; NC – núcleo
cristalino; OC – Faixa Oeste-congolesa. Fonte: Pedrosa-Soares et al., (2007). .......41
Figura 3.1 – Mapa Geológico preliminar da área de estudo. Fonte: Modificado de
Cruz et al., (2007)......................................................................................................47
Figura 3.2. Classificação modal das rochas estudas. Campos e nomenclatura
segundo Streckeisen (1976)......................................................................................51
Figura 3.3 – Diagrama estereográficos (Hemisfério inferior) para a foliação
metamórfica e lineação estiramento, com o calculo da Lb das rochas da porção sul
do complexo Lagoa Real...........................................................................................58
Figura 3.4 – Distribuição esquemática dos principais tipos de rochas encontradas em
zonas de cisalhamento. Os quadros a e b representam o comportamento do
feldspato/plagioclásio
e
do
quartzo,
respectivamente,
em
função
da
temperatura/profundidade. Em c, estão discriminados os tipos de zonas em função
de a e b. em d, observa-se os quatro possíveis tipos de materiais encontrados em
zonas de cisalhamento. Fonte Cruz (2004)...............................................................61
Figura 3.5 – Modelo esquemático para explicar a variação da temperatura de
deformação durante a evolução deformacional da área. PL- Pressão litostática. .....61
Figura 4.1 – Padrões de elementos terras raras para as rochas da área de estudo.66
Figura 4.2 – Mapa Geológico da área de estudo. Fonte: Modificado de Cruz et al.,
(2007). .......................................................................................................................66
Figura 4.3 – Diagrama Tas (álcalis versus sílica) para classificação de rochas
plutônicas, segundo Cox et al., (1979), aplicado às rochas estudas.........................68
Figura 4.4 – Índice de saturação em alumina, segundo Shand (1943), das rochas
estudadas..................................................................................................................68
xi
Figura 4.5 - Diagramas de Harker mostrando a variação geoquímica dos elementos
maiores das rochas da porção sul do Complexo lagoa Real. Legenda igual à da
figura 4.4. ..................................................................................................................72
Figura 4.6 – Diagramas de Harker mostrando a variação geoquímica dos elementos
traços das rochas da porção sul do Complexo lagoa Real. Legenda igual à da figura
4.4. ............................................................................................................................73
Figura 4.7 – Diagramas de multi-elementos das rochas estudadas..........................74
Figura 4.8 – Diagrama de discriminação tectônica para as rochas estudadas (Pearce
et al., 1984). ..............................................................................................................75
Figura 4.9 – Diagramas discriminantes de Whalen et al., (1987), separando os
campos dos granitos A, I, S e M para as rochas estudadas......................................76
Figura 4.10 – Diagrama discriminante mostrando a subdivisão das rochas com
relação a sua fonte, de acordo com Eby et al., (1992); A1-granitos manto-derivados e
A2 – granitos crustais................................................................................................76
xii
LISTA DE FOTOMICROGRAFIA
Fotomicrografia 3.1 – Exibe cristal de plagioclásio (Pl) com vênulas quartzo (Qtz),
constituído
a
microestrutura
mimerquítica.
Nicóis
cruzados,
amostra
E-16
(783608/8438084). ....................................................................................................46
Fotomicrografia 3.2 - Mostra Fenocristal de feldspato alcalino (Afs) orientando,
marcando a microestrutura anisotrópica. Nicóis cruzado, amostra E - 27
(778020/8440826). ....................................................................................................46
Fotomicrografia 3.3 – Exibe Microstrutura coroa de reação, marcada por minerais
opacos (Op) coroados por agregados de titanita (Ti). Nicóis cruzado, amostra E-17
(784863/8439784). ....................................................................................................46
Fotomicrografia 3.4 – Mostra Porfiro de feldspato alcalino (Afs) com inclusões de
mica
branca
(Mb)
e
quartzo
(Qtz),
caracterizando
a
microestrutura
pseudopoiquilítica. Nicóis cruzado, amostra E-31 (776864/8444738).......................46
Fotomicrografia 3.5 – Mostra Microestrutura faneritica grossa em feldspato alcalino
(Afs). Nicóis cruzado, amostra: E-17 (784863/8439784)...........................................46
Fotomicrografia 3.6 – exibe grãos de anfibólio (Anf) e biotita (Bt) orientados
constituído a Microestrutura nematoblástica/lepidoblástica. Nicóis cruzado, amostra
E- 31 (776864/8444738)............................................................................................46
Fotomicrografia 3.7 – microestruturas miloníticas com porfiroclasto de feldspato
alcalino (Afs) envolto por manto de novos grãos, caracterizadouma microestrutura
manto-núcleo. Ng- Novos grãos poligonais. Pf- porfiroclasto. Amostra E-17
(784863/8439784). ....................................................................................................59
Fotomicrografia 3.8
– Rocha ultramilonítica com grãos poligonais de microclina
como produto da recristalização de porfiroclastos de feldspato alcalino (Afs). NgNovos grãos poligonais. Nicois cruzados, amostra E-48 (791068/8448120). ...........60
xiii
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 3.1 – Afloramento que exibe fenocristais de feldspato alcalino com até
sete centímetros. Foto em planta. Ponto E-17 (784863/8439784)............................48
Fotografia 3.2 – Aspecto geral do granitóide indeformado. Foto em perfil. Ponto E-20
(783980/8444840). ....................................................................................................48
Fotografia 3.3 – Aspecto isotrópico
e granulomeria grossa do granitóide pouco
deformado. Foto em planta. Ponto E-03 (776144/8441470). ....................................49
Fotografia 3.4 – Granitóide pouco deformado, cortado por zona de cisalhamento.
Ponto E-19 (784603/8439936). .................................................................................49
Fotografia 3.5 – Ortognaisse exibindo foliação descontinua dobrada. Foto em perfil.
Ponto E-16 (783608/8438084). .................................................................................54
Fotografia 3.6 – Augen-gnaisse exibindo porfiroclastos contornados pela foliação.
Foto em perfil. Ponto E-31 (776864/8444738). ........................................................54
Fotografia 3.7 – Transição entre augen-gnaisse e gnaisse com foliação continua.
Foto em perfil. Ponto TA19 (791219/8431950). ........................................................54
Fotografia 3.8 – Gnaisse com foliação continua paralelizada ao bandamento
composicional. Foto em perfil. Ponto E-49 (786329/8443796)..................................54
xiv
LISTA DE TABELAS
Tabela 3.1 – Classificação de Sibson (1977), para as tectonofácies da área de
estudo........................................................................................................................44
Tabela 3.2 - Classificação modal, as tectonofácies e o nome das rochas estudadas.
..................................................................................................................................50
Tabela 4.1 – Resultados das analises químicas dos elementos maiores (%), traços
(ppm) e terras raras (ppm) para as rochas da porção sul do Complexo Lagoa real. 65
15
CAPÍTULO I
1. INTRODUÇÃO
O Cráton do São Francisco, segundo Almeida (1977), consiste de um
segmento da crosta continental estabilizado no final do Paleoproterozóico, cujas
rochas mais velhas que 1.8 Ga não foram envolvidas nas deformações durante os
eventos tectônicos do Meso e Neoproterozóico (Cruz, 2004).
Este segmento é
circundado por cinco orógenos estruturados durante a orogênese Brasiliana, quais
sejam: Araçuaí, Brasília, Sergipano, Formosa do Rio Preto e Riacho do Pontal. Em
particular, o Orógeno Araçuaí ocupa a porção sudoeste do Cráton do São Francisco,
cujo limite setentrional proposto por Almeida (1977) é o Arco do Rio Pardo.
A partir de argumentos estruturais e geocronológicos, Alkmim (2004), Cruz
(2004), Cruz & Alkmim (2006), Alkmim et al., (2007), Cruz et al., (2007) e PedrosaSoares et al., (2007) propuseram uma modificação na configuração original do limite
setentrional do orógeno Araçuaí, estendendo-o até a região de Borquira, na Bahia.
Neste contexto, toda a porção do Bloco Gavião (Barbosa & Sabaté, 2002) que
anteriormente vinha sendo incluída como Cráton do São Francisco foi recentemente
inserida por Cruz & Alkmim (2006), Alkmim et al., (2007) e Pedrosa Soares et al.,
(2007) na porção Setentrional do Orógeno Araçuaí, cujos compartimentos são a
Saliência do Rio Pardo e o Corredor do Paramirim. É neste contexto tectônico que
hospeda-se o Complexo Lagoa Real, em especial a sua porção sul, principal foco
desse trabalho (Figura1.1).
O Complexo Lagoa Real hospeda uma importante mineralização de urânio,
que está associada a zonas de cisalhamento submeridianas (Costa et al., 1985;
Lobato, 1985; Lobato & Fyfe, 1990; Cruz, 2004; Cruz et al., 2007). Controvérsias
16
existem a cerca da gênese desse depósito. Para Costa et al., (1985), Lobato (1985),
Lobato & Fyfe (1990), Cruz (2004); Cruz et al., (2007), os depósitos de urânio desse
complexo estão
relacionados
com processos de alteração metassomática
envolvendo fluidos mineralizantes ricos em sódio e cálcio, fluidos esses que
chegaram na crosta em 0.9 Ga, cuja estruturação atual reflete o Evento Brasiliano na
região (Pimentel et al., 1994; Cruz & Alkmim, 2006; Cruz et al., 2007). Para Caby &
Arthaud (1987), Maruèjol (1989) e Chaves et al., (2007), entretanto, a mineralização
de urânio está associada com fluidos tardios associados com a evolução magmática
do Complexo Lagoa Real.
Costa et al., (1985), Arcanjo et al., (2000) e Cruz (2004) procederam ao
mapeamento geológico do Complexo Lagoa Real. Esse trabalho visa somar esforços
para a cartografia do complexo em foco, especialmente com os aspectos
relacionados com a petrologia, com a geoquímica e com o arcabouço estrutural.
Figura 1.1 – Cráton do São Francisco destacando as faixas orogênicas, o Corredor do Paramirim e o
novo limite do Cráton proposto por Cruz (2004).
17
1.1. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
O Complexo Lagoa Real compreende a Suíte Intrusiva Lagoa Real,
representada por um conjunto de sienitos, sienogranitos e granitos, esses em menor
proporção, denominados genericamente por Granito São Timóteo por Fernades et
al., (1982), além de ortognaisses, albititos, oligoclasitos, epidositos, microclinitos e
anfibolitos, e enclaves charnoquíticos (Costa et al., 1985; Lobato, 1985; Cruz, 2004;
Cruz et al., 2007). Apesar dos trabalhos de mapeamento já existentes, dúvidas ainda
persistem sobre as relações texturais e estruturais entre os sienitos e os
ortognaisses desse complexo. Além disso, os aspectos petroquímicos associados ao
mapeamento geológico também carecem de maiores aprofundamentos. Diante do
exposto, surgem as seguintes questões: quais as relações de afloramento,
microestruturais e litogeoquímicas entre os granitóides e os gnaisses do Complexo
Lagoa Real? Qual a estruturação tectônica dominante e suas relações com a
geração dos ortognaisses? Do ponto de vista litogeoquímico, nesse complexo é
possível diferenciar mais de um tipo de granitóide?
Para responder a essas perguntas, escolheu-se uma área de trabalho
posicionada na porção sul da área de ocorrência do Complexo Lagoa Real (Figura
1.2), que posiciona-se geograficamente nas cercanias da cidade de Caetité.
1.2. OBJETIVO
O objetivo geral deste trabalho foi realizar a caracterização petrológica,
estrutural multiescalar e litogeoquímica de uma área selecionada na porção sul da
área de ocorrência do Complexo Lagoa Real. Como objetivos específicos, têm-se:
i) proceder ao mapeamento geológico da área selecionada para estudo;
ii) realizar estudos petrológicos para a caracterização das rochas aflorantes;
iii) realizar a análise estrutural clássica, multiescalar;
iv) proceder ao estudo petroquímico das rochas cartografadas.
18
Figura 1.2 – Mapa geológico do Complexo Lagoa Real, destacando área de trabalho. Fonte: Cruz
(2004).
1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área de trabalho localiza-se na região sudoeste do Estado da Bahia,
distante cerca de 650 km da cidade de Salvador. O acesso à região de estudo é feita
pela BR – 324, de Salvador até Feira de Santana, e pela BR – 116 até o
entroncamento de Jaguaquara. Em seguida, segue-se pela estrada que dá acesso
às cidades de Itiruçu-Maracás-Contendas do Sincorá-Tanhaçu e Brumado. A partir
dessa cidade, toma-se a BR-030, seguindo por cerca de 100 km até Caetité (região
de trabalho). As figuras 1.3 e 1.4. mostram os mapas de situação e o de localização
da área de trabalho.
