captulo i - TWiki

23
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL
MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO
SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA
Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Salvador
2008
24
JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL
MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO
SETENTRIONAL, 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
Salvador
2008
TERMO DE APROVAÃO
25
Alves, José Elvir Soares Alves
Mapeamento Geológico e Análise Estrutural Multiescalar do Cinturão de
Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, Caetité, Bahia
Mapa geológico:
Alves, J.E.S, 2008
Orientação: Dra Simone Cerqueira Pereira Cruz
Monografia
26
JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL
MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO
SETENTRIONAL, 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 Estrutural / Tectônica - Universidade Federal de Ouro Preto
Universidade Federal da Bahia
Adriano Marques Martins
Bacharel em Geologia – Universidade Federal da Bahia
CPRM - Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais
Ângela Beatriz de Menezes Leal
Doutora em Geologia – Universidade de São Paulo
Universidade Federal da Bahia
Salvador, 17 de julho de 2008
27
Ao meu Irmão Antenor Alves Silva Junior (in memorian)
por acreditar e apostar em minha capacidade.
Saudades eternas!!!!
28
AGRADECIMENTOS
Primeiramente agradeço a Deus pela saúde e alegria de viver, aos meus pais
Antenor e Rita, que sempre me deram total apoio tanto na parte moral como na
material, mesmo longe se preocupam e rezam por mim. AMO MUITO vocês meus
pais, aos meus irmãos Alex e Ester pela minha infância movimentada e divertida, e
os momentos alegres nas minhas visitas a Juazeiro com os almoços em família, e a
toda minha família, principalmente as minhas tias Cleide, Joanice(in memorian) e
Nalva e os meus tios Sena e Tarcísio pelo conhecimento e sabedoria que sempre
tentaram me passar.
A minha noiva Karine pela paciência e companheirismo nesta reta final onde a
pressão se torna cada vez mais forte e as pessoas que estão mais próximas são as
mais atingidas, ela sempre me apoiou de forma incondicional. Te amo muito!!!!
A minha orientadora Simone Cruz, pelo conhecimento e apoio passado ao
longo dos trabalhos tanto no campo como no escritório com companheirismo e
dedicação ao longo do desenvolvimento desta monografia sempre com atenção e
cobrança.
A Companhia Baiana de Pesquisa Mineral (CBPM) pelo apoio de campo e
pela confecção das lâminas, através da geóloga Violeta, dando um suporte
necessário no campo.
A Bahia Mineração LTDA (BML) pela disponibilização das amostras de furos
de sondagem.
Ao laboratório de Metalogênese pela disponibilidade do microscópio para a
retirada das fotomicrografias.
Ao colega Punk que me acompanhou no campo, me ajudando muito na
medida das estruturas e nas discussões geologias para o entendimento de alguma
situação.
A professora Ângela Leal pela dedicação que conduz o departamento de
geologia e ministra suas aulas de metamórfica, e suporte me prestado nas dúvidas
sobre descrição das lâminas.
Ao amigo de infância Ricardo, conhecemos o verdadeiro amigo na hora da
dificuldade, pois amigo é aquele que divide todos os momentos, bons ou ruins.
Ao diretório acadêmico de Geologia da UFBa, pelas discussões e luta pelos
interesses dos estudantes para uma melhoria em nossa instituição.
29
A ENEGE - Executiva Nacional dos estudantes em Geologia pela
oportunidade de fazer parte e ajudar na reativação com a chapa Agora Vai!!!
Aos amigos de rocha espalhado Brasil a fora; Carol, Cristão, Grazi, Jesus,
Joaninha, Luana, Melado, Mikuin, Passarinho, Stalone, Vivian entre outros, valeu
pelas farras em ENEGEO, Congresso e encontros esporádicos.
Aos amigos da UFBa pela amizade e vida em conjunto, tanto pelos
corredores como nas festas, reuniões e matérias, são eles Aninha, Alô, Cristiano,
Manu, Rambo, Sâmia, Tiago, Taty, Ximenes, Zilda e vários outros.
A minha irmãzinha Thanany pela amizade e companheirismo ao longo dos
anos onde dividimos o mesmo teto, churrascos, festas e madrugadas de estudo.
Ao comando da geologia; Diegão, Du, Leo(mestre), Pará, Segundo, Seis,
Xurume, Renato e Zeólogo, pela amizade conquistada a cada encontro e cada ano.
Aos professores Ângela, Flávio, Lourdes, Luis Rogério, Marcão, Osmário,
Xavier, Simone, Telésforo, Vilton e Haroldo Sá. Pois de alguma forma, tiveram uma
grande participação na minha formação de forma direta e indireta.
A CPRM e CRA pela oportunidade de estágio, agregando mais conhecimento
e experiência na minha vida profissional, ao GPA pela oportunidade no início do
curso com uma bolsa de iniciação científica através da Professora Débora Rios.
Ufa!!!! Acabei.....
30
Gerreiros são pessoas
são fortes, são frágeis
Gerreiros são meninos
por dentro do peito
Precisam de um descanso
Precisam de um remanso
Precisam de um sonho
que os tornem perfeitos
Luis Gonzaga Jr,
31
RESUMO
O cinturão de dobramentos e cavalgamentos do Espinhaço Setentrional envolve as
unidades do supergrupo Espinhaço, de idade paleo-mesoproterozóica, plutônicas do
Complexo Lagoa Real, de idade 1.75 Ga e o embasamento do Bloco Gavião. O
objetivo geral desta monografia é proceder ao mapeamento geológico das cercanias
da cidade de Caetité, com ênfase na caracterização do arcabouço estrutural e
estudo do metamorfismo nas unidades da Formação Mosquito. Neste contexto, as
unidades mapeadas foram: i) metarenitos e metaconglomerados da Formação Salto;
ii) augen-gnaisses e sienitos do Complexo Lagoa Real; iii) associação de formação
ferrífera, rochas cálcio-silicáticas, quartzitos e xistos da Formação Mosquito. A
paragênese mineral metamórfica progressiva sin a tardi-tectônica observados na
Formação Mosquito é marcada por: estaurolita, anfibólio, cianita, biotita verde,
quartzo, opacos, calcita, quartzo, sugerindo condições de fáceis anfibolito em
intervalo entre 520 e 660ºC, na zona da estaurolita. Por outro lado, a paragênese
retrograda tardi-tectônica é marcada por calcita, clorita, quartzo, anfibólio (actinolita)
sugerindo condições de fácies xisto verde com intervalos 300 e 400ºC, na zona de
clorita. Nas unidades da Formação Salto, a presença da sericita fina sugere
condições de metamorfismo de fácies xisto verde a subxisto-verde. Neste sentido, o
metamorfismo diminui de leste para oeste. O levantamento estrutural revelou a
existência de três fases deformacionais. A primeira fase (Fn-1) é marcada por
foliação milonítica. Segunda fase (Fn) foi dividida em dois estágios, o primeiro, Fn', é
marcado por rampas de empurrão com vergência para W, boudins de quartzos,
dobras intrafoliais e de arrastos; o segundo, Fn'', está representado por dobras
regionais que estão associadas a zona de cisalhamento, em modelo clássico de
cinturões de dobramentos e cavalgamentos. A última fase, Fn+1, é marcada por
dobras em kinkbands e de crenulaçao, com desenvolvimento de clivagem. A
assimetria das primeiras sugerem vergência para leste. A evolução deformacional
da área está relacionada com regimes compressivos e distensivos que se
sucederam, em que o embasamento esteve envolvido na deformação da cobertura
metassedimentar.
Palavras-chaves: Formação Mosquito, metamorfismo e rampas de empurrão.
32
ABSTRACT
The folding and thrusting belts of Espinhaço Setentrional involves the units of
Espinhaço Supergroup, with age of paleo-mesoproterozoic, plutonics from Lagoa
Real Complex, with age of 1.75 Ga and the basement of Gavião Block. The general
objective of this monograph is to proceed to the geological mapping in the
surrounding cities of Caetité, with emphasis on the characterization of the structural
pattern and study of the metamorphism from units of Mosquito Formation. In this
context, the units mapped were: i) metarenites and metaconglomerate of Salto
Formation; ii) the augen-gneiss and sienites of Lagoa Real Complex; iii) association
of iron-formation, calcium-silicates rocks, quartzites and schist of Mosquito
Formation. The sin to tardy-tectonic progressive metamorphic mineral paragenesis
observed in the Mosquito Formation is marked by: staurolite, amphibole, cianite,
green biotite, opaques quartz, calcite, quartz, suggesting that the condition of
anfibolite´s facies in interval between 520 and 600ºC, in the staurolite zone. By the
other hand, the tardy-tectonic retrograde paragenesis by the calcite, chlorite, quartz,
amphibole (actinolite) suggesting a condition to green schist facies with a interval of
300 and 400ºC, in the chlorite zone. In the units of Salto Formation, the presence of a
thin sericite suggest that the condition of metamorphism of green schist facie to
green-subschist. In this sense, the metamorphism gets minor from east to western.
The structural survey shows the existence of three deformation phases. The first
phase (Fn-1) is marked by a milionitic foliation. The second phase (Fn) was divide in
two stages, the first one, Fn´, is marked by thrusting slopes with the vergence to W,
quartz´s boudins, intrafoliaceous of dragging, the second, Fn’’, is represented by
regional folding that are associated with the sharing zones, the classic model of belts
of folding and thrusting. The last phase, Fn+1, is marked by kinkbands and
crenulation folds. The asymmetry of the first ones, suggest that the vergence is to
east. The deformational evolution of this area is related with the compressive
regimen and distensive that are succeeded, in that the basement was involved in the
deformation of metasedimetary cover.
Palavras-chaves: Formação Mosquito, metamorphism and nappes.
33
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS .............................................................................................28
RESUMO 31
ABSTRACT............................................................................................................32
SUMÁRIO 33
LISTA DE FIGURAS ..............................................................................................35
LISTA DE TABELA................................................................................................39
LISTA DE FOTOGRAFIA.......................................................................................40
LISTA DE FOTOMICROGRAFIA...........................................................................42
LISTA DE ABREVEATURAS E SIGLAS...............................................................44
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO.....................................................................
23
1.1 Aspectos iniciais...................................................................................
23
1.2. Área selecionada para estudo.............................................................
25
1.3. Contextualização e apresentação do problema .................................
25
1.4. Objetivos .............................................................................................
27
1.5. Justificativa..........................................................................................
27
1.6. Método de trabalho..............................................................................
28
1.6.1 Revisão Bibliográfica.....................................................................
28
1.6.2 Fotointerpretação...........................................................................
28
1.6.3 Trabalhos de Campo.....................................................................
28
1.6.4 Estudos petrográficos e petrológicos ...........................................
28
1.6.5 Tratamento dos dados estruturais ...............................................
28
1.6.6 Análise dos dados e elaboração da monografia...........................
29
1.7.Organização da monografia ................................................................