19
Figura 1.3 – Mapa de situação da área de trabalho.
20
Figura 1.4 – Mapa de localização da área de trabalho.
1.4. JUSTIFICATIVA
O Complexo Lagoa Real, nos últimos 30 anos, vem sendo alvo de pesquisas
científicas visando, sobretudo, o mapeamento geológico, além do entendimento da
distribuição e gênese da mineralização de urânio. O principal controle da
mineralização são zonas de cisalhamento submeridianas nucleadas durante o
Neoproterozóico (Pimentel et al., 1994; Cruz, 2004), que levaram à deformação do
sienito/sienogranito São Timóteo e a redistribuição da mineralização de urânio.
Diversos estudos já foram realizados no sentido de avaliar a evolução geológica da
área.
Entretanto,
algumas
controvérsias
ainda
existem
principalmente
as
relacionadas com a evolução petrológica e a caracterização química do complexo.
Neste sentido, acredita-se que esse trabalho vem contribuir com o entendimento dos
21
processos geológicos, ígneos e metamórficos que culminaram com a transformação
do sienitos/sienogranito São Timóteo em gnaisses e com a caracterização
litogeoquímica dessas rochas.
1.5. MÉTODO DE TRABALHO
Visando atingir os objetivos propostos, procedeu-se as atividades que serão
descritas a seguir.
1.5.1. Levantamento de Acervo Bibliográfico
O estudo bibliográfico contemplou o levantamento de artigos e resumos que
tratem sobre a área de trabalho. Além disso, livros foram consultados para levantar o
arcabouço teórico a cerca da evolução estrutural de terrenos poli-deformados, bem
como sobre caracterização petrológica e litogeoquímica de rochas ígneas e
metamórficas.
1.5.2. Trabalhos de Campo
Os trabalhos de campo totalizaram sessenta dias efetivos. Primeiramente,
esses trabalhos tiveram como objetivo reconhecer o contexto geológico e estrutural
das unidades litoestratigráficas que hospedam o Complexo Lagoa Real. Os
trabalhos de reconhecimento geológico ocorreram durante quatro etapas de campo,
totalizando cinqüenta e dois dias de atividades na área.
O mapeamento geológico foi realizado durante uma etapa de campo, que
totalizou oito dias 50 pontos (Figura 1.5). Durante os trabalhos foi realizada a
identificação dos litotipos aflorantes, a análise estrutural clássica e a coleta de
amostras. A análise estrutural foi realizada através da identificação, hierarquização e
posicionamento espacial dos elementos identificados.
1.5.3. Estudo Petrológico
Neste trabalho foram descritas um total de dezesseis seções delgadas
visando à caracterização mineralógica e a análise modal, o estudo textural e microestrutural, bem como a caracterização do metamorfismo e a identificação dos
22
protólitos das rochas gnaissificadas. A classificação modal foi realizada utilizando o
triângulo de Streckeisen (1976). Os estudos o petrogréficos foram realizados no
Laboratório de Mineralogia e Petrografia do IGEO/UFBA utilizando o microscópio
binocular Olyimpus modelo BX41 e para as fotomicrografias foi utilizado o
fotomicroscópio binocular de fabricação NIKON, modelo Japan Optiphot-pol, do
Laboratório de Metalogênese/ instituto de Geociências/UFBa.
Figura 1.5 – Mapa de pontos
23
1.5.4. Estudo Litogeoquímico
A análise litogeoquímica foi realizada em onze amostras, incluindo granitóides
e gnaisses. Tais análises foram realizadas para obtenção das concentrações de
elementos maiores, menores e traços visando à caracterização das rochas. Essas
amostras foram analisadas pela empresas GEOSOL. Para a determinação das
concentrações dos elementos foram utilizados os seguintes métodos: digestão
multiácida/absorção atômica, acima de 1% por fusão com tetraborato de lítio –
fluorescência de raio-x e pó prensado – fluorescência de raio-x.
1.5.5. Organização e Tratamentos dos Dados
Os dados estruturais e litogeoquímicos foram organizados em planilhas
eletrônicas do programa Excell (for windows). Com relação ao primeiro, os dados
foram levados ao programa Word Pad (for windows) e, em seguida foram tratados
utilizando o programa Stereonet (versão 3.0, for windws). Por sua vez, os dados
litogeoquímicos foram tratados utilizando os programas Excell, Minpet e GCDKit.
1.6. ORGANIZAÇÃO DA MONOGRAFIA
A presente monografia foi organizada em quatro capítulos. No primeiro
capítulo apresenta-se a introdução, problema, objetivos, justificativa e método de
trabalho. No segundo capítulo apresenta-se a Geologia Regional, ao passo que no
terceiro capítulo apresenta-se o objeto de estudo, em seus aspectos petrológicos,
estruturais e litogeoquímicos. No quarto capítulo apresentam-se as conclusões.
24
CAPÍTULO II
2. GEOLOGIA REGIONAL
A área de estudo está posicionada na porção centro-sul do Bloco Gavião
(Sensu Barbosa & Sabaté, 2002) e no domínio meridional do Corredor do
Paramirim (Alkmim et al.,1993), na zona de inversão do Aulacógeno homônimo
(Pedrosa Soares et al., 2001). Recentemente, Cruz (2004), Cruz & Alkmim
(2006), Alkmim et al., (2007) e Pedrosa-Soares et al., (2007) a incluiu na
Saliência do Rio Pardo, uma estrutura regional que é o produto da interação
entre o Aulacógeno do Paramirim e o Orógeno Araçuaí-Oeste Congo
Ocidental. O Contexto geológico regional é dominado por unidades do
embasamento arqueano-paleoproterozóico, por intrusivas ácidas e básicas e
por
um conjunto de rochas
metassedimentares
de idades
meso e
neoproterozóicas.
2.1. Unidades litoestratigráficas
No Corredor do Paramirim as unidades litoestratigráficas (Figura 2.1)
marcam o conjunto de eventos geológicos que se sucederam desde o
Arqueano ao Neoproterozóico.
25
Figura 2.1 – Mapa geológico simplificado (Modificado de Cruz, 2004). BG:Bloco Gavião; BJ:
Bloco Jequié; SRP: Saliência do Rio Pardo; ES: Espinhaço Setentrional; e CD: Chapada
Diamantina. Fonte: Cruz (2004).
2.1.1. Embasamento
O embasamento do Corredor do Paramirim está totalmente inserido no
Bloco Gavião (sensu Barbosa & Sabaté, 2002), sendo constituído por: i)
gnaisses, por vezes migmatizados, de composição tonalítica, trondhjemítica e
granítica,
metamorfisados
sedimentares
anfibolito
de
e
na
fácies
anfibolito;
meta-vulcanossedimentares
idades
ii)
seqüências
metamorfisadas
arquena-paleoproterozóica;
iii)
na
metafácies
granitóides
do
Paleoproterozóico (Bastos-Leal et al., 1996; Bastos-Leal, 1998).
As seqüências metassedimentares e metavulcanossedimentares (Figura
2.2) estão agrupadas no Complexo Licínio de Almeida nos grenstone belts de,
Urandi, Boquira, Ibitira-Brumado,
Guajeru, Riacho
de Santana-Urandi,
Contentas Mirante, Umburanas e Mundo Novo respectivamente (Cunha et al.,
26
1996 a,b; Barbosa et al., 1996; Bastos-Leal et al., 1997; Bastos-Leal et al.,
1998; Silva & Cunha, 1999; Barbosa et al., 2003).
Figura 2.2 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos
Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha
(1999).
Bastos-Leal, (1998), através dos métodos U/Pb, Pb/Pb, Rb/Sr, Sm/Nd e
K/Ar, datou um série de corpos plutônicos (Figura 2.3), que estão associados a
três eventos magmáticos distintos. O primeiro inicia no Paleoarqueano com
desenvolvimento de núcleos de granitóides (granitos e TTG’s) através de
episódios sucessivos de plutonismo, com idades variando entre 3.25 e 3.40 Ga
27
Figura 2.3 – Mapa geológico simplificado do Bloco Gavião na região de Brumado, destacando
os granitóides estudados (Adaptado de Basto-Leal, 1998). 1- Coberturas fanerozóicas.
Neoproterozóico: 2- Supergrupo São Francisco (Grupo Una). Mesoproterozóico: Supergrupo
Espinhaço (SGESP), 3- Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina, 4- Complexo ígneometamórfico Lagoa Real. Paleoproterozóico: 5- Granitóides (granitos, granodioritos e
monzogranitos); CA= Caculé, ES= Espírito Santo, IG= Iguatemi, RP= Rio do Paulo, SF= Serra
da Franga, UM= Umburanas, GA= Gameleira, RPE= Riacho de Pedras. Arqueano: 6Greenstone belt de Contendas Mirante, 7- Seqüências greenstone belt do Bloco Gavião (GBU=
Greenstone belt de Umburanas, IB= Complexo Ibitira-Brumado), 8- Granitóides (tonalitos,
granitos e granodioritos); LM= Lagoa da Macambira, MP= Malhada de Pedras, SE= Serra do
Eixo, MA= Mariana, SV= Sete Voltas, SP= Serra dos Pombos, LMO= Lagoa do Morro, JU=
Jussiape; 9- Terrenos gnáissicos-migmatíticos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos e
granodioritos) com a presença subordinada de paragnaisses. Z.C.= Zonas de cisalhamentos.
Falhas de empurrão.
(Maciços de Sete Voltas, Boa Vista/Mata Verde). O segundo evento plutônico
teria sido causado por processos de reciclagem continental, com idades
variando entre 3.15 e 3.20 Ga, que formam rochas de composição granítica e
granodioríticas (Sete Lagoas e Serra do Eixo). O terceiro evento, também de
composição granítica e granodiorítica, com idade de cristalização em torno de
2.8 Ga, é considerado como produto da reciclagem continental dos terrenos
TTGs formados durante o Paleoarqueano (Maciços de Serra dos Pombos e
28
Malhada de Pedra). Ainda de acordo com aquele autor, os TTG’s do Bloco
Gavião apresentam graus variáveis de migmatização, coloração variando de
cinza a rosa, texturas granoblástica, blastoporfirítica e hipidiomórfica (com
menor freqüência), intensa deformação e recristalização. Além disso, tais
rochas foram metamorfisadas na fácies anfibolito.
2.1.2. Complexo Lagoa Real
Essa unidade é formada pela Suíte Intrusiva Lagoa Real e por um
conjunto de gnaisses, albititos, epidositos, oligoclasitos anfibolitos, diabásios e
charnoquitos (Cruz, 2004). A Suíte intrusiva compreende um conjunto de
sienitos, sienogranitos, alcali-feldspatos e granitos (Cruz et al., 2007), que
foram genericamente denominados de Granito São Timóteo por Fernandes et
al., (1982). Por ação dos processos deformacionais e metamórficos durante o
Ciclo Brasiliano, essas rochas passam lateralmente para granitóides foliados,
gnaisses,
augen-gnaisses
e gnaisses
fitados,
que
hospedam corpos
lenticulares de albititos mineralizados em urânio (Lobato et al., 1982 e 1983;
Brito et al., 1984; Raposo et al., 1984; Costa et al., 1985; Caby & Arthaud,
1987; Maruejol, 1989; Lobato et al., 1990; Cruz, 2004; Arcanjo et al., 2000; e
Cruz et al., 2007). Segundo esses autores, tais rochas posicionam-se em
zonas de cisalhamentos compressionais.
A Suíte Intrusiva Lagoa Real foi datada por Pimentel et al., (1994),
Cordani et al., (1992) e Cruz et al., (2007), tendo sido encontrado idade de
cristalização para essas rochas em torno de 1.7 Ga. Recentemente, Chaves et
al. (2007) encontrou idade em torno de 1.904 +/- 44 Ga. A mineralização de
urânio também apresenta controvérsias. Stein et al., (1980) obteve idade U/Pb
de 820 Ma (U/Pb em uraninitas, ao passo que Chaves et al., (2007), obtiveram
dados de mesma natureza em 1.868 +/- 69 Ga. A colocação dessas rochas no
Bloco Gavião está associado à fase pré a sin-rift do Aulacógeno do Paramirim
(Arcanjo et al., 2000).
Arcanjo et al., (2000) caracterizaram a Suíte Lagoa Real como sendo o
produto de cristalização de um magma metaluminoso e calcialcalino de alto
potássio, que foi produzido pela fusão parcial de uma crosta ígnea com
provável contribuição sedimentar. Contudo, a assinatura geoquímica de alguns
29
elementos-traços indica que também houve a participação de material
mantélico alcalino na fonte desse magma. Ainda segundo aqueles autores, o
magma que gerou o granito São Timóteo é o mesmo que produziu as
vulcânicas do Grupo Rio dos Remédios, que estão na base do Supergrupo
Espinhaço Oriental.
2.1.3. Supergrupo Espinhaço
O Supergrupo Espinhaço é constituído por rochas metavulcânicas
ácidas
a
intermediária
na
base,
que
são
sobrepostas
por
rochas
metassedimentares originadas de sedimentos predominantemente terrígenos
(Inda & Barbosa, 1978; Barbosa & Dominguez, 1996). As unidades que
compõem esse supergrupo foram depositados em uma bacia (Bacia do
Espinhaço, Aulacógeno do Paramirim) tipo rifte, intracratônica, cuja evolução
de uma maneira geral, se deu desde o período Estateriano, há cerca de 1.750
Ma, até o Toniano, em torno de 850 Ma (Schobbenhaus, 1996; Danderfer-Filho,
2000; Danderfer-Filho & Dardene, 2002).
De acordo com Barbosa & Dominguez (1996) e Rocha et al., (1998), o
Supergrupo Espinhaço é formado pelos Grupos Borda Leste e Serra Geral na
parte baiana da serra do Espinhaço (região do Espinhaço Setentrional) e pelos
grupos Rios dos Remédios, Paraguaçu e Chapada Diamantina na região da
Chapada Diamantina.
Segundo Dominguez & Rocha, (1989); Barbosa & Dominguez, (1996);
Rocha et al., (1998), o Grupo Borda Leste é representado pela Formação
Mosquito. Essa formação é constituída da base para o topo por quartzito com
laminações
paralelas
metapelitos
ricos
em
e
filitos,
óxidos
xistos
de
granadíferos
ferro
e
interestratificados,
manganês
e
camadas
ferromagnesíferas. O ambiente deposicional é de plataforma marinha rasa com
ocorrência de tempestades.
O Grupo Serra Geral é representado pelas formações Salto e Sítio
Novo. A Formação Salto é constituída por quartzitos finos a médios, por vezes
conglomeráticos, com estratificação cruzada acanalada e por quartzitos
também finos a médios bem selecionados, estes com estratificação plano-
30
paralela e estratificação cruzada de grande porte. Esta formação é
caracterizada como um sistema deposicional fluvio-eólico (Rocha et al., 1998).
Por outro lado, a Formação Sítio Novo é constituída por quartzitos
médios, sericíticos, com estratificações cruzadas dos tipos acanalada e
espinha-de-peixe; por quartzito avermelhado de granulação fina, sericítico, com
intercalações centimétricas de filito grafitoso, cinza, com laminação planoparalela; e por quartzito de granulação média a fina com estratificação cruzada
do tipo Hummocky. Essa formação foi caracterizada como um sistema
deposicional litorâneo com fases de tempestade (Rocha et al., 1998)
Guimarães et al., (2006) propuseram que, para a região da Chapada
Diamantina, a Bacia do Espinhaço evoluiu a partir de duas bacias sedimentares
ensiálicas, superpostas e diacrônicas. A primeira do tipo rifte-sag (Bacia do
Espinhaço Oriental), e segunda do tipo sinéclise (Bacia Chapada Diamantina).
De acordo com esses autores, a Bacia do Espinhaço Oriental evoluiu segundo
as fases pré-rifte, representada pela seqüência deposicional Serra da
Gameleira; sin-rifte, formada pela tecnossequências Novo Horizonte e Lagoa
de Dentro-Ouricuri do Ouro; e pós-rifte, definida pela seqüência MangabeiraAçuruá (Grupo Paraguaçu). Já a Bacia Chapada Diamantina, armazenou os
depósitos das Formações Tombador e Caboclo, pertencentes ao Grupo
Chapada Diamantina.
2.1.4. Rochas Intrusivas Máficas
As rochas intrusivas máficas ocorrem em forma de diques e sills, com a
ampla distribuição regional e intrudem todo o conjunto de rochas metavulcanossedimentares do Supergrupo Espinhaço (Guimarães et al., 2006).
Tratam-se de gabros/diabásio e dioritos cinza-escuro a esverdeado, de
granulação média a fina, que mostram quase sempre textura ofítica a
subofítica. Em geral, esses corpos são isotrópicos com foliação de fluxo
magmático paralelos às paredes das intrusões (Arcanjo at al., 2000).
A
colocação destas rochas teria ocorrido em ambiente transtrativo sinistral
antecedendo a deposição das formações Morro do Chapéu e Bebedouro, na
31
Chapada Diamantina e da Formação Santo Onofre, no Espinhaço Setentrional
(Turnner de Oliveira & Correa-Gomes, 1996).
Guimarães et al., (2006) propuseram duas gerações para essas rochas.
A primeira, representada por leucogabro fino, foliado, deformado, são intrusivos
nas unidades inferiores do Supergrupo Espinhaço. A segunda é constituída por
gabro isotrópico que cortam as formações Tombador e Caboclo.
Brito (2007), estudou um conjunto de diques que afloram na região da
Chapada Diamantina. Segundo essa autora tais rochas são de cor cinzaesverdeada, com granulação variando entre fanerítica média a grossa, com
variações locais de fluxo magmático. As rochas estudadas apresentam
características típicas de toleítos continentais diferenciados de um magma
primitivo. Ainda de acordo com aquela autora, essas rochas foram datadas por
pelo método U-Pb na localidade Lagoa do Dionísio, tendo sido obtida idade de
1.5 Ga.
2.1.5. Supergrupo São Francisco
No domínio do Corredor do Paramirim, o Supergrupo São Francisco
ocorre na Serra do Espinhaço e na Chapada Diamantina. Esse supergrupo
compreende um conjunto de rochas terrígenas e essencialmente carbonáticas,
depositadas em ambiente marinho com influência glaciogênica. Na Serra do
Espinhaço, o Supergrupo São Francisco encontra-se representado pelo Grupo
Santo Onofre (Schobbenhaus, 1996) e na Chapada Diamantina pelo Grupo
Una (Inda & Barbosa, 1978). O Grupo Santo Onofre é constituído por
metarenitos, filitos carbonosos e metaconglomerados polimíticos basais
(Arcanjo, et al., 2000). Danderfer & Dardenne (2002) propuseram que o Grupo
Santo Onofre, seja constituído por três formações distintas, denominado
Canatiba, Boqueirão e João Dias. A Formação é constituída por metapelitos,
em geral carbonosos, com intercalações de arenitos em direção ao topo. A
Formação Boqueirão, por sua vez, é composta por pelitos, carbonosos ou não,
e arenitos de granulação fina a muito grossa, até microconglomerados.
A Formação João Dias é constituída por brechas sedimentares,
conglomerados, às vezes, interestratificados com arenitos grossos a muito
32
grossos, raros pelitos carbonáticos e chert laminados. A sua deposição ocorreu
em discordância e angular sobre os sedimentos do Supergrupo Espinhaço
envolvendo fluxos gravitacionais em ambiente lacustre e marinho profundo
(Guimarães et al., 2006).
Na Chapada Diamantina, por sua vez, o Grupo Una subdividi-se nas
formações Bebedouro e Salitre. A Formação Bebedouro compreende
diamictitos, ardósias laminadas, arenitos argilosos e arenitos finos formados
sobre influência glaciogênica (Guimarães, 1996; Dominguez, 1993 e 1996). A
Formação Salitre, por sua vez, é constituída por litofácies carbonáticas,
intercaladas com pelitos, todas depositadas, ou em ambiente marinho raso,
com constante agitação de ondas, ou em ambiente do tipo planície de maré
(Leão & Dominguez, 1992; Leão et al., 1992).
Através de correlações estratigráficas regionais, Danderfer (2000) e
Danderfer & Dardenne (2002) propuseram uma evolução conjunta para o
Supergrupo São Francisco na Chapada diamantina e na serra do Espinhaço
Setentrional. Segundo esses autores, tanto o Grupo Santo Onofre, na Serra do
Espinhaço Setentrional, quanto o Grupo Una, na Chapada Diamantina seriam o
registro de uma bacia transtrativa instalada em torno 800 Ma.
2.2. Arcabouço Estrutural Regional
Cruz (2004) e Cruz & Alkmim (2006), reconheceram três famílias de
estruturas no Corredor do Paramirim: i) estruturas exclusivas do embasamento
do Aulacógeno do Paramirim; ii) estruturas distensivas relativas à formação do
aulacógeno e iii) estruturas que refletem a sua inversão (Figura 2.4).
As estruturas restritas ao embasamento foram reunidas em dois grupos
por Cruz (2004) e Cruz & Alkmim (2006). O primeiro, ocorre a oeste da cidade
de Ibitira, onde a estruturação dominante é marcada por uma foliação gnáissica
cuja orientação preferencial N170/56 SW. O segundo grupo posiciona-se a
leste da cidade de Ibitira, onde a estruturação principal envolve um conjunto de
estruturas dômicas desenvolvidas sobre a foliação gnáissica.
As estruturas relativas à formação do Aulacógeno do Paramirim de
acordo com aquela autora, são representadas por um conjunto de zonas de
33
cisalhamento com orientação NNW/SSE e movimento normal a normal-destral,
que ocorrem a norte da cidade de Macaúbas.
As estruturas associadas a inversão do aulacógeno foram divididas em
duas fases diferentes chamadas de Da, Dp. A fase Da, corresponde a um
conjunto de zonas de cislhamento WSW-ENE e dobras com vergência para
norte. A fase Dp está marcada por zonas de cisalhamentos reversas, reversasdextrais e dextrais-reversas, com orientação preferencial segundo NNW-SSE,
além de zonas de transferências sinistrais de orientação geral E-W.
2.3. Evolução Tectônica do Bloco Gavião
O Bloco Gavião é um segmento crustal, cuja evolução tectônica é ainda
matéria de controvérsia. Para Barbosa & Sabaté (2003), nesse bloco ocorrem
dois grupos de TTG’s, metamorfisados na fácies anfibolitos. O primeiro grupo é
constituído pelos TTG’s Sete Voltas, Boa Vista/Mata Verde e pelo tonalito
Bernarda, com idades entre 3.4-3.2 Ga. As modelagens geoquímicas mostram
que essas rochas se originaram pela fusão de basaltos toleiíticos, deixando
anfibolitos ricos em granadas ou eclogitos como resíduos. O segundo grupo é
composto pelos Granitóides Serra do Eixo, Mariana e Piripá com idades 3,23,1Ga, e tem origem similar ao primeiro, porém ele foi submetido à
contaminação
crustal.
Para
esses
autores,
as
seqüências
vulcanossedimentares foram formadas em bacias intracratônicas, na crosta
antiga TTG, com a produção inicial de rochas vulcânicas continentais com
idades em torno de 3,4 Ga, que depois da separação das bordas das bacias e
oceanização foram cobertos por komatiítos basais, basaltos toleiíticos com
pillow-lavas, rochas piroclásticas e sedimentos químicos-exalativos com idade
de 3.2Ga. O segundo grupo representa a crosta granítica-granodioríticamigmatítica equilibrada na fácies anfibólito e com idades de 2,8-2,7Ga, que
predomina no Bloco Gavião. Essa crosta é interpretada como produto da fusão
parcial da crosta continental antiga (TTG).
Ainda para Barbosa & Sabaté (2002), o Bloco Gavião tem se
comportado como uma entidade única durante o Paleoproterozóico, cujo
retrabalhamento tectônico teria ocorrido apenas em seu limite leste, na sua
zona de interação com os blocos Jequié e Serrinha. Tais interações teriam
34
levado à estruturação do orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (Figura 2.5), o mais
importante registro paleoproterozóico do Estado da Bahia.
Figura 2.4 – Mapa Geológico e estrutural do Aulacógeno do Paramirim, destacando as
principais estruturas tectônicas de idade brasiliana. BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco Jequié,
ZCBC- Zona de cisalhamento Brumado-Caetité, ES- Espinhaço Setentrional, CD- Chapada
Diamantina, FRP- Faixa Rio Preto, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), VRP- Vale do
Rio Paramirim e SG- Serra Geral. Fonte: Cruz (2004).