29
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL.....................................................
30
2.1. Introdução ...........................................................................................
30
2.2.Unidades Litoestratigráficas ................................................................
33
2.2.1.Embasamento................................................................................
33
34
2.2.2. Complexo Lagoa Real..................................................................
37
2.2.3. Supergrupo Espinhaço.................................................................
38
2.2.4. Intrusivas básicas.........................................................................
43
2.2.5. Supergrupo São Francisco...........................................................
43
2.3. Evolução tectônica do Bloco Gavião e do Corredor do Paramirim .....
44
CAPÍTULO 3 - RESULTADOS DO MAPEAMENTO GEOLÓGICO E DA
ANÁLISE ESTRUTURAL............................................................................
51
3.1 Introdução ........................................................................................
51
3.2. Unidades litoestratigráficas ............................................................
52
3.2.1. Formação Mosquito (Complexo Urandi-Licínio de Almeida)....
52
a) Cálcio-silicáticas com mármores e xistos subordinados ......
53
b) Itabiritos ................................................................................
58
c) Xistos ....................................................................................
61
3.2.2. Complexo Lagoa Real ...............................................................
66
3.2.3. Supergrupo Espinhaço ..............................................................
69
3.2.4. Coberturas Cenozóicas..............................................................
70
3.3. Aspectos do Metamorfismo ................................................................
71
3.4. Arcabouço Estrutural ..........................................................................
73
CAPÍTULO 4 - CONCLUSÕES...................................................................
79
Referências ................................................................................................
81
Apendice .....................................................................................................
89
1- Mapa geológico da área de trabalho com escala 1:32.500 ...................
89
35
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 – O Cráton do São Francisco, suas faixas marginais o Aulacógeno
do Paramirim. Fonte: Cruz (2004)..........................................................................
24
Figura 1.2 – Arcabouço geológico do Corredor do Paramirim. ES- Cinturão de
Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, CDCinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Chapada Diamantina, SRPSaliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco Jequié.
Fonte: Cruz (2004).................................................................................................
25
Figura 1.3 – Mapa de situação e localização da área de estudo..........................
27
Figura 1.4 – Localização dos afloramentos na área de trabalho..........................
29
Figura 2.1 – O Orógeno Araçuaí na região central do Paleocontinente
Gondwana (modificado de Alkmim et al.2006). FA, traços estruturais da Faixa
de Dobramentos Araçuaí (sensu Almeida 1977); ZI, zona de interferênciado
Orógeno Araçuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A, Amazônico; K,
Kalahari; PP-RP, Paraná-Paranapanema-Rio de la Plata; SF-C, São FranciscoCongo; SL-OA, São Luís - Oeste Africano. Extraído de Pedrosa-Soares et al.
(2007).....................................................................................................................
32
Figura 2.2 - Compartimentos tectônicos do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental:
SE: Cinturão de Cavalgamentos da Serra do espinhaço Meridional; CA: Zona
de cisalhamento da Chapada Acauã; S: Zona de dobramentos de salinas; MN:
Corredor transpressivo de Minas Novas; RP Saliência do Rio Pardo e zona de
interação com o Aulacógeno do Paramirim; BG: Bloco de Guanhães; DS Zona
de Cisalhamento de Dom Silvério; I: Zona de Cisalhamento de Ttapebi; NC:
Núcleo cristalino; OC: Faixa Oeste-Congolesa. Extraído de Alkmim et al.
( 2007)....................................................................................................................
Figura 2.3 - Cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da
33
36
Chapada Diamantina, que por sua vez envolvem o embasamento mais antigo
que 1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de 1.75 Ga, rochas metassedimentares
dos supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas básicas...................
34
Figura 2.4 – Esboço geológico do BG na região de Brumado (Adaptado de
Barbosa & Dominguez 1996). 1. Coberturas Fanerozóicas; Neoproterozóico: 2.
Faixa de Dobramento Araçuaí-Piripá. 3. Supergrupo São Francisco (Grupo
Una); Mesoproterozóico: Supergrupo Espinhaço. 4. Grupo Paraguaçu e
Chapada
Diamantina.
5.
Complexo
Ígneo-metamórfico
Lagoa
Real;
Paleoproterozóico: 6. Granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos);
CA-Caculé, ES-Espírito Santo, IG-Iguatemi, RP-Rio do Paulo, SF-Serra da
Franga, UM-Umburanas, GA-Gameleira, PS-Pé de Serra, RPE-Riacho de
Pedras, LG/Lg-Lagoa Grande/lagoinha; Arqueano: 7. Rochas charnockíticas e
Enderbíticas do Bloco Jequié. 8. Greenstone Belt de Contendas-Mirante. 9.
Sequências
greenstone
belt
do
Bloco
Gavião
(GBU-Greenstone
belt
Umburanas, IB-Complexo Ibitira-Brumado). 10. Granitóides (tonalitos, granitos,
granodioritos), (LM-Lagoa da Macambira, MP-Malhada de Pedras, SE- Serra do
eixo, MA- Mariana, BE-Bernarda, SV-Sete Voltas, SP-Serra dos Pombos, LMOLagoa do Morro, BV/MV-Boa Vista/Mata Verde, JU-Jussiape). 11. Terrenos
gnáissicos-migmatitícos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos, granodioritos)
com
a
presença
subordinada
de
rochas
paragnaisses
-
Zonas
de
Cisalhamentos. Fonte: Bastos Leal (1998)............................................................
36
Figura 2.5 - Mapa esquemático do Estado da Bahia mostrando as principais
seqüências vaulcanossedimentares do tipo Greenstone Belts. Modificado de
Silva & Cunha (1999).............................................................................................
37
Figura 2.6 - Coluna estratigráfica esquemática da região pesquisada por
Rocha, mostrando o embasamento, os principais sistemas deposicionais e os
ambientes tectônicos. Fonte: Rocha (1991)...........................................................
41
Figura 2.7 - Compartimentação tectônica da Chapada Diamantina Ocidental
(Guimarães J.T. 2005)..........................................................................................
Figura 2.8 – Perfis esquemáticos do modelo evolutivo do Corredor do
43
37
Paramirim durante o Arqueano/Paleoproterozóico segundo Arcanjo (2000).
Fonte: Arcanjo et al. (2000). ..................................................................................
46
Figura 2.9 - Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão
Paleoproterozóica - Extraído de Barbosa et al., (2003).........................................
47
Figura 2.10 - Modelo evolutivo esquemático dos riftes Espinhaço e Santo
Onofre postulado por Schobbenhaus (1996) e parcialmente adaptado por
Danderfer Fo (2000) as gerações dos Granitos. Extraído de Pedrosa-Soares
(2007).....................................................................................................................
48
Figura 2.11 – Ilustração dos estágios (a)de colisão, por volta de 560 Ma, e (b)
de colapso gravitacional, após movimento lateral da porção sul do orógeno, por
volta de 500 Ma. Extraído de Pedrosa-Soares (2007)...........................................
50
Figura 3.1 – Imagem SRTM mostrando a geomorfologia da área........................
51
Figura 3.2 – Coluna mostrando o empilhamento estratigráfico, Rochas
metassedimentares do embasamento do Bloco Gavião. CC – Rochas cálciosilicáticas, FF- Formações ferríferas......................................................................
53
Figura 3.3 - Diagrama petrogenético para o sistema Fe, h, Al, Si em rochas
pelíticas. Fonte: Burcher & Frey (2002). Em verde está marcado as condições
associadas com o metamorfismo progressivo das rochas estudadas...................
66
Figura 3.4 – Mapa metamórfico da área de trabalho............................................
73
Figura 3.5 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da foliação Sn.
Hemisfério inferior. N= número de medidas. .........................................................
76
Figura 3.6 – Diagrama estereográfico da Lxn da fase Fn. Hemisfério inferior.
N= número de medidas..........................................................................................
Figura 3.7 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da Lb crenulação da
fase Fn+1...............................................................................................................
76
77
Figura 3.8- Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da clivagem de
crenulação fase Fn+1.............................................................................................
78
38
Figura 3.9 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da fraturas
78
desenvolvidas sobre a clivagem de crenulação da fase Fn+1...............................
Figura 3.10 – Blocos diagramas mostrando a evolução das fases de
deformação a) Fase Fn’; b) Fase Fn’’ e c) Fase Fn+1...........................................
79
39
LISTA DE TABELAS
Tabela 2.1 – Propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo
Espinhaço na Chapada Diamantina (Guimarães et al. 2005)................................
40
Tabela 3.1 – Reações metamórficas progressivas, ocorrentes nos xistos..........
72
Tabela 3.2 – Mostra de forma abrangente a relação entre as fases de
deformação, estruturas..........................................................................................
74
40
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 3.1 – Vista paranorâmica de afloramento de rocha cálcio-silicática
na área urbana da cidade de Caetité. Ponto J01 (coord UTM 771932 8443596)..
54
Fotografia 3.2 – Corpos itabiríticos da área de trabalho. Afloramento ponto J08,
coordenada UTM 768917/8450938........................................................................
Fotografia 3.3 – Quartzo-cianita-granada xisto da Formação Mosquito. Ponto
J13, coordenada UTM 769828/8444056. ..............................................................
58
61
Fotografia 3.4 – Superfície com óxido de manganês em xistos da Formação
Mosquito. Foto tirada a 200m a leste do ponto J18..............................................
61
Fotografia 3.5 – Moscovita quartzito que ocorre intercalado com os xistos da
Formação Mosquito. Afloramento J02, coordenada UTM 773791/8443382..........
65
Fotografia 3.6 – Augen-gnaisse Lagoa Real de composição sienítica sem
alteração. Ponto J-10, coordenadas UTM 771433/8447450..................................
67
Fotografia 3.7 - Augen-gnaisse Lagoa Real de composição sienítica. Ponto J
04, coordenadas Foro UTM 776218/8444960......................................................
67
Fotografia 3.8 – Foto geral do afloramento da Formação Salto. Ponto J12,
coordenada UTM 768870/8444104. ......................................................................
70
Fotografia 3.9 – Detalhe da rocha do afloramento da Formação Salto
mostrando níveis micáceos mb-mica branca . Ponto J12, coord. UTM
768870/8444104....................................................................................................
70
Fotografia 3.10 – Solo eluvionar gerado a partir de augen-gnasse do Complexo
Lagoa Real. Ponto J-05, coordenada UTM 775857/8445134. ..............................
71
41
Fotografia 3.11 – Solo laterítico com presença de oxido de manganês. Ponto J-
71
17, coordenada UTM 770355/8444686. ................................................................
Fotografia 3.12 – Dobras intrafoliais sin-Fn’ em rochas cálcio-silicáticas do
complexo Licínio de Almeida, envolvendo a foliação Sn-1. Ponto J-01,
74
coordenada 71932/8443596..................................................................................
Fotografia 3.13 – Rampa de empurrão intraestratais com vergência para W.
Ponto J-01, coordenada 771932 / 8443596..........................................................
75
Fotografia 3.14 – Boudin sin-Fn’ desenvolvido em nível quartzoso imerso em
rocha cálcio-silicática. Ponto J-01, coord. 71932 /8443596...................................
75
Fotografia 3.15 – Dobras assimétricas sin-Fn+1 observado na Formação Salto.
77
42
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 3.1 - Textura lepidoblástica marcada pela biotita em rochas
cálcio-silicáticas. Base da Foto = 1,2mm aumento 50x. Ponto J-08, coordenada
768917 / 8450938. bt-biotita, qtz-quartzo. Nicóis cruzados. ................................
55
Fotomicrografia 3.2 – Grãos de cal-calcita e qtz-quartzo em rochas cálciosilicáticas. Base da Foto 1,22 mm. Ponto J-08 coordenada 768917 / 8450938.
Nicóis cruzados......................................................................................................
56
Fotomicrografia 3.3 – Níveis quartzosos em itabiritos da Formação Mosquito.
Notar a presença de cal-calcita e op-opaco. Base da Foto = 1,2mm. Ponto J08,
coordenada UTM 768917/8450938. Nicóis cruzados............................................
59
Fotomicrografia 3.4 – Textura granoblástica e lepidoblástica em domínios
quartzosos e grão de hornblenda paralelizados com a foliação principal em
xistos da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra 55
em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. qtzquartzo e anf-anfibólio. Nicóis cruzados...............................................................
62
Fotomicrografia 3.5 – Cristais de anfibólio crescendo associado com a calcita
em xistos da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra
55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938.
cal-calcita, anf-anfibólio. Nicóis cruzados..............................................................
62
Fotomicrografia 3.6 – Imagem de grão de bt-biotita que cresce cortando a
foliação principal marcada pelo anf-anfibólio em xistos da formação mosquito.
Base da Foto 1,2mm aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML,
Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. Nicóis cruzados.........................
63
Fotomicrografia 3.7 – Grãos de st - estaurolita em xistos da Formação
Mosquito. Base da Foto 1,2mm aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da
BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. Nicóis cruzados. .............. 64
Fotomicrografia 3.8 – Grão de granada em xistos da Formação Mosquito. A
43
sua morfologia sugere crescimento sin a tardi-tectônico. Base da Foto 1,2mm
aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada 64
UTM 768917 / 8450938. Nicóis cruzados.............................................................
Fotomicrografia
3.9
–
Seção
mostrando
bt-biotita
prismática
com
características ígneas e em contatos retos com o K-fdsp-feldspato (microclina).
Base da foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML,
Ponto J08, coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis cruzados.......................
69
Fotomicrografia 3.10 – bt-Biotita prismática associada com plg-plagioclásio,
apresentando contatos retos e curvos. Notar a presença de cristais de zc-zircão
inclusos no plagioclásio. Base da Foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra 55 em
furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis
cruzados................................................................................................................. 69
Fotomicrografia 3.11 – Duas direções de clivagem de crenulação em amostra
de xisto da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm aumento 50x. Ponto J-08,
coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis cruzados.........................................
77
44
LISTA DE ABREVEATURAS E SIGLAS
Anf
Anfibólio
BG
Bloco Gavião
BJ
Bloco Jequié
Bt
Biotita
Cal
Calcita
CC
Calcio-silicáticas
CSF
Cráton do São Francisco
FF
Formação ferrífera
Fn, Fn’,Fn’’ e Fn+1
Fases de deformação
Gnt
Granada
K-fdsp
Feldspato
Lb
Linha de charneira de dobra
Lx
Linha de estiramento mireral
Op
Opacos
Plg
Plagioclásio
Qtz
Quartzo
SRP
Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí)
St
Estaurolita
Zc
Zircão
45
CAPITULO 1 - INTRODUÇÃO
O Cráton do São Francisco representa a porção da placa homônima em que o
embasamento cristalino foi poupado das deformações brasiliana (Almeida 1977).
Está circundado por um conjunto de faixas móveis, denominadas a leste de Faixa
Brasília, a norte, Rio Preto e Riacho do Pontal, a noroeste a Faixa Sergipana e a
sudeste, a Faixa Araçuaí (Figura 1.1). É constituído por um conjunto de rochas
gnáissico-migmatíticas de idades que datam o arqueano (Bastos Leal 1988; Bastos
Leal et al. 1996, 1997, 1998), seqüências vulcanossedimentares de idades
arqueana-paleoproterozóica (Cunha, J. C. & Silva, M. G. 1999) e por um conjunto de
plutônicas paleoproterozóicas (Bastos Leal 1988). No Paleo e no Neoproterozóico,
tais unidades serviram como substrato para a sedimentação de rochas vulcânicas e
terrígenas do Supergrupo Espinhaço e marinhas a glácio-marinhas do Supergrupo
São Francisco, respectivamente. A consolidação do seu substrato deve-se a um
evento colisional desenvolvido no final do Paleoproterozóico entre os blocos Gavião,
Serrinha e Jequié (Barbosa & Sabaté 2002).
Notadamente em seu interior, uma faixa com orientação, aproximadamente,
NS, delimita o Aulacógeno do Paramirim (Pedrosa-Soares et al. 2001), uma
estrutura distensional que corresponde, in totum, ao Aulacógeno do Espinhaço, de
Moutinho da Costa & Inda (1982). No Neoproterozóico, a interação entre o
Aulacógeno do Paramirim e a Faixa Araçuaí levou à estruturação de um corredor de
deformação, o Corredor do Paramirim (Alkmim et al. 1993) (Figura 1.2), cuja zona de
máxima inversão posiciona-se a sul do paralelo 13º S.
46
FAIXA RIACHO
DO PONTAL
FAIXA RIO
PRETO
Salvador
AULACÓGENO DO PARAMIRIM
CRÁTON DO
SÃO FRANCISCO
OCEANO
ATLÂNTICO
FAIXA
BRASÍLIA
ORÓGENO
ARAÇUAÍ
0
COBERTURAS
FANEROZÓICAS
200km
N
COBERTURAS
PROTEROZÓICAS
CINTURÕES
BRASILIANOS
EMBASAMENTO (>1,8 GA)
Área de Trabalho
Figura 1.1 – O Cráton do São Francisco, suas faixas marginais o Aulacógeno do Paramirim. Fonte:
Cruz (2004).
A evolução estrutural do Corredor do Paramirim é marcada pela superposição
de fases deformacionais e pelo aumento do grau metamórfico em direção a sul
(Cruz & Alkmim 2006). Neste contexto, zonas de cisalhamento reversas a destralreversas
de
idade
neoproterozóicas
são
nucleadas
no
embasamento
e
possivelmente representam reativações de estruturas antigas (Cruz 2004, Cruz &
Alkmim 2006, Guimarães et al. 2006, Cruz et al. 2007). A identificação dessas zonas
levou Cruz & Alkmim (2006) propor que a porção sul do Corredor do Paramirim fosse
excluída do Cráton do São Francisco e inserida na porção setentrional do Orógeno
Araçuaí. No cenário regional desse compartimento do Orógeno Araçuaí, tais zonas
circundam domínios com estruturas dômicas que foram pouco ou nada deformadas
pelas estruturas do corredor em questão. Além disso, essas estruturas hospedam
depósitos de ferro e manganês, além de cálcio-silicáticas, xistos e mármores cujo
47
significado geológico ainda é motivo de controvérsia. Em especial, na região de
Caetité, Bahia, tais rochas foram agrupadas na Formação Mosquito (Rocha 1991,
Barbosa & Dominguez 1996). Essa monografia pretende contribuir com o estudo da
evolução metamórfica da dessa formação, assim como com o entendimento das
relações geométricas entre as estruturas nucleadas durante a evolução do Corredor
do Paramirim na região de Caetité, Bahia.
Monte Alegre
do Piauí
CD
o
12 00`
ES
Coberturas mesozóicas
O AULACÓGENO
DO
PARAMIRIM
BJ
Macaúbas
Coberturas cenozóicas
Supergrupo São Francisco
Supergrupo Espinhaço
Caetité
Complexo Lagoa Real
o
14 00`
BG
Embasamento (> 1.8 Ga)
Piripá
Área de Trabalho
Corredor do Paramirim
0
SRP
150 km
o
43 00`
o
41 00`
Figura 1.2 - Arcabouço geológico do Corredor do Paramirim. ES- Cinturão de Dobramentos e
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, CD- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos
da Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco
Jequié. Fonte: Cruz (2004).
1.2. Área selecionada para estudo
A área de estudo possui 56 km2 e está localizada nas proximidades da cidade
de Caetité, imediatamente a norte, na região sudoeste do Estado da Bahia (Figura
1.3).
48
1.3. Contextualização e apresentação do problema
O Corredor do Paramirim representa a porção invertida do Aulacógeno
homônimo, no Neoproterozóico (Cruz & Alkmim 2006). Compreende as unidades do
embasamento mais antigo que 1.8 Ga, incluindo rochas gnáissicas-migmatiticas e
seqüências vulcanossedimentares (Cunha & Silva 1999), as rochas plutônicas do
Complexo Lagoa Real e do Supergrupo Espinhaço, de idade paleoproterozóicas
(Turpin et al. 1988, Cordani et al. 1992, Pimentel et al. 1994, Cruz 2004), um
conjunto de rochas básicas intrusivas, de idade mesoproterozóica (Guimarães et al.
2005), e as unidades do Supergrupo São Francisco, do Neoproterozóico. O
levantamento estrutural, no corredor em questão realizado por Cruz (2004) e Cruz &
Alkmim (2006) demonstrou uma história evolutiva complexa, que se inicia com o
desenvolvimento
de
zonas
de
cisalhamento
e
dobras
com
orientação,
aproximadamente, segundo E-W, e vergentes para NNW. O principal registro dessa
deformação
é
a
zona
de
cisalhamento
Brumado-Caetité
(Figura
1.2).
Posteriormente, essas estruturas foram truncadas por um conjunto de zonas de
cisalhamento e dobras posicionadas, em geral, segundo NS. Tais estruturas foram
responsáveis pela geração do cinturão de dobramentos e cavalgamentos da
Chapada Diamantina e do Espinhaço Setentrional, tendo culminado com a inversão
do Aulacógeno do Paramirim. Seus registros podem ser encontrados nas unidades
do embasamento e de preenchimento do aulacógeno, conferindo-lhes, portanto,
uma
idade
neoproterozóica.
Tais
falhas
foram
reativadas
no
Meso
e
Neoproterozóico (Danderfer-Fo 2000) e responsáveis por colocar as unidades do
embasamento sobre o Supergrupo Espinhaço, no Cinturão de Dobramentos e
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional (Figura 1.2).