35
Figura 2.5 – Interação entre os três blocos arqueanos com a estruturação do Orógeno ItabunaSalvador-Curaçá. Fonte: Barbosa & Sabaté (2003).
Por outro lado, Arcanjo et al., (2000) propuseram uma evolução
arquena-palaoproterozóico para o Bloco Gavião em seis estágios sucessivos
(Figura 2.6 e 2.7). De acordo esses autores, no Arqueano ocorreram três
estágios. O primeiro estágio corresponde à formação da crosta siálica primitiva,
com idade superior a 3.3 Ga, constituída por protólitos do complexo GnáissicoMigmatítico. O segundo estágio ocorreu entre 3.3 e 3.2 Ga e está relacionado
com a fragmentação da crosta siálica primitiva, com a estruturação de sistema
de riftes na direção preferencial WNW-ESSE e com a deposição das
associações vulcanossedimentares (protólitos dos complexos Ibitira-Ubiraçaba,
Ibiajara, Boquira e Riacho do Santana). Já o terceiro estágio ocorreu entre 3.0
e 2.7 e está relacionado com orogênese (subducção de placa oceânica sob
placa oceânica para N-NE), fusão parcial da placa oceânica subductada,
produção de plútons TTG (protólitos de porções dos complexos Santa Isabel e
Paramirim), formação de prisma acrecionário, deformação tangencial e
metamorfismo nos fácies xisto-verde e anfibolito.
Ainda de acordo com aqueles autores, no Paleoproterozóico ocorreu o
quarto estágio, sendo este subdividido em duas fases. Na primeira fase ocorreu
orogênese, deformação tangencial com cavalgamentos para W-SW e
36
reorientação das estruturas existente para NNW-SSE. Na segunda fase houve
espessamento crustal com fusão parcial da parte inferior da crosta siálica e
retrabalhamento de litologias existente. Um período de relaxamento póscompressional do orógeno com geração de magmatismo híbrido (componente
mantélica de natureza alcalina somados aos produtos da fusão parcial da
crosta TTG) produziu intrusões de granitóides metaluminosas de filiação
calcialcalina de alto potássio (batólito de Guanambi e granitos Boquira e
Veredinha). Neste estágio houve a inflexão das estruturas NNW-SSE, que
tendem a contornar os corpos graníticos.
1 – Crosta siálica primordial; 2 – Crosta oceânica; 3 – Associação vulcanossedimentar; 4
– Associação sedimentar; 5 – Associação TTG; 6 – Fusão parcial da crosta inferior; 7 –
Granitos; 8 – Fusão mantélica.
Figura 2.6 – Modelo evolutivo durante o Arqueano/Paleoproterozóico (Arcanjo et al., 2000).
37
1 – Crosta siálica; 2 – Formação Pajeú; 3 – Grupo Rio dos Remédios; 4 – Grupos
Paraguaçu e Chapada Diamantina; 5 – Grupo Oliveira dos Brejinhos; 6 – Grupo
Santo Onofre; 7 – Intrusivas Básicas; 8 – Suíte Intrusiva Lagoa Real; 9
Discordância.
Figura 2.7 – Modelo evolutivo durante o Paleoproterozóico/Neoproterozóico (Arcanjo et al.,
2000).
No Mesoproterozóico, Moutinho da Costa & Inda (1982) reconheceram a
instalação do Aulacógeno do Espinhaço, que foi posteriormente denominado
de Aulacógeno do Paramirim por Pedrosa-Soares et al., (2001). Para Arcanjo
et al., (2000), esse evento está relacionado com a implantação do Rifte
Espinhaço que aproveitou os lineamentos estruturais de direção NNW-SSE. A
sua instalação estaria associada com a fusão parcial da crosta inferior, que
origina magmatismo calcialcalino de alto potássio, metaluminoso (Suíte
Intrusiva Lagoa Real) e peraluminoso (Vulcanismo Rio dos Remédios),
provavelmente com contribuição localizada de material mantélico e que se
38
associam a sedimentos dentríticos continentais. Além disso, um conjunto de
intrusivas básicas se posiciona cortando o embasamento e as unidades
sedimentares
do
Supergrupo
Espinhaço.
Um
evento
hidrotermal-
metassomático produzindo corpos de albititos com concentrações econômicas
de urânio na Suíte Lagoa Real teria ocorrido na transição entre o Meso e o
Neoproterozóico (Pimentel et al., 1994; Schobbenhaus, 1996; Arcanjo et al.,
2000; Cruz, 2004 e Cruz et al., 2007). Esse evento foi acompanhado por
intrusões de rochas básicas e pela instalação do rifte Santo Onofre, com
deposição dos sedimentos do grupo homônimo e do rifte Macaúbas
(schobbenhaus, 1996).
No Neoproterozóico, o Rifte Espinhaço ou o
Aulacógeno do Paramirim foi invertido em função de esforços reflexos gerados
pelas colisões que culminaram com a estruturação do Supercontinente de
Gondwana (Alkmim et al., 1993; Danderfer-Filho, 2000; Cruz, 2004; Cruz &
Alkmim, 2006; Alkmim et al., 2007).
2.4. O Orógeno Araçuaí – Oeste Congo Ocidental
O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Figuras 2.8), corresponde a um
conjunto orogênico de idade neoproterozóica-cambriana inserido na grande
reentrância delineada pelos crátons do São Francisco e Congo (PedrosaSoares at al., 1998; Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos, 2000; PedrosaSoares et al., 2001). Esse orógeno é identificado por um conjunto de
componentes tectônicos que caracterizam um orógeno colisional sucessor de
um orógeno acrescionário de margem continental ativa, com depósitos de
margem passiva, lascas ofiolíticas, zona de sutura, arco magmático, granitos
sin-colisionais e plutonismo pós-colisional (Pedrosa-Soares et al., (2007).
Segundo esses autores a evolução do orógeno em questão segue os seguintes
estágios: a) pré-colisional (subducção da litosfera oceânica ativa, geração de
arco magmático cálcio-alcalino); b) sin-colisional (interação direta entre as
partes em colisão, espessamento crustal, fusão parcial e geração de magma
tipo S); c) tardi-colisional (escapes laterais e geração de granito S por fusão
parcial
sob
descompressão
adiabática);
gravitacional e plutonismo tipo I e A).
e
d)
pós-colisional
(colapso
39
Figura 2.8– Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no contexto do Paleocontinente Gondwana. FA
– traços estruturais da Faixa de dobramentosAraçuaí; ZI – zona de interferência do Orógeno
Aracuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A – Amazônico; K – Kalahari; PP-RP –
Paraná-Paranapanema-Rio de La Plata; SF-C – São Francisco-Congo; SL-AO – São LuísOeste Africano. Fonte: Alkmim et al., (2006).
De acordo com Alkmim et al., (2006; 2007), o mecanismo de evolução
tectônica
do Orógeno
Araçuaí-Congo Ocidental seria semelhante ao
fechamento de um quebra-nozes (Figura 2.9). Para esses autores, o orógeno
40
em apreço poderia ser dividido em dez compartimentos tectônicos (Figura
2.10), que se diferenciam em função da orientação espacial, do significado
cinemático, e da história de nucleação das estruturas dominantes. São eles: 1)
Cinturão de Calvagamentos da Serra do Espinhaço Meridional; 2) Zona de
Cisalhamento da Chapada Acauã; 3) Zona de Dobramentos de Salinas; 4)
Corredor Transpressivo de Minas Novas; 5) Saliência do Rio Pardo e sua
interação com o Aulacógeno do Paramirim; 6) Bloco Guanhães; 7) Zona de
Cisalhamento de Dom Silvério e estruturas associadas; 8) Zona de
Cisalhamento de Itapebi e estruturas associadas; 9) Núcleo Cristalino; e 10)
Cinturão Oeste-Congolês.
Figura 2.9 – Ilustração da evolução do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental pelo por Alkmim et
al. (2007).
Segundo Alkmim et al., (2007) e Pedrosa-Soares et al., (2007), a porção
brasileira do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental, ou Orógeno Araçuaí, engloba
41
o vasto domínio orogênico compreendido entre o Cráton do São Francisco e a
margem continental leste brasileira. Esse orógeno constitui um domínio
brasiliano de deformação, metamorfismo e granitogênese desenvolvido como
uma incisão de forma linguóide entre os crátons São Francisco e Congo
(Pedrosa-Soares et al., 1992 a,b; Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos,
2000; Cruz et al., 2007). A interação entre esse Orógeno e o Aulacógeno do
Paramirim forma uma grande curvatura com concavidade voltada para norte
chamado Saliência do Rio Pardo (Cruz, 2004; Cruz & Alkmim, 2006; Alkmim et
al., 2007).
Figura 2.10 – Compartimentos tectônicos do Ogógeno Araçuaí-Congo Ocidenta: SE –Cinturão
de Cavalgamento da Serra do Espinhaço Meridional; CA – Zona de cisalhamento da Chapada
Acauã; S – Zona de dobramento de Salinas; MN – Corredor transpressivo de Minas Novas; RP
– Saliência do Rio Pardo e zona de interação com Aulacógeno do Paramirim; BG – Bloco de
Ganhães; DS – Zona de Cisalhamento de Dom Silvério; I Zona de Cisalhamento de Itapebi; NC
– núcleo cristalino; OC – Faixa Oeste-congolesa. Fonte: Pedrosa-Soares et al., (2007).
42
O Aulacógeno do Paramirim (Pedrosa-Soares et al., 2001) corresponde
a um par de riftes superpostos desenvolvidos na parte norte do Cráton do São
Francisco, limitados pelas Faixas Brasilianas, Riacho do Pontal, Rio Preto e
Faixa Araçuaí (Cruz, 2004). Esse aulacógeno teria evoluído desde o
Paleoproterozóico até Neoproterozóico e engloba a Serra do Espinhaço
Setentrional, os vales do Paramirim e do São Francisco e a Chapada
Diamantina (Danderfer Filho, 2000; Cruz, 2004; Cruz & Alkmim, 2006; Cruz at
al., 2007).
Durante a evolução do Orógeno Araçuaí, o Aulacógeno do Paramirim
sofreu um processo de inversão que originou o Corredor de Deformação
homônimo. Esse corredor pode ser definido como uma faixa de deformação,
com orientação geral NNW-SSE, que envolve substrato mais velho que 1.8 Ga
do Bloco Gavião, um conjunto de rochas plutônicas com idades em torno de
1.7 Ga (Complexo Lagoa Real), rochas intrusivas maficas e rochas
sedimentares do Supergrupo Espinhaço e São Francisco (Cruz, 2004).
43
CAPÍTULO III
3. GEOLOGIA LOCAL E PETROGRAFIA
No período de 2 a 9 de agosto de 2007 foi realizado o estágio de campo
na região de Caetité com objetivo de identificar, descrever e caracterizar as
unidades lito-estruturais que afloram na área de ocorrência do Complexo Lagoa
Real. Durante as expedições de campo foram descritos trinta afloramentos, dos
quais 90% eram de rochas do Complexo Lagoa Real. As características
estruturais, especialmente às relacionadas com a intensidade de deformação,
permitiram identificar cinco tectonofácies, denominadas de granitóide com
pouca deformação, granitóide foliado, augen-gnaisse, ortognaisses com
foliação descontínua e ortognaisses com foliação contínua (Tabela 3.1). Nesta
tabela foi feita uma comparação entre a intensidade de deformação observada
em afloramento e a classificação proposta por sibson (1977), para ser aplicada
as rochas da série milonítica gerada em zonas de cisalhamento.
Paralelizadas às rochas do Complexo Lagoa Real foram encontrados
diques de rocha básica, não deformadas, alojados segundo a foliação da
rocha. Os 10% dos afloramentos restantes foram descritos como rochas do
embasamento cristalino (gnaisses migmatítico e anfibolito), encaixante do
complexo em foco.
3.1. Caracterização dos litotipos
A caracterização dos litotipos identificados foi feita do ponto de vista
macro e microscópico. A seguir, em cada seção serão descritas as
44
características macroscópicas dessas rochas. Entretanto, inicialmente, serão
descritas as microestruturas que são comuns a todos os tipos de rochas
verificadas e que compõem as tectonofácies indicadas na tabela 3.1, para que
se
possam
evitar
repetições
desnecessárias.