Na borda leste do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional, especialmente na região de Caetité, afloram um conjunto de
formações ferríferas, cálcio-silicáticas, mármores e cianita-granada-estaurolita xistos
que,
de
acordo
com
Moraes
et
al.
(1980)
pertencem
à
seqüências
vulcanossedimentares do embasamento. Entretanto, para Rocha (1990) tais rochas
correspondem às unidades basais do Supergrupo Espinhaço. Além da controvérsia
quanto ao seu posicionamento estratigráfico, tais unidades hospedam um arcabouço
estrutural complexo, ainda pouco conhecido. Além disso, poucas são as informações
a cerca do registro metamórfico associado com essas deformações.
49
Figura 1.3 – Mapa de situação e localização da área de estudo
Diante do exposto, surgem as seguintes questões: qual o registro
deformacional-metamórfico da Formação Mosquito no Cinturão de Dobramentos e
Cavalgamentos da serra do Espinhaço Setentrional? Qual a relação estrutural entre
essas rochas, as do Complexo Lagoa Real e as do Supergrupo Espinhaço?
Responder a essas questões representa, além de contribuir com uma
controvérsia histórica, que trata da delimitação das deformações brasilianas ao
longo do Corredor do Paramirim, contribuirá para o entendimento da evolução
metamórfica associada com as deformações presentes na borda leste da Serra do
Espinhaço Setentrional, na região de Caetité. Apesar do imenso volume de solo,
alguns afloramentos puderam ser identificados permitindo a realização do presente
trabalho e a contribuição no sentido de esclarecer as questões acima relacionadas.
1.4. Objetivos
O objetivo geral desta monografia é proceder ao mapeamento geológico das
cercanias da cidade de Caetité, com ênfase na caracterização do arcabouço
estrutural e estudo do metamorfismo nas unidades da Formação Mosquito.
50
Como objetivos específicos têm-se:
a) Identificar as unidades aflorantes na área de estudo e o seu arcabouço
estratigráfico;
b) Levantar o arcabouço estrutural com vistas a identificar as fases
deformacionais e as relações entre as unidades;
c) Realizar o estudo da evolução metamórfica da Formação Mosquito;
d) Elaborar
em
módulo
de
evolução
deformacional
contemplando
as
informações obtidas.
1.5. Justificativa
Apesar da área de estudo ter sido palco de diversos trabalhos de
mapeamento ao longo dos últimos 30 anos, tais como os produzidos por Moraes et
al. (1980), Rocha (1990) e Souza et al. (1994), controvérsias importantes ainda
existem a cerca do empilhamento litoestratigráfico das unidades aflorantes, da sua
evolução deformacional e metamórfica. Desta forma, essa monografia vem contribuir
de forma significativa para o entendimento da evolução geológica da área com vistas
a elucidar o papel das deformações brasilianas na estruturação das unidades na
borda leste da Serra do Espinhaço Setentrional, assim como os aspectos
relacionados com o metamorfismo associado a essas deformações.
1.6. Método de trabalho
Para cumprir os objetivos propostos serão realizadas as seguintes atividades:
1.6.1 Revisão Bibliográfica
O levantamento em questão foi realizado através da aquisição e leitura de
artigos, projetos e resumos científicos que abordem a área de trabalho.
1.6.2 Fotointerpretação
Foi realizado trabalho de Fotointerpretação utilizando fotos aéreas da
AERODATA (06/88) e CONAN (06/87) na escala 1:32.500.
51
1.6.3 Trabalhos de Campo
Para atingir os objetivos propostos foram realizados oito dias efetivos de
campo. Durante esses trabalhos procedeu-se à identificação das unidades, o
levantamento do arcabouço estrutural e a coleta de amostras para estudos
petrográficos e a visita e descrição de 27 afloramentos (Figura 1.4). A área de
trabalho possui poucas exposições de rocha, tendo em vista o espesso manto de
intemperismo. Entretanto os afloramentos são de ótima qualidade.
Figura 1.4 – Localização dos afloramentos na área de trabalho
1.6.4 Estudos petrográficos e petrológicos
Para esses estudos foram preparadas um total de 46 seções delgadas, sendo
que 19 foram coletadas em afloramentos e outras 27 foram fornecidas pela Bahia
Mineração LTDA. Neste caso, tratam-se de amostras de furo de sonda.
52
1.6.5 Tratamento dos dados estruturais
Os dados estruturais coletados em campo foram organizados em planilha
Excel e transformados em diagramas estereográficos utilizando o programa
STEREONET (versão 3.2, for Windows).
1.6.6 Análise dos dados e elaboração da monografia
Todos os dados geológicos obtidos em campo e em laboratório foram
organizados e interpretados. Em seguida, procedeu-se à elaboração da monografia
em apreço.
1.7 Organização da monografia
A presente monografia foi organizada em quatro seções. Na primeira seção é
apresentada a introdução, que consta da apresentação do problema, objetivos,
justificativa e método de trabalho.
A segunda seção apresenta os aspectos da
Geologia Regional, ao passo que a terceira seção mostrará os resultados do
mapeamento geológico, abordando a descrição das unidades nas escalas meso e
macroscópicas, os resultados do estudo do metamorfismo e do arcabouço estrutural
e a evolução tectônica da área de estudo. A quarta e última seção apresenta as
conclusões do trabalho.
53
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
2.1. Introdução
O Orógeno Araçuaí-Oeste Congo localiza-se na província Mantiqueira. No
Brasil, esse Orógeno se estende desde o estado de Minas Gerais até o litoral
Atlântico, entre os paralelos 15° e 21°S, ao passo que na África encontra-se entre os
paralelos 2° e 10° S (Figura 2.1). Em sua contraparte brasileira, especificamente em
relação ao Cráton do São Francisco, posiciona-se em seu limite sudoeste, estando a
sua evolução relacionada com a tectônica brasiliana (Almeida 1977). Em domínios
continentais, esse orógeno interceptou unidades do embasamento mais antigo que
1.8 Ga, em especial, o Bloco Gavião, posicionado em seu limite mais a norte. A
evolução do Orógeno Araçuaí levou à inversão de riftes e estruturas aulacogênicas,
dentre elas, o Aulacógeno do Paramirim. Este aulacógeno abrigou a sedimentação
dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, que evoluiu desde o paleoproterozóico
até o Neoproterozóico (Schobbenhaus 1996, Danderfer–Filho 2000) e representa o
braço abortado de um sistema que, a sul, teria evoluído para uma margem passiva
(Pedrosa-Soares et al. 2001). Durante as colisões neoproterozóica toda a margem
passiva foi envolvida nas deformações, tendo o front orogenético avançado em
direção às porções mais externas, a norte, e sido responsável pela inversão parcial
do Aulacógeno do Paramirim.
De acordo com Alkmim et al. (2007) (Figura 2.2.), no Orógeno Araçuaí podem
ser encontrados dez compartimentos tectônicos, quais sejam: o Cinturão de
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional; a Zona de Cisalhamento da
Chapada Acauã; a zona de dobramentos de Salinas; o Corredor Transpressivo de
Minas Novas; a Saliência do Rio Pardo e sua zona de interação com o Aulacógeno
do Paramirim; o Bloco de Guanhães; a Zona de Cisalhamento de Dom Silvério e
estruturas associadas; a Zona de Cisalhamento de Itapebi e estruturas associadas;
o núcleo cristalino (a zona interna de alto grau que representa o núcleo do orógeno);
e o Cinturão Oeste-Congolês.
54
Figura 2.1 - O Orógeno Araçuaí na região central do Paleocontinente Gondwana (modificado de
Alkmim et al. 2006). FA, traços estruturais da Faixa de Dobramentos Araçuaí (sensu Almeida 1977);
ZI, zona de interferênciado Orógeno Araçuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A,
Amazônico; K, Kalahari; PP-RP, Paraná-Paranapanema-Rio de la Plata; SF-C, São Francisco-Congo;
SL-OA, São Luís - Oeste Africano. Extraído de Pedrosa-Soares et al. (2007)
A área de trabalho encontra-se inserida na porção norte do Orógeno Araçuaí,
no compartimento denominado de Saliência do Rio Pardo (Figura 2.2). A norte, a
Saliência do Rio Pardo conecta-se com o Corredor do Paramirim, que corresponde à
porção do Aulacógeno do Paramirim que foi invertida durante a deformação
brasiliana e abriga os cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da
Chapada Diamantina, que por sua vez envolvem o embasamento mais antigo que
1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de 1.75 Ga, rochas metassedimentares dos
supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas básicas (Figura 2.3). Assim,
a Saliência do Rio Pardo corresponde à porção do Corredor do Paramirim cujas
55
deformações são marcadas por estruturas E-W que foram desenvolvidas por efeitoreflexo associado com as colisões entre a Placa São Franciscana e Amazônica.
Neste capítulo serão apresentadas as unidades que compõem o Corredor do
Paramirim assim como serão apresentados alguns modelos de evolução tectônica
regional.
Área de
Trabalho
Figura 2.2 - Compartimentos tectônicos do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental: SE: Cinturão de
Cavalgamentos da Serra do espinhaço Meridional; CA: Zona de cisalhamento da Chapada Acauã; S:
Zona de dobramentos de salinas; MN: Corredor transpressivo de Minas Novas; RP Saliência do Rio
Pardo e zona de interação com o Aulacógeno do Paramirim; BG: Bloco de Guanhães; DS Zona de
Cisalhamento de Dom Silvério; I: Zona de Cisalhamento de Ttapebi; NC: Núcleo cristalino; OC: Faixa
Oeste-Congolesa. Extraído de Alkmim et al. ( 2007).
56
Faixa Riacho do
Faixa Sergipana
Pontal
Faixa Rio Preto
Aulacógeno do
Paramirim
CD
ES
Salvador
Oceano Atlântico
Faixa
Brasilia
Coberturas
Fanerozóicas
Coberturas
Proterozóicas
Cinturões
Brasiliano
0
200 km
ORÓGENO
ARAÇUAÍ
N
Embasamento
(>1.8 Ga)
Corredor do
Paramirim
Figura 2.3 - Cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da Chapada Diamantina, que
por sua vez envolvem o embasamento mais antigo que 1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de
1.75 Ga, rochas metassedimentares dos supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas
básicas.
2.2 .Unidades Litoestratigráficas
Nesta seção serão descritas as unidades litoestratigráficas que compõem o
Corredor do Paramirim.
2.2.1.Embasamento
Contido no Bloco Gavião, o embasamento é dividido em unidades gnáissicomigmatíticas correspondendo aos TTGs e em seqüências vulcanossedimentares
com as associações vulcano-máfico e vulcano-ultramáfico, formações ferríferas,
57
rochas carbonáticas, cálcio-silicáticas e sedimentação terrígena metamorfizadas
(Bastos Leal 1998).
De acordo Moraes et al. (1980), Bastos Leal (1998), Arcanjo et al. (2000),
Barbosa & Sabaté (2002), no Bloco Gavião as rochas gnáissico-migmatíticas estão
metamorfisados nas fácies anfibolito e granulito. Segundo Bastos Leal et al (1998),
em locais isolados e relacionados com zonas de cisalhamento regionais foram
observados efeitos de retro-metamorfismos para a fácies xisto verde. A partir de
idades U/Pb em zircões, Bastos Leal et al. (1998) reconheceu dois grandes grupos
de rochas no Bloco Gavião (Figura 2.4). O primeiro grupo constitui a crosta
continental TTG (tonalítico-trondhjemítico-granodiorítica), com idades entre 3,2–3,4
Ga. Os dados Sm/Nd (Tdm) e valores de εNd(t) variaram entre (-0,1 a -6,5) sugerem
protólitos ainda mais primitivos na gênese destas rochas com idades entre 3,2 – 3,7
Ga, sendo sua gênese ainda não claramente definida (Martin et al.1991; SantosPinto 1996; Sato 1998). As modelagens geoquímicas realizadas por (Martin et
al.1991) sugerem que a origem destas rochas foi por fusão de basaltos toleíticos,
enriquecendo-a os anfibolitos com granada ou eclogitos como resíduos.
As rochas de composição granodioríticas e granítica representam um
segundo evento, ocorrido no Bloco Gavião com idade entre 3,15 - 3,20 Ga. Estas
rochas, possuem idades Sm/Nd (TDM) com variação apresentada de 3,1 e 3,6 Ga e
εNd(t) (-2,0 e -8,5), sugerindo processos de reciclagem continental arqueanos no
Bloco Gavião (Santos-Pinto 1996; Basto Leal 1998; Barbosa 1997).
Ainda de acordo com Bastos Leal (1998), no Mesoarqueano o Bloco Gavião
foi palco de colocação plutônica com composição granítica e granodiorítica, com
idades de cristalização obtidas pelo método (Rb/Sr e Pb/Pb, rocha total) por volta de
2,8 Ga. Tais rochas teriam sido originada por processos de reciclagem continental
de terrenos TTG’s com formação Paleoarqueana (Marinho et al. 1991; Bastos Leal
et al. 1998). Estas rochas são contemporâneas as intrusões cácio-alcalinas de
composição enderbíticas-charnoquíticas no bloco Jequié apresentando idades
(Pb/Pb e Rb-Sr) variando entre 2,9 e 2,7 sendo associada à mecanismo de
subducção de crosta oceânica para oeste (Barbosa 1997).
No Bloco Gavião a granitogênese paleoproterozóico está representada por
corpos de composição que variam desde tonalitos até álcali-granitos com textura
porfirítica e granulometria variada (Sabaté et al. 1990; Bastos Leal & Teixeira 1994;
58
Fróes et al. 1994; Santos-Pinto et al. 1994). Tais corpos ocorrem lineados e ou
foliados, cortando as rochas mais antigas e unidades vulcanossedimentares,
descritas a seguir.
Figura 2.4 – Esboço geológico do BG na região de Brumado (Adaptado de Barbosa & Dominguez
1996). 1. Coberturas Fanerozóicas; Neoproterozóico: 2. Faixa de Dobramento Araçuaí-Piripá. 3.
Supergrupo São Francisco (Grupo Una); Mesoproterozóico: Supergrupo Espinhaço. 4. Grupo
Paraguaçu e Chapada Diamantina. 5. Complexo Ígneo-metamórfico Lagoa Real; Paleoproterozóico:
6. Granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos); CA-Caculé, ES-Espírito Santo, IG-Iguatemi,
RP-Rio do Paulo, SF-Serra da Franga, UM-Umburanas, GA-Gameleira, PS-Pé de Serra, RPE-Riacho
de Pedras, LG/Lg-Lagoa Grande/lagoinha; Arqueano: 7. Rochas charnockíticas e Enderbíticas do
Bloco Jequié. 8. Greenstone Belt de Contendas-Mirante. 9. Sequências greenstone belt do Bloco
Gavião (GBU-Greenstone belt Umburanas, IB-Complexo Ibitira-Brumado). 10. Granitóides (tonalitos,
granitos, granodioritos), (LM-Lagoa da Macambira, MP-Malhada de Pedras, SE- Serra do eixo, MAMariana, BE-Bernarda, SV-Sete Voltas, SP-Serra dos Pombos, LMO-Lagoa do Morro, BV/MV-Boa
Vista/Mata Verde, JU-Jussiape). 11. Terrenos gnáissicos-migmatitícos da suíte TTG (tonalitos,
trondhjemitos, granodioritos) com a presença subordinada de rochas paragnaisses - Zonas de
Cisalhamentos. Fonte: Bastos Leal (1998).
59
De acordo com Cunha & Silva (1999) no Bloco Gavião ocorrem seqüências
vulcanossedimentares, tendo sido reconhecidas as de Umburanas, Urandi-Licínio de
Almeida, Guajeru, Ibitira-Ubiraçaba e Brumado (Figura 2.5).
Figura 2.5 - Mapa esquemático do Estado da Bahia mostrando as principais seqüências
vulcanossedimentares do tipo Greenstone Belts. Modificado de Silva & Cunha (1999).
Para esses autores, tais seqüências representam remanescentes de Greenstone
Belts Arqueanos. Em algumas delas, como é o caso do Greenstone Belt de
Umburanas, foram reconhecidas estruturas do tipo spinifex. De acordo com Cunha
& Fróes (1994), para esse greenstone pode ser identificadas três unidades, que
60
refletem três ciclos vulcânicos distintos: (i) a base da unidade está composta, por
rochas de natureza komatiítica associadas a metabasaltos de origem toleítica e a
metadacitos. Essas unidades estão recobertas por quartzitos com níveis
conglomeráticos, com presença de pelitos e metassedimentos (BIF, cherts,
metacarbonatos, cálcio-silicáticas) e pulsos secundários de metavulcânicas félsica,
que foi atribuído ao segundo ciclo vulcânico; (ii) a Unidade intermediária é dominada
por metavulcânicas félsicas do terceiro ciclo vulcânico, com a presença subordinada
aos fluxos máficos de rochas piroclásticas e epiclásticas; e (iii) a Unidade Superior,
constituiu essencialmente de metacarbonatos. Os dados geocronológicos obtidos
através do método Sm-Nd e Pb-Pb (zircão primário) e U-P (SHRIMP) demonstraram
idade de cristalização em torno de 2.7 Ga para as vulcânicas félsicas da unidade
intermediária e de 3.0 Ga para as vulcânicas máficas (Cunha et al., 1996b).
Menor detalhamento é feito para os outros Greenstone Belts do Bloco Gavião. Em
especial, como Seqüência Vulcanossedimentar Licínio de Almeida foi agrupada toda
a faixa de xistos, cálcio-silicáticas e formações ferríferas que se posiciona na
margem leste da serra do Espinhaço Setentrional, exatamente à porção denominada
de Formação Mosquito e apresentada em Rocha (1991) (Figura 2.6).
2.2.2. Complexo Lagoa Real
O Complexo Lagoa Real corresponde ao conjunto sienitos e sienogranitos
(Cruz 2004) de idade 1.750 Ga (Cordani et al. 1992, Cruz 2004), além de
ortognaisses miloníticos derivados dos sienitos e sienogranitos, anfibolitos,
oligoclasitos, epidositos, microclinitos e albititos mineralizados em urânio, que
ocorrem
encaixadas
em
ortognaisses
migmatíticos
e
em
seqüências
vulcanossedimentares do Bloco Gavião (Lobato 1985, Lobato & Fyfe 1990, Arcanjo
et al 2000, Cruz 2004). Os sienitos e sienogranitos desse complexo representam o
magmatismo anorogênico tipo A da fase de abertura do Aulacógeno do Paramirim
(McReath & Sabaté. 1987). Durante o evento brasiliano (Pimentel et al. 1994, Cruz
2004, Cruz & Alkmim 2006), tais rochas foram submetidas à deformações em zonas
de cisalhamento compressionais, originando corpos lenticulares gnaisses, albititos,
oligoclasitos e microclinitos mineralizados em urânio (Lobato, 1985; Costa et al.
1985; Arcanjo et al. 2000, Cruz 2004, Cruz & Alkmim 2006).
61
2.2.3. Supergrupo Espinhaço
Regionalmente, as unidades do Supergrupo Espinhaço estão inseridas em
dois domínios fisiográficos: Serra do Espinhaço e Chapada Diamantina. O início
evolução da bacia que abrigou os sedimentos desse supergrupo ocorreu no
Estateriano por volta de 1,75 Ga (Brito Neves et al. 1979) e evoluiu até o Toniano,
em cerca de 850 Ma (Schobbenhaus 1993, 1996). Diversas propostas já foram
aventadas para explicar o empilhamento estratigráfico do Supergrupo Espinhaço na
Chapada Diamantina (Tabela 2.1). Além disso, propostas de correlação entre as
unidades desse supergrupo que afloram nas serras do Espinhaço Setentrional e na
Chapada Diamantina também já foram apresentadas por diversos autores, tais como
Dominguez (1996) e Danderfer Filho (2000).
No Espinhaço Setentrional, Rocha (1991) e Dominguez & Rocha (1989)
prepuseram uma estratigrafia representada pelos Grupos Borda Leste, na base, e
Serra Geral, no topo. Para esses autores, o Grupo Borda leste é constituído pelas
formações Mosquito que está sotoposta às formações Pajeú, Bom Retiro e Riacho
do Bento. A Formação Mosquito é composta na base por quartzitos com laminação
paralela, xistos, com granada e cianita. Sotoposto aos quartzitos ocorrem filitos
interestratificados de ambiente marinho plataformal com influência de tempestades.
As intercalações do quartzito e filito vão diminuindo para o topo, predominado filitos
com formações ferromanganesíferas bandadas.
O grupo Serra Geral foi definido por Dominguez & Rocha (1989) e Rocha
(1991) (Figura 2.6). Segundo esses autores, o seu contato com o Grupo Borda Leste
se faz através de uma discordância erosiva. Na base esse grupo está representado
por sedimentos flúvio-eólicos da Formação Salto, constituída por quartzitos com
estratificações cruzadas acanalada e lentes de seixos estirados de xistos, quartzitos
e de rochas da formação ferríferas. Tais sedimentos foram depositados em
ambiental fluvial. Em direção ao topo, as camadas são compostas por quartzitos
finos a médios, com laminação plano-paralela que gradam para quartzitos com
estratificação cruzada de grande porte de origem eólica.