Vele
ressaltar
que
a
nomenclatura utilizada neste trabalho seguiu as orientações da International
Union of Geological Science Subcommision the Systematics of Metamorphic
Rocsks, apresentada em Fettes &Desmons (2007).
Tabela 3.1 – Classificação de Sibson (1977), para as tectonofácies da área de estudo.
Em afloramento, as tectonofácies descritas são cortadas por veios de
quartzo e de epidoto e por fraturas de cisalhamento com clorita.
De uma maneira geral, as rochas menos deformadas, ou seja, as
protomiloníticas (granitóides e granitóides foliados) e as miloníticas (augengnaisses) ainda preservam microestruturas ígneas, ou seja, apresentam
microestruturas reliquiares do protólito ígneo, quais sejam:
1) Poiquilítica – marcada pela inclusão inclusões de biotita, plagioclásio,
apatita, quartzo, anfibólio, apatita nos cristais de feldspato alcalino;
inclusões de quartzo, minerais opacos, titanita alanita nos cristais de
anfibólio.
2) Porfirítica – marcada pela presença de grãos tabulares (fenocristais) de
feldspato alcalino, com granulação média a grossa imersos em matriz
fanerítica.
45
3) Mimerquítica – caracterizada pelo intercrescimento entre grãos de
plagioclásio e feldspato alcalino e vênulas de quartzo, em forma de
bastões (Fotomicrografia 3.1).
4) Holocristalina – as rochas são apenas constituídas por material
cristalino.
5) Anisotrópica – as rochas apresentam orientação preferencial marcado
pelo alinhamento dos fenocristais de feldspatos (Fotomicrografia 3.2).
6) Isotrópica – marcada por domínios sem orientação preferencial dos
minerais.
7) Inequigranular – os cristais apresentam dimensões variáveis.
8) Faneritica grossa a pegmatoidal – rochas constituídas por cristais de
tamanho superior a 10 mm (Fotomicrografia 3.5).
Na medida em que a deformação avança, nos termos miloníticos a
ultramiloniticos, ocorrem microestruturas pós-mgmáticas, tais como:
1) Coroa de reação – caracterizada pelos minerais opacos coroados por
agregados de titanita (Fotomicrografia 3.3).
2) Núcleo-Manto – marcada pela formação de novos grãos poligonais
envolvendo a recristalização dos fenocristais de feldspato alcalino,
plagioclásio e quartzo.
3) Pseudopoquilítica – marcada por inclusões metamórficas de epidoto,
mica branca e calcita no feldspato alcalino e no plagioclásio
(Fotomicrografia 3.4).
4) Porfiroclástica – marcada por cristais de feldspato alcalino imerso em
matriz de grãos recristalizados.
5) Lepidoblástica/Nematoblástica
–
caracterizada
pela
orientação
preferencial de biotita e anfibólio, respectivamente, que marcam a
foliação nessas rochas (Fotomicrografia 3.6).
6) Milonítica – marcada por porfiroclastos de feldspato alcalino envolvidos
por grãos poligonais e recristalizados.
7) Inequigranular – marcada pela variação granulométrica nas rochas.
46
Fotomicrografia 3.1 – Exibe cristal de
plagioclásio (Pl) com vênulas quartzo (Qtz),
constituído a microestrutura mimerquítica.
Nicóis
cruzados,
amostra
E-16
(783608/8438084).
Fotomicrografia 3.2 - Mostra Fenocristal de
feldspato alcalino (Afs) orientando, marcando
a microestrutura anisotrópica. Nicóis cruzado,
amostra E - 27 (778020/8440826).
Fotomicrografia 3.3 – Exibe Microstrutura
coroa de reação, marcada por minerais
opacos (Op) coroados por agregados de
titanita (Ti). Nicóis cruzado, amostra E-17
(784863/8439784).
Fotomicrografia 3.4 – Mostra Porfiro de
feldspato alcalino (Afs) com inclusões de mica
branca (Mb) e quartzo (Qtz), caracterizando a
microestrutura
pseudopoiquilítica.
Nicóis
cruzado, amostra E-31 (776864/8444738).
Fotomicrografia 3.5 – Mostra Microestrutura
faneritica grossa em feldspato alcalino (Afs).
Nicóis
cruzado,
amostra:
E-17
(784863/8439784).
Fotomicrografia 3.6 – exibe grãos de anfibólio
(Anf) e biotita (Bt) orientados constituído a
Microestrutura nematoblástica/lepidoblástica.
Nicóis
cruzado,
amostra
E31
(776864/8444738).
47
A seguir serão descritas as características macro e microscópicas
associadas a cada um dos litotipos encontrados. A partir das descrições de
campo e dos estudos petrológicos foi possível produzir, de forma preliminar, o
mapa da figura 3.1. Neste estágio de conhecimento puderam ser diferenciados
granitóides e gnaisses.
Figura 3.1 – Mapa Geológico preliminar da área de estudo. Fonte: Modificado de Cruz et al.,
(2007).
3.2. Granitóides com pouca deformação e foliados
Essa unidade ocupa a porção oeste da área de trabalho, representa 3%
do mapa (Figura 3.1) e ocorre em forma de lajedos. As rochas possuem
coloração bege a cinza azulado, granulometria grossa a muito grossa,
contendo porfiros de feldspatos com até sete centímetros de comprimento
(Fotografia 3.1). Em geral, neste grupo predomina as fácies porfirítica e
cumulática. Os termos menos deformados variam entre isotrópicos (Fotografia
48
3.2 e 3.3), sem orientação preferencial nos termos cumuláticos, a anisotrópico,
com orientação de fluxo magmático, especialmente nos termos porfiríticos. Os
granitóides foliados, por sua vez, apresentam a anisotropia marcada pela
foliação deformacional.
Essas rochas apresentam-se pouco ou nada deformadas em zonas de
cisalhamento, ocorrendo imersos em gnaisses, descritos a seguir. Em
afloramento, essa deformação ocorre em domínios localizados e está
representada por uma foliação descontinua marcada pela biotita e pelo
anfibólio, além de estreitas zonas de cisalhamento (Fotografia 3.4). Neste caso,
constituem os granitóides foliados.
Ao
microscópio,
são
rochas
holocristalinas,
mesocráticas,
inequigranulares, com granulometria média a grossa. Fenocristais de feldspato
alcalino imerso em matriz com feldspato alcalino, plagioclásio e quartzo são
observados em amostras de todos os afloramentos descritos. Os granitóides
sem deformação e os foliados são constituídas por feldspato alcalino,
plagioclásio e quartzo, como minerais essenciais, e por biotita, anfibólio,
granada, titanita, minerais opacos, apatita, mica branca, zircão e alanita como
minerais acessórios (Tabela 3.2). Como minerais de alteração metamórfica
podem ser encontrados a biotita verde, a titanita granular, a calcita, o epidoto e
a mica branca.
Fotografia 3.1 – Afloramento que exibe fenocristais de Fotografia 3.2 – Aspecto geral
feldspato alcalino com até sete centímetros. Foto em indeformado.
Foto
em
perfil.
planta. Ponto E-17 (784863/8439784).
(783980/8444840).
do granitóide
Ponto
E-20
49
Fotografia 3.3 – Aspecto isotrópico e granulomeria Fotografia 3.4 – Granitóide pouco deformado, cortado
grossa do granitóide pouco deformado. Foto em por zona de cisalhamento.
Ponto E-19
planta. Ponto E-03 (776144/8441470).
(784603/8439936).
Os granitóides em foco apresentam texturas magmáticas reliquiares e,
nos granitóides foliados possuem texturas metamórficas pré/sin-deformacional,
ambas listadas anteriormente. De acordo com classificação modal utilizando o
diagrama de Streckeisen (1976), essa unidade pode ser classificada como
álcali feldspato quartzo sienito com granada (Figura 3.2). A presença dos
plagioclásios e de álcali-feldspato formando minerais individualizados permite
classificá-los como granito subsolvus (Winter, 2001).
Os grãos de feldspato alcalino (58% a 67%) são tabulares, apresentamse subédricos com tamanho variando de 1,5mm a 7cm. Ocorrem como
porfiroclastos em sua grande maioria e, subordinadamente, distribuídos na
matriz. A extinção ondulante é comum. Essas se alinham segundo a clivagem
do mineral. Os contatos entre os cristais de feldspato alcalino e os demais
minerais são curvos, porém também se observa contatos retos. Nesses
minerais ocorrem inclusões primarias de biotita, plagioclásio, apatita, quartzo,
anfibólio e titanita. A alteração para a mica branca é comum. A geminação é
polissintética e segundo a lei periclina. A maioria dos porfiroclastos apresentase pertítico, com feições de ex-solução posicionadas segundo a clivagem do
mineral. Nas bordas desses porfiroclastos ocorrem incipiente formação de
novos grãos pela recristalização desses porfiroclastos em função do estágio
inicial de deformação. Em alguns fenocristais foi observada a presença de
microestruturas do tipo pertitas em chamas, conforme Spry (1979).
50
O plagioclásio (5% a 8%) mostra-se anédrico a subédrico, tabular com
tamanho variando de 0,04mm a 2 cm. Ocorre distribuído na matriz e/ou incluso
no feldspato alcalino. Esse mineral, freqüentemente, exibe extinção ondulante.
Os contatos entre os cristais de plagioclásio e os demais minerais são curvos e
lobados. A geminação principal é segundo a lei albita, mais a albita-calrsbad
pode ser encontrada.
Tabela 3.2 - Classificação modal, as tectonofácies e o nome das rochas estudadas.
Os grãos de quartzo (10% a 12%) são anédricos com tamanho variando
de 0,03mm a 3 cm. Apresentam extinção ondulante regular e ocorrem
distribuídos na matriz, preenchendo microfraturas em feldspatos e inclusos nos
feldspatos alcalinos e anfibólios. Os contatos entre os cristais são curvos e
lobados.
Como minerais acessórios, tem-se por biotita, anfibólio, granada, titanita,
minerais opacos, zircão, apatita, alanita.
Os grãos de biotita (0% a 5%) são subédricos, às vezes euédrico,
tabulares com tamanho variando 0,02mm a 3 cm. Ocorrem na matriz e inclusos
nos cristais feldspato alcalino. Ao microscópio, apresentam pleocroísmo que
51
varia em tons de castanho. Esse mineral ocorre, na sua maioria, formando
aglomerados com anfibólio, opacos e titanita.
Figura 3.2. Classificação modal das rochas estudas. Campos e nomenclatura segundo
Streckeisen (1976).
O anfibólio (3% a 6%) apresenta-se anédrico a subédrico, com tamanho
variando de 0,04mm a 3 cm. Estão distribuídos na matriz e/ou inclusos no
feldspato alcalino. Apresentam forte pleocroismo variando entre verde oliva e
verde musgo. Esses minerais apresentam inclusões primarias de quartzo,
minerais opacos, titanita e alanita.
A granada (0% a 2%) é anédrica, granular. Apresenta-se incolor a
levemente amarronzada, sendo encontrada distribuída na matriz e inclusa nos
feldspatos alcalinos. O tamanho dos grãos desse mineral pode variar de 3mm
a 5,6mm.
A titanita (2% a 3%) exibe coloração castanha e está distribuída na
matriz ou associado com a biotita, anfibólio, granada e minerais opacos.
Apresenta-se euédrica a subédrica, com hábito prismático. O seu tamanho
varia de 0,04mm a 0,7mm e ocorre como grãos isolados ou formando
agregados juntamente com o anfibólio.
52
A apatita (0% a 1%) é incolor, tabular, euédrica, prismática com tamanho
variando de 0,03mm a 0,15mm. Está distribuída na matriz ou inclusa em
feldspato, biotita e anfibólio.
O zircão (0% a 1%) possui coloração castanha, é euédrico, com hábito
prismático e com tamanho em torno de 0,2mm. Ocorre distribuído na matriz
e/ou inclusos em plagioclásio, feldspato alcalino e biotita.
Os minerais opacos (0% a 2%) apresentam-se como cristais anédricos a
subédricos, com tamanho variando de 0,04mm a 2mm. Esses minerais
apresentam-se coroado pela titanita e estão associados com a biotita, anfibólio
ou distribuído na matriz.
A alanita (0% a 1%) apresenta-se com coloração amarelada, ocorrendo
desde anédrica até euédrica e com tamanho variando de 0,04mm a 0,2mm.
Os minerais metamórficos, pós-magmáticos, são constituídos pela biotita
verde, titanita, mica branca e calcita.