Acima da Formação Salto ocorre a Formação Sítio Novo (Rocha 1991), sendo
esta constituída por três litofácies. A primeira é composta por quartzitos médios,
sericíticos com um grande volume de estratificações do tipo acanaladas; a segunda
possui quartzitos com granulação mais fina, coloração avermelhada e presença de
62
sericita, que ocorre intercalados com camadas finas de filito grafitoso de coloração
cinza e com estruturas plano paralelas; a terceira é composta por quartzitos de
granulação de média a fina sendo com estratificação cruzada do tipo hummocky e
marcas onduladas de granulação grossa do tipo ripple (Rocha 1991).
Tabela 2.1 - Propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço na Chapada
Diamantina (Guimarães ET al.2005).
Na Chapada Diamantina diversas propostas foram sugeridas para explicar o
empilhamento estratigráfico do Supergrupo Espinhaço (Tabela 2.1). A partir de 1978
foram identificados três grupos principais, denominados de Grupo Rio dos
Remédios, Grupo Paraguaçu e Grupo Chapada Diamantina. No Grupo Rio dos
Remédios foi incluído um conjunto de rochas vulcânicas ácidas a intermediárias
constituídas por riolitos, riodacitos (Barbosa & Dominguez 1996) com idade de 1.75
Ga (Babinski et al. 1999).
Para Inda & Barbosa (1978), Barbosa & Dominguez (1996) e Schobenhaus
(1996), o Grupo Paraguaçu (Derby 1906 apud Barbosa & Dominguez 1996) é
constituído da base para o topo por conglomerados e arenitos fluviais (Formação
Ouricuri do Ouro), que gradam para quartzitos e metarenitos finos bem
selecionados, com estratos cruzados de grande porte, ambiente eólico (Formações
Mangabeira e Lagoa de Dentro, que por sua vez são sobrepostos por ardósias e
63
metassiltitos laminados com gretas de contração e marcas de ondulação
assimétrica, de ambiente marinho (Formação Açuruá de Inda & Barbosa 1978 e
Barbosa & Dominguez 1996). Recentemente, Guimarães et al. (2005) reconheceu a
Formação Serra da Gameleira (conglomerados fluviais) que ocorrem sotoposta ao
Grupo Rio dos Remédios (Tabela 2.1).
Figura 2.6 - Coluna estratigráfica esquemática da região pesquisada por Rocha, mostrando o
embasamento, os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos.
Legenda: 1 a 3 Estratificação cruzada: 1- Acanalada pequeno porte; 2- Acanalada grande porte; 3 –
Hummocky; 4 – Laminação plano-paralela; 5 – Laminação plano-paralela com marcas onduladas; 6 –
Formação ferromagnesiana bandada; 7 – Quartzitos; 8 – Filitos; 9 – Granitóides; 10 – Anfibolitos; 11 –
Gnaisses; 12 – Formação ferromanganesífera do embasamento. Modelo deposicionais: A – Ambiente
marinho profundo (possível talude), com lobos turbidíticos; B – Ambiente litorâneo (shoreface), com
tempestade; C – Ambiente continental flúvio-eólico; D – Plataforma marinha rasa, com tempestades.
Fonte: Rocha (1991).
A partir do conhecimento existente na época, o Grupo Chapada Diamantina
foi subdividido nas Formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu por Inda &
64
Barbosa (1978) e Barbosa & Dominguez (1996). Por ouro lado, Schobbenhaus
(1996) e Guimarães et al. (2005) propuseram que essa formação fosse excluída do
Grupo Chapada Diamantina. Segundo Dominguez (1993), a Formação Tombador é
composta por arenitos e conglomerados preenchendo depressões do embasamento
cristalino arqueano a paleoproterozóico. Ainda segundo esse autor, esta formação
compreende fácies fluviais e eólicas. As fluviais são caracterizadas por ciclos com
granodecrescência
ascendente
e
as
eólicas,
por
granulometria
bimodal,
estratificações cruzadas de médio porte e superfícies de deflação. Silveira et al.,
(1989) e Silveira (1991) colocam que os arenitos da formação Tombador gradam
para lamitos e arenitos finos da Formação Caboclo. Essa formação teria sido
depositada em ambiente de plataforma rasa e o aumento da profundidade da lâmina
d’água teria favorecido à formação de estratificação cruzada espinha de peixe, que
caracterizam a invasão marinha da Formação Caboclo (Silveira et al., 1989 e Silveira
1991).
As
rochas
da
Formação
Morro
do
Chapéu
estão
estratificamente
posicionadas acima da Formação Caboclo, sendo composta na base por
conglomerados e arenitos conglomeráticos com estratificação cruzada acanalada de
origem fluvial, que grada no sentido do topo arenitos bem selecionados com
estratificação cruzada de médio porte e lamitos com camadas ondular de forma
lenticular, sendo interpretado como deposição de ambiente estuarino (Silveira 1991
apud Barbosa & Dominguez 1996). O topo dessa formação consiste em uma
sucessão dominada por lobos deltáicos, esta formação é superposta pelos
sedimentos glaciais e carbonáticos do Grupo Una, do Supergrupo São Francisco.
Com relação ao modelo de evolução da Bacia que abrigou os sedimentos do
Supergrupo Espinhaço, o modelo de um sistema de riftes, evoluído a partir de
1,7Ga, para a deposição de Supergrupo Espinhaço no Estado da Bahia é aceito sem
restrições (Guimarães
et al., 2005). O início dessa evolução é marcado por
magmatismo datado pelo método U-Pb em zircão em 1748Ma e 1752Ma,
respectivamente por Babinsky et al. (1994) e Schobbenhaus et al. (1994). Danderfer
Filho (2000) e Danderfer & Dardenne (2002) advogam a existência de sete eventos
sucessivos de bacias que teria se iniciado no paleoproterozóico e proceguido até o
Toniano. Guimarães et al. (2005), por outro lado, sugere uma história evolutiva mais
simples marcada pela presença de um rifte oriental, que teria abrigado a
65
sedimentação das unidades da Formação Gameleira e dos grupos Rio dos
Remédios e Paraguaçu (Figura 2.7).
Figura 2.7 - Compartimentação tectônica da Chapada Diamantina Ocidental( Guimarães et al. 2005).
2.2.4. Intrusivas básicas
De acordo com Correa-Gomes et al., (1996), na província Chapada
Diamantina-Paramirim podem ser reconhecidas três gerações filoneanas de diques,
relacionadas a intrusões dos blocos Paramirim e Gavião com idades entre 1,3 Ga a
0,6 Ga. Guimarãres et al. (2005) coloca que os diques e sills máficos são corpos
que estão distribuídos regionalmente, onde intrudiram as unidades das formações
Tombador e Caboclo. De acordo com esses autores, as dimensões dos diques são
bastante variáveis, podendo estender seu comprimento em até dezenas de
quilômetros. Esses autores estudaram um corpo de rocha básica que aflora na
66
localidade de Lagoa do Dionísio, a norte da Chapada Diamantina. Trata-se de um
gabro isotrópico de textura inequigranular composto por cristais de plagioclásio
saussitirizado e augita parcialmente tremolitizada, sendo de filiação toleítica. As
idades U-Pb obtida por aqueles autores em zircões dessas rochas foi de 1496,1±3,2
Ma. De acordo com esses autores, essa idade é muito próxima ao que foi
encontrado por Babinski et al. (1999) em dique de anfibólio-gabro na região de
Brotas de Macaúbas sendo U-Pb em zircão com idade 1514 Ma.
2.2.5. Supergrupo São Francisco
Distribuído amplamente no Estado da Bahia, o Supergrupo São Francisco
aflora na Bacia do São Francisco e na Chapada Diamantina, representado pelos
grupos Macaúbas e Una, respectivamente (Barbosa & Dominguez 1996).
Na Bacia do São Francisco está representado pelo Grupo Macaúbas, que
compreende um conjunto de metassiltitos com níveis de metarenitos de granulação
grossa, além de diamictitos (Barbosa & Dominguez 1996). Na Chapada Diamantina,
os estudos realizados por Misi (1979) e Chang et al.(1988) demonstram que o Grupo
Una é composto por sedimentos siliciclásticos e calcários interestratificados,
chegando a alcançar mais de mil metros de espessura. Segundo Barbosa &
Dominguez (1996) o Grupo Una é composto pela Formação Bebedouro (diamictitos
associados com geleiras) e pela Formação Salitre (engloba rochas carbonáticas, tais
como calcarenitos, calcilutitos, dolomitos, estromatólitos, arenitos, siltitos associadas
com ambiente marinho).
2.3. Evolução tectônica do Bloco Gavião e do Corredor do Paramirim
A área de trabalho possui uma evolução tectônica complexa, cujos estudos
desenvolvidos nas últimas décadas apontam para uma evolução desde o arqueano
ao paleoproterozóico (Figura 2.8).
No Arqueano de acordo com Arcanjo et al. (2000), ocorreram 3 estágios de
evolução, primeiro estágio inicia em 3.300Ma com formação da crosta siálica
primitiva, constituída por protólitos do Complexo Gnáissico-Migmatítico e por
segmentos do Complexo Paramirim. O segundo estágio ocorreu entre 3.300 a
3.200Ma com a fragmentação da crosta siálica primordial e com a estruturação de
67
sistema de rifts na direção predominante WNW-ESE; ocorre a deposição de
associações vulcanossedimentares (protólitos dos complexos Ibitira-Ubiraçaba,
Ibiajara, Boquira e Riacho de Santana; sendo os dois últimos estão representados
na (Figura 2.8), com seqüências mais completas com evolução em direção a S-SW,
culminando nesta porção com geração de assoalho oceânico. O terceiro e último
estágio ocorreu entre 3.000 a 2.700Ma (Figura 2.8 B) iniciando com orogênese, com
subducção de placa oceânica sob placa oceânica para N-NE, fusão parcial da placa
oceânica subductada, com produção de plútons TTG, protólitos de porções dos
complexos Santa Isabel e Paramirim (Apo e Apm); neste contexto houve a formação
de um prisma acrescionário. A evolução finaliza com o desenvolvimento de
deformação tangencial e metamorfismo nas fácies xisto verde e anfibolito.
No Paleoproterozóico, de acordo com Arcanjo et al. (2000) ocorreu um
estágio dividido em duas fases. A primeira fase ocorreu entre 2.400 a 2.300 Ma
(Figura 2.8 C), a partir da qual se inicia a orogênese com deformação tangencial e
cavalgamentos para W-SW, reorientando as estruturas pretéritas para NNW-SSE. O
metamorfismo atinge fácies granulito em alguns setores como o Complexo Santa
Isabel. A segunda fase ocorreu de 2.200 a 2.000 Ma (Figura 2.8 D) com
espessamento crustal promove a fusão parcial da porção inferior da crosta siálica,
gerando migmatização e retrabalhando as litologias existentes, seguido de um
período de relaxamento pós-compressional
do
orógeno
com
geração
de
magmatismo híbrido (componente mantélica de natureza alcalina+produto da fusão
parcial de crosta TTG) produzindo intrusões granitóides metaluminosas de filiação
calcialcalina de alto K (Batólito de Guanambi e granitos de Boquira e Veredinha).