A biotita verde (0% a 2%) possui pleocroismo variando entre verde claro
a verde-acastanhado, é subidioblástica, tabular. Apresenta-se com tamanho
variando entre 0,07mm e 5,8mm. Ocorre associada coma biotita castanha e o
anfibólio.
A titanita metamórfica castanha clara e ocorre em agregados granulares
juntamente com a biotita verde. O seu tamanho varia entre 0,07mm a 1mm.
A mica branca (1% a 3%) apresenta-se subidioblástica, tabular com
tamanho variando de 0,05mm a 4,2mm. Esse mineral é produto da alteração
hidrotermal do plagioclásio e do feldspato alcalino. Ocorrem inclusos nesses
minerais ou distribuídos na matriz.
A calcita (1% a 2%) é xenoblástica, com tamanho variando de 0,15mm a
2,74mm. Ocorre substituído plagioclásio e anfibólio.
3.3. Gnaisses
Essa unidade ocorre com maior freqüência na parte leste da área de
trabalho e representa 97% do mapa (figura 3.1). As rochas ocorrem como
lajedos e em corte de estrada, sendo representadas por augen-gnaisse,
ortognaisses com foliação descontínua e ortognaisses com foliação contínua.
Essas rochas possuem coloração bege, laranja, cinza alaranjado e cinza claro.
53
A granulometria varia de média a grossa, sendo constituídos principalmente por
feldspato, quartzo, biotita e anfibólio. A foliação dos gnaisses é marcada pela
orientação preferencial da biotita, do anfibólio e do quartzo estirado. Essa
estrutura
pode
ocorrer
dobrada
(Fotografia
3.5),
principalmente
nos
afloramentos de ortognaisse com foliação descontinua. Nos afloramentos foi
possível verificar que os granitóides são progressivamente transformados em
augen-gnaisse (Fotografia 3.6). Com o aumento da deformação, os augen são
gradativamente estirados e a rocha torna-se um ortognaisse com foliação
continua (Fotografias 3.7). Nessas rochas, o bandamento composicional é bem
desenvolvido e marcado pela alternância de níveis ricos biotita e anfibólio e
niveis ricos em quartzo e feldspato (Fotografia 3.8). Esse bandamento é
paralelo à foliação principal.
Ao microscópio, são rochas holocristalinas, mesococráticas, com
granulométria variando de fina a grossa. A presença de porfiroclastos é comum
nos
termos
menos
deformados.
Neste
caso,
a
rocha
apresenta-se
inequigranular e com coexistência de microestruturas magmáticas reliquiares e
metamórficas/sin-deformacional. Nos termos mais deformados, predomina a
microestrutura equigranular, com a quase inexistência de porfiroclastos e sem
microestruturas reliquiares do protólito ígneo. Os gnaisses são constituídos por
feldspato alcalino, plagioclásio e quartzo como minerais essenciais e por
biotita, anfibólio, titanita, minerais opacos, apatita, zircão, alanita como minerais
acessórios e pela mica branca, titanita e calcita como minerais metamórficos
(Tabela 3.2).
O feldspato alcalino (55% a 77%) é subidioblástico, às vezes
xenoblástico, tabular, com tamanho variando de 0,6mm a 7cm. Apresenta-se
como porfiroclasto e/ou formando grãos poligonais, produtos da recristalização
sintectônica. Esses novos grãos podem estão distribuídos na matriz ou como
agregados formando a microestrutura núcleo-manto. Os contatos feldspato
alcalino-feldspato alcalino e deste mineral com os demais variam de retos a
curvos, podendo em alguns lugares serem lobados. Nesses minerais ocorrem
inclusões de biotita, plagioclásio, apatita, quartzo, anfibólio, apatita e zircão. A
passagem do porfiroclasto para o manto de subgrãos é gradual, podendo ser
verificada a presença da extinção ondulante e de subgrãos. A geminação
predominante é a polissintética, segundo a lei periclina, mas a geminação
54
carlsbad pode ocorrer. O feldspato pode ocorrer metamorficamente alterado
para a mica branca.
Fotografia 3.5 – Ortognaisse exibindo foliação Fotografia 3.6 – Augen-gnaisse exibindo
descontinua dobrada. Foto em perfil. Ponto E-16 porfiroclastos contornados pela foliação. Foto em
(783608/8438084).
perfil. Ponto E-31 (776864/8444738).
Fotografia 3.7 – Transição entre augen-gnaisse e Fotografia 3.8 – Gnaisse com foliação continua
gnaisse com foliação continua. Foto em perfil. Ponto paralelizada ao bandamento composicional. Foto
TA19 (791219/8431950).
em perfil. Ponto E-49 (786329/8443796).
O plagioclásio (5% a 14%) mostra-se subidioblástico, às vezes
xenoblástico, tabular, com tamanho variando de 0,08mm a 3 cm. Ocorre
distribuído na matriz, como grãos poligonais, e/ou como pertita em chamas em
porfiroclastos de feldspato alcalino. A extinção desses minerais normalmente é
ondulante. O contato plagioclásio-plagioclásio e deste com os demais minerais
variam entre retos e curvos. A geminação principal é segundo a lei albita, mas
a albita-calrsbad pode ser encontrada nos porfiroclastos. Em alguns grãos
ainda
é
possível
reconhecer
a
pertita
ígnea.
Esse
mineral
ocorre
55
saussuritizado. Em alguns domínios, é possível observar a presença do
epidoto.
O quartzo (5% a 12%) ocorre xenoblástico e subidioblástico, com
tamanho variando de 0,04mm a 2cm. Apresenta extinção fortemente ondulante.
Esse mineral ocorre: (i) distribuído na matriz, formando agregados de grãos
poligonais. Às vezes ocorrem estirados e orientados marcando a foliação
deformacional; (ii) preenchendo microfraturas em feldspatos; (iii) inclusos nos
feldspato alcalino e anfibólio. O contato quartzo-quartzo varia entre curvo,
lobado e serrilhado.
Os minerais acessórios, constituído por biotita, anfibólio, titanita,
minerais opacos, zircão, apatita, alanita, estão distribuídos pela matriz da rocha
e inclusos nos minerais essenciais em proporções variáveis. Esses minerais
variam de anédrico a euédrico para cristais reliquiares e xenoblástico a
idioblástico para os cristais metamórficos. Eles ocorrem como grãos isolados
ou formando agregados.
A biotita (0% a 9%) é subidioblástica, às vezes idioblástica, tabular, com
tamanho variando de 0,03mm a 2 cm. Ocorre na matriz formando aglomerados
associados com o anfibólio, minerais opacos e titanita, ou inclusa em feldspato
alcalino. Quando na matriz, marca a foliação metamórfica sin-deformacional. O
pleocroísmo é forte, variando desde castanho, castanho-esverdeada a verde.
O anfibólio (0% a 8%) é subidioblástico a xenoblástico, com tamanho
variando de 0,04mm a 3cm. Estão distribuídos na matriz, neste caso formando
agregados associados com os cristais de biotita, cristais de minerais opacos e
titanita, ou inclusos no feldspato alcalino. Quando na matriz, ocorre orientado e
marcando a foliação. Apresentam forte pleocroísmo variando entre verde oliva
e verde musgo. Podem apresentar inclusões de quartzo, minerais opacos,
titanita e alanita.
A titanita (1% a 4%) ocorre como titanita ígnea e metamórfica. A titanita
ígnea exibe coloração castanha e está distribuída na matriz ou associado com
a biotita, anfibólio e minerais opacos. Apresenta-se como cristais euédricos a
subédricos de coloração com hábito prismático, com tamanho variando de
0,07mm a 0,7mm e ocorre como grãos isolados ou formando agregados.
56
A apatita (0% a 2%) é incolor, tabular, idioblástico, prismática com
tamanho variando de 0,03mm a 0,15mm. Está distribuída na matriz ou inclusa
em feldspato, biotita e anfibólio.
O zircão (1% a 2%) possui coloração castanha, é euédrico, de hábito
prismático e com tamanho em torno de 0,2mm. Ocorre distribuído na matriz
e/ou inclusos em plagioclásio, feldspato alcalino e biotita.
Os minerais opacos (0% a 3%) apresentam-se como cristais anédricos a
subédricos, com tamanho variando de 0,04mm a 3,8mm. Esses minerais
apresentam-se na matriz coroado pela titanita e estão associados com a biotita,
anfibólio.
A alanita (0% a 2%) apresenta-se com coloração amarelada, pode variar
de anédrica a euédrica, com tamanho variando de 0,04mm a 0,5mm.
Os minerais metamórficos são constituídos pela biotita verde, titanita,
mica branca e calcita.
A biotita verde (0% a 4%) é subidioblástica, tabular, com tamanho
variando de 0,07mm a 5,8mm. Ocorre associada com a biotita castanha e com
o anfibólio.
A mica branca (0% a 2,5%) apresenta-se xenoblástica a subidioblástica,
tabular com tamanho variando de 0,05 mm a 8 mm. Esse mineral é produto da
alteração do plagioclásio, da biotita e do feldspato alcalino. Ocorre incluso
nesses minerais ou distribuído na matriz.
A titanita metamórfica ocorre como cristais xenoblásticos, granulares,
com tamanho variando 0,07mm a 1mm.
A calcita (0% a 3%) é xenoblástica, com tamanho variando de 0,15mm a
2,74mm. Ocorre substituído plagioclásio e anfibólio.
O epidoto (0% a 14%) apresenta-se como cristais idioblástico, coloração
variando de verde a azul. Sua granulação varia de 0,05mm a 0,2mm e ocorrem
distribuídos na matriz, formando agregados e em algumas lâminas esse
mineral compõe a foliação dos gnaisses.
De acordo com classificação modal utilizando o diagrama de Streckeisen
(1976), essa unidade pode ser classificada como anfibólio biotita álcali
feldspato quartzo sienito ortognaisse, anfibólio álcali feldspato quartzo sienito
ortognaisse, biotita álcali feldspato quartzo sienito ortognaisse, anfibólio quartzo
sienito ortognaisse, biotita quartzo sienito ortognaisse, quartzo sienito
57
ortognaisse, álcali feldspato quartzo sienito ortognaisse e anfibólio epidoto
quartzo sienito ortognaisse.
3.4 Arcabouço Estrutural da Área de Trabalho
A análise estrutural da área de estudo foi baseada no tratamento dos
dados de foliação e lineação coletadas durante o estagio de campo e dos
dados gentilmente cedidos pela professora Simone Cruz. Durante os trabalhos
de campo, além das medidas de foliação e lineação, foram coletadas medidas
de falhas, fraturas, eixos de dobras e indicadores cinemáticos.
Na área de trabalho só foi encontrada uma fase deformacional F1”. Esta
fase foi subdividida em dois estágios, F1’ e F1”. O primeiro estágio F1’, foi
responsável pela gnaissificação dos granitóides isotrópicos, tendo como
elementos estruturais:
a) foliação milonítica S1’, que varia desde anastomosada, nos termos
menos deformados, a contínua, nos termos mais deformados (Fotografia 3.6,
3.7 e 3.8). Essa foliação é marcada pela orientação da biotita, do anfibólio e
pelo bandamento composicional marcado pela alternância entre níveis máficos
e félsicos. No diagrama estereográfico (Figura 3.3), ela apresenta um máximo
de 81p/090 e um plano máximo de N180/01W. Ainda analisado o diagrama
estereográfico, observa-se que o mergulho da foliação varia bastante com
valores de baixo ângulo para todos os quadrantes. Tal distribuição sugere a
existência de uma estrutura dômica. Apesar da ampla distribuição, foi possível
calcular uma guilanda cujo pólo posiciona-se em 01p/184.
b) A lineação de estiramento mineral (Lx1’), observada no plano XY, é
marcada pela orientação do anfibólio e de agregados policristalinos de quartzo
e feldspato alcalino disposto segundo o eixo X do elipsóide de deformação
finita. O diagrama estereográfico mostra um máximo de 21p/225 e o pólo da
guilanda posicionado em 03p/328 (Figura 3.3).
c) Indicadores de movimento, que são os observados no plano XZ, tais
como estruturas S/C, estruturas “sigma” envolvendo porfiroclastos de feldspato
alcalino, sugerem movimentos compressionais. As distribuições das guilandas,
planos máximos e Lx 1’ sugerem tensões principais segundo WSW-ENE a E-W.
58
Figura 3.3 – Diagrama estereográficos (Hemisfério inferior) para a foliação metamórfica e
lineação estiramento, com o calculo da Lb das rochas da porção sul do complexo Lagoa Real.
Em
escala
microestrutural,
observa-se
desde
rochas
menos
deformadas, estas representadas por protomilonitos (granitóides e granitóides
foliados) e milonitos (augen-gnaisses), que ainda preservam microestruturas
ígneas reliquiares como poiquilítica e Porfirítica, até rochas bastante
deformadas, representadas por ultramilonitos (ortognaisses com foliação
continua), onde as texturas poligonais predominam e os porfiroclastos de
feldspatos não são mais observados.
Nos protomilonitos os processos de deformação envolvem a formação
de foliação incipiente através da rotação friccional de minerais como biotita e
anfibólio, além de deformação plástica de minerais como quartzo e feldspato. A
extinção ondulante contínua, assim como a presença de subgrãos e novos
grãos poligonais em textura núcleo-manto sugerem a presença de mecanismos
de recristalização dos porfiroclastos de feldspato alcalino, plagioclásio e
quartzo. Os novos grãos permanecem nas bordas do hospedeiro, que exerce
forte controle cristalográfico sobre eles (Fotomicrografia 3.7).
Nos milonitos a recristalização passa a ser um mecanismo bastante
eficiente. Neste caso, porfiroclastos ainda são encontrados, embora ocorram
bastante recristalizados nas bordas. O manto de novos grãos é constituído
essencialmente de microclina, sem substituições de pertitas sem chamas, e por
59
plagioclásio. Nessas rochas, inicia-se o desenvolvimento do bandamento
metamórfico que se posiciona paralelo à foliação principal.
Fotomicrografia 3.7 – microestruturas miloníticas com porfiroclasto de feldspato alcalino (Afs)
envolto por manto de novos grãos, caracterizadouma microestrutura manto-núcleo. Ng- Novos
grãos poligonais. Pf- porfiroclasto. Amostra E-17 (784863/8439784).
Nos ultramilonitos o bandamento metamórfico já está bem desenvolvido
e contínuo. Os porfiroclastos já foram praticamente consumidos pela
deformação e pela recristalização sin-tectônica (Fotomicrografia 3.8).
Os processos deformacionais e de recristalização tectônica envolvendo
quartzo
e feldspatos
nas
transições
protomilonito-milonito e
milonito-
ultramilonito são bastante eficientes. A presença de novos grãos poligonais
com geometria e tamanho semelhantes à dos subgrãos sugerem a atuação
mecanismo de recristalização por rotação de subgrãos.
A transição dúctil-rúptil do quartzo ocorre entre 250 e 300°C (Voll 1976,
Tullis 1976, 1983, Sibson 1990). Já o limite dúctil-rúptil para o feldspato seria
em torno de 500-550°C (Simpson 1986, Vauchez 1987) (Figura 3.4). Os
processos deformacionais associados com feldspato e quartzo dos gnaisses
gerados pelo estágio F1’ sugerem que a deformação atingiu temperaturas
superiores aos 500-550°C, ou seja, em condições de fácies anfibolito e de
temperaturas superiores ao limite dúctil-rúptil dos feldspatos (Figura 3.5).
Associado ao segundo estágio deformacional (F1”) observam-se fraturas
de cisalhamento que cortam a foliação milonítica principal. Essas fraturas são
marcadas pela presença de quartzo, clorita e epidoto. Na microescala é comum
60
encontrar grãos de feldspato microfraturados. Neste sentido, de acordo com
Simpson (1986) e Vauchez (1987), a segunda fase de deformação ocorreu em
condições inferiores aos 500-550°c, porém superiores aos 250 e 300°C, tendo
em vista a ausência de feições de deformação rúptil no quartzo (Figura 3.4)
Fotomicrografia 3.8 – Rocha ultramilonítica com grãos poligonais de microclina como produto
da recristalização de porfiroclastos de feldspato alcalino (Afs). Ng- Novos grãos poligonais.
Nicois cruzados, amostra E-48 (791068/8448120).
O comparando-se as condições de temperaturas entre os F1’ e F1”
(Figura 3.5) pode-se sugerir que as unidades do Complexo Lagoa Real foram
deformadas em fácies anfibolito e, em seguida, trazidas para condições de
menor temperatura. Tal fato deve ter ocorrido em virtude da existência de
zonas de cisalhamento compressionais que promoveram o transporte de
massa.
3.5 – Síntese da Geologia da área de trabalho
Em suma, pode-se colocar que a Suíte Intrusiva Lagoa Real passou por
processos deformacionais no estado sólido em função da nucleação de um
conjunto de zonas de cisalhamento compressionais, de baixo ângulo. Tais
zonas foram responsáveis pelas transformações das rochas sieníticas em
gnaisses. Os variados estágios de deformação configuram as rochas foliadas
(protomilonitos), augen (milonitos) e fitadas (ultramilonitos).
61
Figura 3.4 – Distribuição esquemática dos principais tipos de rochas encontradas em zonas de
cisalhamento. Os quadros a e b representam o comportamento do feldspato/plagioclásio e do
quartzo, respectivamente, em função da temperatura/profundidade. Em c, estão discriminados
os tipos de zonas em função de a e b. em d, observa-se os quatro possíveis tipos de materiais
encontrados em zonas de cisalhamento. Fonte Cruz (2004).
Figura 3.5 – Modelo esquemático para explicar a variação da temperatura de deformação
durante a evolução deformacional da área. PL- Pressão litostática.
Em seguida, um conjunto de zonas de cisalhamentos dúctil-rúptil foram
nucleadas, levando a formação de faixas estreitas de milonitos. Os processos
deformacionais observados na microescala sugerem a atuação de mecanismo
plásticos, com a recristalização sin-tectônica e destruição da trama primária
62
das rochas. As fases mais tardias de deformação não são expressivas e nem
tão pouco apagaram os registros mais dúcteis da deformação.
63
CAPÍTULO IV
4. LITOGEOQUIMICA
Como foi descrito no capitulo introdutório dessa monografia, assim como
no capítulo 2, o Complexo Lagoa Real é constituído pela Suíte Intrusiva Lagoa
Real e por um conjunto de ortognaisses, anfibolitos, charnoquitos, microclinitos
e albititos. A suíte intrusiva, por sua vez, compreende um conjunto de sienitos,
sienogranitos, alcali-feldspatos e granitos, genericamente chamados de São
Timóteo por Fernandes et al. (1982), que por ação dos processos
deformacionais e metamórficos em zonas de cisalhamento, durante o evento
Brasiliano, foram transformados em granitóides foliados, ortognaisses com
foliação descontinua, augen-gnaisses e ortognaisses com foliação contínua,
como demonstrado nessa monografia, que em alguns locais hospedam corpos
lenticulares de albititos, às vezes mineralizados em urânio (Lobato et al., 1982
e 1983; Brito et al., 1984; Raposo et al., 1984; Costa et al., 1985; Caby &
Arthaud, 1987; Maruejol, 1989; Lobato et al., 1990; Cruz, 2004; Arcanjo et al.,
2000; e Cruz et al., 2007). Segundo Lobato et al., 1982 e 1983, Lobato (1995),
Lobato & Fyfe (1990), Cruz (2004), Cruz et al., (2007), a mineralização de
urânio é posterior á colocação dos granitóides genericamente denominados de
São Timóteo e está relacionada com frentes de albitização. Para Chaves et al.,
(2007), entretanto, a mineralização está relacionada com a presença de fluidos
magmáticos tardios que enriqueceram a rocha em urânio. Independente do
modelo adotado, os processos envolvidos na gênese da mineralização devem
64
ter provocado mobilização de alguns elementos químicos e/ou a introdução de
outros.
Diante do exposto, na caracterização geoquímica das unidades é
preciso levar em consideração a história geológica da área, pois elementos
litófilos de raio grande (LILE) tais como Si, Rb, Ba, Sr, Ca, e K, podem ser
remobilizados durante processos pós-magmatico relacionados com a interação
fluido-rocha. Já os elementos de alto campo de força (HFSE), como Th, Zr, Ti,
Nb, Ta e ETR, são teoricamente imóveis, podendo ser usados para caracterizar
mecanismo petrogenéticos e ambientes geodinâmicos. A concentração desses
elementos é controlada pela química da fonte e pelos processos em que há
interação cristal/fundido (cristalização fracionada) que ocorrem durante a
evolução da rocha (Scandolara et al., 2006). De acordo esses autores, os
elementos considerados imóveis são controlados por minerais individuais. Por
exemplo: concentrações de Zr podem ser controladas por zircão, de P por
apatita, de Sr por plagioclásio, de Ba por feldspato alcalino, de Ti, Nb e Ta por
ilmenita, rutilo ou titanita.
Nesse capítulo serão apresentados os aspectos relacionados ao
comportamento geoquímico das onze amostras do Complexo Lagoa Real que
foram coletadas durante as etapas de campo, cujos dados químicos estão na
tabela 4.1.
4.1 Elementos Terras Raras
Como os estudos petrográficos não permitiram a diferenciação dos tipos
litológicos, tendo em vista que todas as rochas foram classificadas como
sienitos (vide figura 3.1 e tabela 3.2), optou-se por iniciar o trabalho com os
dados de elementos terras raras, uma vez que os diagramas gerados
forneceram bons resultados, como será demonstrado a seguir.
A figura 4.1 apresenta os diagramas de distribuição dos elementos
terras raras para rochas estudas, normalizados segundo o condrito de Evensen
et al., (1978).
A distribuição desses elementos permitiu individualizar dois
grupos de rochas, os quais foram separados em dois diagramas. O Grupo I,
que compreende granitóides pouco deformados e gnaisses, apresenta um
padrão com uma forte anomalia negativa em európio. O Grupo II, que
65
compreende gnaisses, apresenta padrão normal ou uma pequena anomalia
positiva naquele elemento. Somente a partir dessa subdivisão é que foi
possível individualizar dois grupos de rochas no mapa da área de trabalho
(Figura 4.2). Ainda analisando esses diagramas, pode ser observado que as
rochas dos dois tipos exibem um padrão alcalino, mostrando um forte
enriquecimento nos terra raras leves (TRL) em relação aos pesados (TRP).
Tabela 4.1 – Resultados das analises químicas dos elementos maiores (%), traços (ppm) e
terras raras (ppm) para as rochas da porção sul do Complexo Lagoa real.
66
Figura 4.1 – Padrões de elementos terras raras para as rochas da área de estudo.
Figura 4.2 – Mapa Geológico da área de estudo. Fonte: Modificado de Cruz et al., (2007).
4.2 Elementos Maiores
67
Os estudos petrográficos não mostraram fortes evidências de processos
metassomáticos nas amostras estudadas que, de acordo com Cruz et al.,
(2007) estariam relacionados com a presença de pertitas em chamas. Desta
forma, as análises dos elementos maiores foram utilizadas para classificação
das rochas da área de estudo e construção de diagramas de variação, com
objetivo de obter informações sobre a formação e evolução dessas rochas.
Além disso, nos casos em que os resultados foram discordantes com aqueles
relacionados com a petrografia, preferiu-se manter os gráficos para que se
pudesse realizar um exercício a cerca das alterações químicas pósmagmáticas pelas quais as rochas possam ter passado.
Para classificação química das amostras foi utilizado o diagrama de Cox
et al., 1979 (Figura 4.3), que relaciona as concentrações de K2O + Na2O com a
concentração de SiO2. Esse diagrama mostra que as rochas estudadas
apresentam caráter ácido e que, em sua maioria, ocupam o campo as rochas
alcalinas, com exceção das duas amostras de gnaisse do grupo I, que caíram
no campo das rochas subalcalinas. Em termos composicionais, no diagrama
em foco esta variou entre sienítica e, principalmente, granítica. As diferenças
em termos de composição quando comparada com o que foi verificado nos
estudos petrográficos possivelmente reflete alguma alteração na composição
química das rochas durante os processos de deformação e ou metamorfismo
aos quais foram submetidas, como por exemplo, um enriquecimento em sílica
ou perda de potássio.
O diagrama de Shand (1943) mostra as razões de Al2O3/(Na2O + K2O) e
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O), em proporções moleculares. Segundo esse autor
as rochas podem ser metaluminosas se (Na2O + K2O) < Al2O3 < (CaO + Na2O
+ K2O); peralcalinas se Al2O3 <(Na2O + K2O) e peraluminosa se Al2O3 < (CaO +
Na2O + K2O) (Figura 4.4). As amostras estudas foram plotadas no campo das
rochas metaluminosas (Figura 4.4), significando que há um excesso de alumina
em relação aos somatório de sódio e potássio. A presença de minerais como
biotita e anfibólio nas rochas possivelmente facilitam essa condição.