Por outro lado, através de dados estruturais, metamórficos e radiométricos,
Barbosa & Sabaté (2002) sugerem que durante o Paleoproterozóico o Bloco Gavião
teria participado das colisões que estruturaram o Orógeno Itabuna Itabuna-SalvadorCuraçá (Figura 2.9). As colisões ocorreram com movimentos dos blocos no sentido
NW para SE, sendo deduzida através de falhas de empurrão e zonas transcorrentes
tardias. A diferença entre os modelos de Arcanjo et al. (2000) e Barbosa & Sabaté
(2002) é que para os segundos autores no Paleoproterozóico as colisões no Bloco
Gavião ficaram restritas à seu limite leste, ao passo que Arcanjo et al. (2000)
defendem um cinturão de dobramentos e cavalgamentos entre os blocos Gavião e
Guanambi-Correntina.
68
Figura 2.8 – Perfis esquemáticos do modelo evolutivo do Corredor do Paramirim durante o
Arqueano/Paleoproterozóico. Fonte: Arcanjo et al. (2000).
69
Figura 2.9 - Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão Paleoproterozóica.
Extraído de Barbosa et al., (2003)
No Paleoproterozóico um sistema de riftes continentais e aulacógenos teriam
evoluído e abrigado a sedimentação do Supergrupo Espinhaço, assim como um
conjunto de vulcânicas e plutônicas ácidas e básicas teriam se posicionado na
crosta (Moutino da Costa & Inda, Schobenhaus 1993, 1996) (Figura 2.10). Para
Schobenhaus (1993, 1996), em tempos neoproterozóicos, uma segunda bacia teria
se instalado e abrigado os sedimentos do Supergrupo São Francisco (Figura 2.10).
Um conjunto de rochas alcalinas anorogênica da província Salto da Divisa datada
por Silva et al. (2002) (U/Pb em zircão) e apresentando idade por volta de 880 Ma
70
marcam essa segunda fase de rifteamento. Para Danderfer-Filho (2000), a evolução
dos supergrupos Espinhaço e São Francisco está relacionada com a superposição
de oito episódios de formação de bacias, que se instalaram entre 1.750 e 680 Ma.
Figura 2.10 - Modelo evolutivo esquemático dos riftes Espinhaço e Santo Onofre postulado por
Schobbenhaus (1996) e parcialmente adaptado por Danderfer Fo (2000).
O aulacógeno do Paramirim não evolui para oceanização, ao passo que em
direção a sul o rifte entra em franco estágio de margem passiva (Pedrosa-Soares et
al. 2001, 2007). Esta fase é marcada pela intensa deposição de pelitos, em alguns
locais com característica químico-exalativos e meta basitos tipo MORB com idade de
800 Ma (Pedrosa-Soares et al. 2003).
71
No
Orógeno
Araçuaí
são
reconhecidos
quatro
estágios
orogênicos
denominados pré-colisional (ca. 630 - 580 Ma), sin-colisional (ca. 580 - 560 Ma),
tardi-colisional (ca. 560 - 530 Ma) e pós-colisional (ca. 530 - 490 Ma)( PedrosaSoares et al. 2007) Estes estágios são caracterizados com base nas relações
estruturais e associações com a foliação regional, assinaturas geoquímicas e
isotópicas, e idades U-Pb das rochas que os representam (Pedrosa-Soares &
Wiedemann-Leonardos 2000, Pedrosa-Soares et al.2001, 2007). No estágio précolisional considerado como estágio acrescionário, foi edificado o arco magmático
do Orógeno Araçuaí, representado pela Suíte G1 e rochas vulcânicas do Grupo Rio
Doce. A Suíte G1 é constituída principalmente por tonalitos e granodioritos. Os
corpos G1 são batólitos e stocks que apresentam a foliação regional, muitas vezes
milonítica, e outras estruturas impressas pela deformação sin-colisional, em quase
toda sua extensão. As idades encontradas TDM entre 1,2 e 2,2 Ga e dados
geoquímicos marcados por εNd entre -5 e -13, nas rochas do grupo G1 indica uma
suíte cálcio-alcalina representando o arco magmático de margem continental ativa,
com idades 630 e 585 Ma, produto e contribuição de magmas crustais predominante
sobre magmas mantélicos (Pedrosa-Soares et al. 2007).
A granitogênese do tipo S é encontrada na suíte G2, relacionado ao estágio
sin-colisional, é constituída essencialmente de granito peraluminoso composto por
granada e cordierita / sillimanita, ocorrendo também granito a duas micas e
granodiorito granatífero subordinados. Os granitos G2 ocorrem em batólitos, corpos
tabulares e stocks que registram a deformação regional marcada por foliação em
estado sólido, muitas vezes milonítica e geralmente paralela à prévia orientação de
fluxo ígneo (Nalini et al. 2000, Celino et al. 2000, Pedrosa-Soares & WiedemannLeonardos 2000, Pedrosa-Soares et al. 2001, 2006, Pinto et al. 2001, Campos et al.
2004). As rochas que representam a suíte G3, do tipo S, tiveram origem no período
tardi- a pós-colisional do Orógeno Araçuaí (Pedrosa- Soares & WiedemannLeonardos 2000, Pedrosa-Soares et al. 2007). As rochas típicas da Suíte G3 são
leucogranitos com granada e/ou cordierita, pobres em micas e livres da foliação
regional. Entretanto, variedades de granito micáceo, granatífero, com foliação
incipiente, podem também pertencer a esta suíte. Idades U-Pb de leucogranitos G3
indicam cristalização magmática no intervalo 545-520 Ma (Pedrosa-Soares et al.
2007). Feições petrográficas e estruturais evidenciam que os cordierita-granada
72
leucogranitos G3 são produtos autóctones e parautóctones da fusão parcial de
granitos G2 deformados, em episódio pós-cinemático à foliação regional.
Alkmim et al. (2003) sugerem um mecanismo para a formação do orógeno
denominado como Tectônica de Quebra-Nozes. Para esse modelo, as colisões que
ocorreram à distância, na Faixa Brasília, teriam causado o fechamento da bacia
Araçuaí e a rotação da Penísula São Francisco (Figura 2.11). Marshak et al., (2005)
propôs que no Orógeno Araçuaí o colapso gravitacional esta relacionado com o
estágio pós-colisional com idades entre 530-490 Ma, sendo observada evidências no
domínio externo do Orógeno, marcado por uma clivagem de crenulação íngreme
com mergulho para oeste, acompanhado por dobras com vergência para oeste, e
zonas de cisalhamento com teto abatido para leste. Já no domínio interno (PedrosaWiedemann 2000; Pedrosa-Soares et al., 2001) caracterizam este estágio do
domínio utilizando a quarta”G4” e a quinta”G5” geração deste granitos, sendo que
G4 é do tipo “I” e o G5 do tipo “S” Cruz et al. (2007) verificaram a existência de
feições de colapso orogenético na região do
Corredor do Paramirim, tendo
encontrado idades de 480 Ma para as deformações.
Figura 2.11 – Ilustração dos estágios (a)de colisão, por volta de 560 Ma, e (b) de colapso
gravitacional, após movimento lateral da porção sul do orógeno, por volta de 500 Ma. Extraído de
Pedrosa-Soares (2007)
73
CAPÍTULO 3 - RESULTADOS DO MAPEAMENTO GEOLÓGICO E DA ANÁLISE
ESTRUTURAL
3.1 Introdução
A área de estudo foi mapeada na escala 1: 32.500, tendo sido descrito um
total de vinte sete afloramentos (Figura 1.4). A maior dificuldade encontrada no
mapeamento geológico deu-se em função da presença de espessas coberturas de
solo, muitas vezes alóctones, marcadas pela presença de linhas se seixos. A
individualização das unidades contou com o auxílio das fotografias aéreas, de
imagens Raster (Landsat e SRTM) (Figura 3.1) e amostras de furos de sondagem
fornecidas pela Bahia Mineração LTDA. Nessa seção serão apresentadas as
unidades litoestratigráficas, assim como o arcabouço estrutural da área pesquisada.
Figura 3.1 – Imagem SRTM usada durante os trabalhos.
3.2. Unidades litoestratigráficas
O mapeamento geológico permitiu a identificação de três conjuntos principais
de rochas (Apêndice 1). i) Associação de formação ferrífera, rochas cálcio-silicáticas,
quartzitos e xistos da Formação Mosquito, que foram agrupadas nas seqüências
sedimentares do embasamento do Bloco Gavião, mais precisamente no Complexo
Urandi-Licínio de Almeida, seguindo a proposta de Moraes et al. (1980) e a
denominação adotada por Silva & Cunha (1999) e Delgado et al. (2004); ii) Augen-
74
gnaisses e sienitos do Complexo Lagoa Real; iii) Metarenitos e metaconglomeráticos
da Formação Salto, Supergrupo Espinhaço, de acordo com Rocha (1991,1992,
1998). As características petrográficas verificadas e as relações estruturais
levantadas no Complexo Licínio de Almeida permitem sugerir que os protólitos das
rochas foram gerados em ambiente marinho e que o conjunto, de deformados, ainda
mantém a estratigrafia original. Desta forma, as rochas calcio-silicáticas e as
formações ferríferas devem ser as unidades mais velhas de complexo, na área
estudada. O contato entre essas unidades possivelmente era gradacional. Desta
forma, em direção a leste, aumenta o conteúdo em calcio-silicáticas e diminui o
volume de formações ferríferas, sugerindo uma progradação continental nesse
sentido.
Essas
unidades
possivelmente
foram
afogadas
por
pelitos,
que
metamorfisados deram origem aos xistos, sendo esta a unidade mais nova.
Nesta seção serão apresentadas as características macro e microscópicas
das unidades cartografadas, assim como o arcabouço estrutural verificado em
campo.