Os diagramas de Harker (Figura 4.5), de uma maneira geral, amostram
uma ampla dispersão para as rochas estudadas. Essa dispersão pode estar
relacionada a alguns fatores, tais como, taxas diferenciadas de fusão parcial,
68
envolvimento de material crustal nos processos magmáticos, contaminação
crustal do magma e processos de metassomatismo.
Figura 4.3 – Diagrama Tas (álcalis versus sílica) para classificação de rochas plutônicas,
segundo Cox et al., (1979), aplicado às rochas estudas.
Figura 4.4 – Índice de saturação em alumina, segundo Shand (1943), das rochas estudadas.
69
Trabalhos isotópicos mais detalhados deverão ser realizados para determinar
qual (is) o (s) fator(es) responsável (is) por essa dispersão. Por esta razão as
rochas serão analisadas através de cada grupo, quais sejam I e II, de acordo
com a divisão realizada utilizando os padrões dos elementos terras rara. Os
diagramas da figura 4.5 mostram as seguintes características geoquímicas
para os granitóides e gnaisses do Grupo I:
a) Conteúdo de SiO2 varia de 66.3% a 69.6%;
b) São rochas enriquecidas em Al2O 3 (14.2% a 15.0%), e empobrecidos em
TiO2 (0.29% a 0.31%) e P2O5 (0.041% a 0.060%);
c) Apresentam uma correlação negativa para FeOT e K2O, ou seja,
diminuição do FeOT e K2O com aumento de SiO2. Apesar do pouco
numero de amostra observa-se que a uma significativa perda de FeOT e
principalmente
de K2O
com a deformação
(transformação dos
granitóides em gnaisses). Estudos mais detalhados com um número
maior de amostras serão necessários para comprovação deste
processo;
d) Mostram uma correlação positiva para Na2O, ou seja, a concentração
desse
elemento
aumento
com
crescimento
do
teor
de
SiO2,
principalmente paras para os gnaisses;
e) O Fe2O3 permanece relativamente constante para os granitóides com
aumento da sílica, e aumenta para as duas amostras de gnaisses sem
praticamente variar o teor de sílica.
f) O CaO permanece relativamente constante com o aumento da sílica,
com exceção de uma amostra gnaisse que apresenta uma forte
anomalia positiva neste elemento, provavelmente relacionada a veios de
epidoto muito comum na área de trabalho.
Já para os gnaisses do grupo II, observa-se as seguintes características:
a) O conteúdo de SiO2 varia de 63.9% a 69.9%;
b) As
rochas são enriquecidas
em Al2O 3
(14.2%
a
15.0%), e
empobrecidas em TiO2 (0.26% a 0.53%) e P2O5 (0.050% a 0.14%);
c) Apresentam uma correlação negativa para Al2O3, TiO2 , CaO e P2O 5, ou
seja, há diminuição do Al2O3, TiO2 , CaO e P2O5 com o aumento do
SiO2.
70
d) Os teores de FeOT diminuem nos domínios mais pobres de SiO2 e, em
seguida, permanecem constante com o aumento daquele óxido.
e) Em direção ao trend de diferenciação, os teores de Na2O também
diminuem num primeiro estágio, mais depois aumentam com o aumento
do conteúdo de SiO2.
f) As concentrações de K2O praticamente não variam com o aumento de
SiO2.
g) O Fe2O3 em um estágio mostra um pequeno crescimento na sua
concentração e depois diminui com aumento de Si2O.
Para esse grupo de rochas, observa-se um comportamento para o
titânio que é compatível com o que pode ser esperado para rochas ácidas, uma
vez que fases minerais como titanita, são cristalizadas precocemente. Além
disso, também verificou-se comportamentos anômalos com relação à
diferenciação magmática com relação ao sódio e potássio. Tal comportamento
sugere a possibilidade de enriquecimentos associados com processos
metassomáticos e/ou com contaminação crustal. O cálcio, por sua vez,
apresenta um comportamento compatível o que seria esperado para um
processo normal de diferenciação magmática.
4.3 Elementos Traços
As análises dos elementos traços foram utilizadas para construção de
diagramas de binários e diagramas discriminantes binários e ternários com
objetivo de obter informações sobre a formação, evolução, fonte e ambiente
tectônico dessas rochas.
Os diagramas de Harker para os elementos traços (Figura 4.6) serão
tratados da mesma forma dos diagramas para os elementos maiores. Os
diagramas gerados mostram que as rochas do Grupo I apresentam correlação
negativa para Ba, Rb, Zr, Nb, Th e U com a sílica, ou seja, diminuição dos
teores desses elementos com o aumento de SiO2. Esta diminuição
provavelmente está relacionada ao fato do Ba e Rb substituir o K nos feldspato
alcalino, a correlação negativa é compatível com o que foi observado para o K,
no diagrama de elementos maiores (Figura 4.6). A diminuição do Zr, Th e U,
71
por sua vez, possivelmente estão associados com a diminuição dos minerais
acessórios como zircão, titanita alanita, que se cristalizam no início. Por outro
lado, os granitóides são mais pobres em Si 2O que os gnaisses, ao passo que
são mais ricos em Ba e Rb que aquelas rochas.
72
Figura 4.5 - Diagramas de Harker mostrando a variação geoquímica dos elementos maiores
das rochas da porção sul do Complexo lagoa Real. Legenda igual à da figura 4.4.
73
Figura 4.6 – Diagramas de Harker mostrando a variação geoquímica dos elementos traços das
rochas da porção sul do Complexo lagoa Real. Legenda igual à da figura 4.4.
74
Para os gnaisses do Grupo II observa-se que os teores de Ba, Sr, Y, Zr,
Nb e U aumentam em um primeiro estágio e depois diminui com aumento de
SiO2. Esse comportamento pode está relacionado com substituição de alguns
elementos maiores por estes durante o processo de cristalização fracionada,
ou ao processo de contaminação crustal e/ou remobilização desses elementos
durante os processos de alteração metassomática sugerida por Lobato (1985),
Lobato & Fyfe (1990) e Cruz et al., (2007).
Partir das análises tanto dos diagramas dos elementos maiores quanto
dos elementos traços pode-se concluir que os gnaisses do grupo II são as
rochas mais diferenciadas, pois apresentaram uma maior variação nos teores
de sílica e trends que mostram o comportamento desses elementos com
evolução da diferenciação. Porém estudos mais detalhados com coletas de
muito mais amostras, principalmente do grupo I, é imprescindível para uma
melhor caracterização petrogénetica dessas rochas.
A figura 4.7 apresenta os diagramas multielementar para os elementos
menores, normalizados com relação ao manto primitivo. Os dois diagramas
multi-elementos normalizados ao Manto Primitivo apresentados demonstram a
existência de fortes anomalias negativas em Sr, P e Ti, suaves anomalias
negativas em Ba, U, Nb e Zr, com enriquecimento em Th, K, La e Y. Esse
padrão é característico de rochas tipo A, de acordo com Scandolara et al.
(2006). Esses padrões são idênticos aos observados nas vulcânicas Rio dos
Remédios estudo por Teixeira (2005).
Figura 4.7 – Diagramas de multi-elementos das rochas estudadas.
75
O diagrama discriminante para ambientes tectônicos de Pearce et al.,
(1984), que relaciona Y + Nb versus Rb (Figura 4.8), mostra que as rochas
estudadas se distribuem no campo das rochas intra-placa (WPG).
Figura 4.8 – Diagrama de discriminação tectônica para as rochas estudadas (Pearce et al.,
1984).
Por sua vez, o diagrama discriminante binário de Whalen et al., (1987),
que relaciona Y+Nb+Ce+Zr versus (K2O+Na2O+CaO), separa os campos dos
granitos A, I, S e M (Figura 4.9). As rochas estudas plotam no campo dos
granitos A e são enriquecidas em Y+Nb+Ce+Zr.
76
Figura 4.9 – Diagramas discriminantes de Whalen et al., (1987), separando os campos dos
granitos A, I, S e M para as rochas estudadas.
No diagrama discriminantes de Eby et al., (1992), que utiliza os
elementos Nb-Y-Ga, são definidos dois campos para os granitos do tipo A,
quais sejam:
(i) A1-granitos manto-derivado e (ii) A2-granitos crustais ou
mantélicos com forte contaminação crustal (Figura 4.10). As amostras das
rochas estudas foram plotadas no campo do tipo A2 (Granitos Crustais). Tal
fato pode explicar a presença de granada.
Figura 4.10 – Diagrama discriminante mostrando a subdivisão das rochas com relação a sua
fonte, de acordo com Eby et al., (1992); A1-granitos manto-derivados e A2 – granitos crustais.
77
4.4. Síntese da Litogeoquímica
Os dados geoquímicos das rochas da área de trabalho permitiram:
a) Individualizar dois grupos (I e II) de rochas, através dos diagramas de
distribuição dos elementos. O Grupo I apresenta um padrão desses
elementos com uma forte anomalia negativa em európio, e o Grupo II
apresenta um padrão normal ou uma pequena anomalia positiva neste
elemento. Esses dois padrões distintos podem está relacionado com o
fenômeno da cristalização fracionada diferenciada para cada grupo,
fusão parcial, contaminação do magma por material crustal (mais
provável), mistura de magmas ou pela presença dois magmas
diferentes. Trabalhos posteriores mais detalhados de isótopos e de
petrogênese poderão definir qual(is) processo(s) foram responsáveis por
esses padrões.
b) Os resultados sugerem que as rochas estudadas são de ambientes
intra-placa
continental,
anorogênicas, cujo
contexto geotectônico
possivelmente reflete à abertura do Aulacógeno do Paramirim, em 1.75
Ga.
c) Por fim sugerem que tratam-se de rochas alcalinas de caráter ácido, de
composição química sienitica a granítica, diferente do que foi observado
em lâmina, em que predominaram termos sieníticos, preferencialmente,
e conteúdo de sílica variando de 63.9 a 69.9% em peso. Além disso, são
metaluminosas e com características de rochas tipo A de derivação
crustal.
78
CAPÍTULO V
5. CONCLUSÕES
A partir de dados de campo, petrográfico, estrutural e geoquímico da
área de estudo foi possível concluir que:
a) Na porção sul do Complexo Lagoa Real podem ser reconhecidos
granitóides pouco deformados a foliados, bem como um conjunto de
ortognaisses, cuja composição varia entre álcali-feldspato quartzo sienito e
quartzo sienito, tendo biotita anfibólio, granada, titanita, minerais opacos,
apatita, mica branca, zircão e alanita como minerais acessórios e mica branca,
calcita e epidoto como minerais metamórficos. Em todas as escalas de
observação
pode
ser
verificado
que,
em
zonas
de
cisalhamento
compressionais, os granitóides são progressivamente gnaissificados, podendo
ser recuperadas rochas protomiloníticas (granitóide com pouca deformação e
granitóide foliado), miloníticas (augen-gnaisse e ortognaisses com foliação
descontínua) e ultramiloníticas (ortognaisses com foliação contínua).
b) As análises dos dados estruturais mostraram a existência de uma
única fase deformacional, que foi dividida em dois estágios. O primeiro estágio
(F’1) foi responsável pela transformação dos granitóides em gnaisses, podendo
ser reconhecidos na microescala processos de deformação dúctil envolvendo o
quartzo e feldspatos, com recristalização sin-tectônica e destruição da trama
79
primária das rochas. A recristalização do feldspato sugere temperatura mínima
de deformação em 550º C. O segundo estágio nucleou fraturas de
cisalhamento que cortam a foliação principal das rochas gnáissicas. Na microescala, fraturas em feldspatos e a recristalização sintectônica do quartzo
sugerem deformações entre 300 e 550º C.
c) Os dados litogeoquímicos permitiram individualizar dois grupos (I e II)
de rochas, ambos compreendendo granitos e gnaisses, através dos diagramas
de distribuição dos elementos terras raras. O Grupo I, apresenta um padrão
com forte anomalia negativa em európio, e o Grupo II, possui um padrão
normal ou uma pequena anomalia positiva em európio. As rochas estudadas
são alcalinas de caráter ácido, de composição química sienítica a granítica,
metaluminosas, com características de rochas tipo A de derivação crustal e
formadas ambiente anorogênico intra-placa continental.
80
CAPÍTULO VI
6. REFERÊNCIAS
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