3.2.1. Complexo Urandi-Licínio de Almeida (Formação Mosquito)
Essa unidade é subdividida em três litofácies, quais sejam: i) cálcio-silicáticas
com mármores e xistos subordinados, ii) itabiritos e iii) xistos. O levantamento em
afloramento e a estruturação existente permitiram sugerir uma ordem de
empilhamento estratigráfico, em que as rochas cálcio-silicáticas estariam na base,
sendo estas superpostas pelas formações ferríferas e os xistos que estão sobre
estas duas unidades sugerindo variações laterais de composição em função de
processo regressivos em direção a leste. O contato entre essas unidades se faz a
partir de zonas de cisalhamento compressionais intraestratais, que possivelmente
mantiveram a estratigrafia original dentro da unidade. A figura 3.2 demonstra o
empilhamento
compressionais
tectônico-estratigráfico
que
atuaram
nas
atual.
unidades
Acredita-se
não
que
as
promoveram
estratigráfica, tendo sido mantidas as relações estratigráficas primárias.
estruturas
a
inversão
75
W
E
Xisto
CC
FF
Figura 3.2 – Coluna mostrando o empilhamento tectono-estratigráfico, Rochas metassedimentares
do embasamento do Bloco Gavião. CC – Rochas cálcio-silicáticas, FF- Formações ferríferas.
a) Cálcio-silicáticas com mármores e xistos subordinados
Essas rochas foram encontradas na região sul da área de trabalho, mas
precisamente na zona urbana da cidade de Caetité e perfaz em torno de 2% do total
cartografado. As unidades apresentam-se na forma alongada, com orientação
noroeste-sudeste, gerando relevo ondulado (Figura 1.4). Essas rochas associam-se
a mármores, em menor proporção, e xistos, mais persistentemente.
Em campo, a rochas calcio-silicáticas possuem
coloração amarelo-
esverdeada (Fotografia 3.1). O bandamento composicional é proeminente e
marcado por alternância de níveis com proporção variada de anfibólio, biotita,
granada, calcita, quartzo, clorita e epidoto. Associado com o bandamento
composicional foi observada uma foliação milonítica marcada pela orientação de
minerais como clorita, anfibólio e biotita verde. Fraturas cortam essa unidade e
hospedam níveis de epidoto. Esse mineral ocorre substituindo anfibólio, o que
sugere percolação de fluidos hidrotermais. Além disso, veios de calcita tardios são
encontrados.
Nas cálcio-silicáticas, a proporção mineral é amplamente variada, podendo
ser encontrados calcita (0-38%), anfibólio (25-40%), biotita (10-17%), granada (05%), quartzo (11-20%), clorita (0-8%) e epidoto (0-4%).
76
Fotografia 3.1 – Vista paranorâmica de afloramento de rocha cálcio-silicática na área urbana da
cidade de Caetité. Ponto J01 (coordenada UTM 771932 /8443596).
Ao microscópio, essa unidade apresenta as seguintes texturas: i)
anisotrópica; inequegranular; poiquiloblástica marcada pela presença de quartzo
incluso em granada; granoblástica poligonal representada pela calcita; lepidoblástica
marcada por biotita (Fotomicrografia 3.1) e clorita; nematoblástica, marcada pela
presença do anfibólio; helicítica marcada pelo alinhamento de grãos de quartzo em
granada e textura de reação marcada pela substituição do anfibólio pela calcita e
pela clorita, da biotita pela clorita, além da possível geração de actinolita a partir da
hornblenda.
De
forma
subordinada,
intercaladas
às
rochas
cálcio-silicáticas são
encontradas camadas descontínuas de mármores e xistos, cuja alternância forma o
bandamento composicional. A variação composicional é paralela a foliação Sn, com
domínios ricos em calcita e domínios com proporções variadas entre a calcita,
anfibólio, biotita e clorita. Nos mármores predomina texturas granoblásticas
poligonais envolvendo a calcita, e subordinadamente a textura lepidoblástica,
marcada pela biotita e nematoblástica marcada pelo anfibólio. Em termos de
proporção modal, pode-se indicar que a calcita varia entre 30 e 100%, o anfibólio
entre 0 e 40%, a biotita entre 0 e 30% e a clorita entre 0 e 20%.
Como apresentado acima, xistos também foram observados intercalados com
as rochas cálcio-silicática e com os mármores. Entretanto, eles serão descritos em
conjunto no item referente a essas rochas.
77
Por fim, uma rocha composta quase que predominantemente por anfibólio e
quartzo foi encontrada intercalada com as unidades cálcio-silicáticas. Nas seções
analisadas ao microscópio não foi encontrado o plagioclásio. A presença dessa
rocha pode, em uma análise preliminar e sem muitos dados para confirmar, estar
relacionada com a presença de rochas vulcânicas máficas a ultramáficas ou refletir a
variação composicional do sedimento original.
Fotomicrografia 3.1 - Textura lepidoblástica marcada pela biotita em rochas cálcio-silicáticas. Base
da Foto = 1,2mm, aumento 50x. Ponto J-08, coordenada 768917 / 8450938. bt-biotita, qtz-quartzo.
Nicóis cruzados.
Uma descrição mais detalhada pode ser feita da mineralogia das rochas
cálcio-silicáticas e dos mármores. A exceção da calcita, anfibólio, biotita e cloritas, os
demais minerais descritos a seguir apenas ocorrem nas rochas cálcio-silicáticas.
Primeiramente serão descritos os minerais comuns às duas rochas. As relações dos
minerais com a principal fase deformacional da área também serão identificadas.
A calcita apresenta coloração cinza clara, ocorre xenoblástica, poligonal
(Fotomicrografia 3.2), com contatos retos e curvos com o quartzo, e contatos retos
com outros cristais de calcita. Em alguns grãos foram observados a presença de
fraturas. Esse mineral ocorre na matriz dos mármores e associada com anfibólios
nas rochas cálcio-silicáticas. Neste caso, a calcita mostra contatos interlobados,
amebóides e reentrantes com o anfibólio sugerindo que se trata de produto de
alteração daquele mineral. Em algumas lâminas foram observadas em fraturas
cortando a rocha. Esse mineral pode ocorrer com a geminação polissintética e é
encontrada associada com a biotita. Nos mármores possivelmente é uma fase
78
mineral sin-tectônica, ao passo que nas rochas cálcio-silicáticas as feições texturais
sugerem tratar-se de um mineral tardi-tectônico.
Fotomicrografia 3.2 – Grãos de calcita(cal)e quartzo(qtz) em rochas cálcio-silicáticas. Base da Foto
1,22 mm. Ponto J-08, coordenada 768917 / 8450938. Nicóis cruzados.
O anfibólio ocorre com coloração verde e com pleocroísmo variando entre
tons claros e escuros. Os cristais são subédricos a euédricos, tabulares, e ocorrem
formando a foliação principal. Nas rochas cálcio-silicáticas, os cristais apresentam
contatos curvos com a calcita, ao passo que nos mármores esses contatos são, em
geral, retos. Não foi possível identificar quimicamente o anfibólio, mas as suas
características óticas como coloração verde escura, birrefringência no início da
segunda ordem e ângulo de extinção superior a 17º sugerem tratarem-se de
minerais do grupo da hornblenda (Jordt-Evangelista 1988). A hornblenda ocorre em
contato curvo e sendo cortado pela clorita, sugerindo reações entre esses dois
minerais. Em algumas seções foram observados minerais menos coloridos, com
pleocroísmo menos intenso, e ângulo de extinção inferior a 17º, podendo tratar-se de
actinolita (Jordt-Evangelista 1988). Neste caso, esses indivíduos menos coloridos
ocorrem nas bordas dos grãos de anfibólio de coloração mais escura, possivelmente
hornblenda, e em fraturas alojadas naquele mineral. A hornblenda possivelmente é
um mineral sin-tectônico, ao passo que a actinolita é um mineral tardi-tectônico.
A biotita tem pleocroísmo variando entre verde e marrom claro. Ocorrem
como grãos subédricos, tabulares com contatos retos com os demais minerais da
rocha. Em algumas lâminas verificaram-se contatos curvos desse mineral com a
79
clorita, sugerindo feições de substituição da biotita pela clorita. Possivelmente, tratase de um mineral sin-tectônico.
A clorita possui preocoísmo variando em tons de verde claro, com baixa
birrefringência. Apresenta-se em grãos subédricos e geralmente ocorre associada
ao anfibólio e à biotita. Possivelmente, trata-se de um mineral tardi-tectônico.
As próximas fases minerais descritas, como anteriormente mencionados,
apenas ocorrem nas rochas cálcio-silicáticas.
A granada ocorre como porfiroblastos incolores, com o alto relevo e a
isotropia diagnósticos. Ocorre variando de 1,2mm a 3,8mm. Alguns cristais são
subédricos, quebrados, outros são euédricos, pouco fraturados. Alguns grãos
possuem inclusões orientadas se quartzo, com continuidade com a matriz das
rochas. As relações das inclusões e a forma do mineral, além do grau de
quebramento sugerem condições sin a tardi-tectônica de crescimento.
O quartzo é incolor, com extinção ondulante, evidenciando que os grãos
foram submetidos às deformações plásticas. Em geral, os contatos entre os grãos
individuais de quartzo são curvos a interbordados, ao passo que com a calcita forma
contatos retos. Feições de contatos curvos com cristais de biotita foram verificadas.
Formam níveis individualizados, descontínuos, que pode tratar-se de mineral original
da rocha ou de veios de quartzo, estes últimos verificados em afloramentos.
O epidoto apresenta coloração verde a amarelado, em cristais anédricos, na
maioria das vezes. Ocorre associado com o quartzo e com o anfibólio.
Os opacos ocorrem na forma subédrica, inclusos em todas as fases minerais
anteriormente descritas. Entretanto, não foi possível identificá-los, pois não foram
realizados estudos microquímicos e seções polidas.
Nas rochas cálcio-silicáticas, a paragênese mineral prógrada sin-tectônica é
marcada por calcita, hornblenda, biotita, granada e quartzo, ao passo clorita e o
epidoto marcam a paragênese retrógrada tardi-tectônica. De acordo com Burcher &
Frey (2002), a temperatura mínima da formação da hornblenda e da granada é de
520ºC. Não se tem condições de estimar a temperatura máxima do metamorfismo.
Por outro lado, a presença da actinolita sugere metamorfismo retrógrado em
condições de fácies xisto verde, sendo a temperatura máxima em torno de 520º C.
Através das associações minerais propõe-se que o protólito seja uma marga
das cálcio-silicáticas sejam margas, ao passo que para mármore deve tratar-se de
carbonato.
80
b) Itabiritos
Os itabiritos ocorrem em 7% da área, estando localizado a norte de Caetité,
próximo ao campo de pouso da cidade. Essas rochas ocorrem na forma alongada,
com orientação geral segundo norte-sul (Apêndice 1). Na sua área de ocorrências, o
relevo apresenta-se com cristas aguçadas, retilíneas e alongadas, dispondo-se
paralelizadas com a direção da rocha. A rocha se encontra bastante alterada,
gerando solos lateríticos com coloração amarronzada (Fotografia 3.2). O estudo
petrográfico demonstrou que essas rochas associam-se com níveis milimétricos a
centimétricos de rochas cálcio-silicáticas, cujas características foram descritas
anteriormente. Desta forma, sugere-se um contato gradacional primário entre as
unidades.
Fotografia 3.2 – Corpos itabiríticos da área de trabalho. Afloramento ponto J08, coordenada UTM
768917/8450938.
Em mesoescala, essas rochas possuem tonalidade escura em função do
conteúdo de hematita (opaco não magnético) e magnetita (opaco magnético) das
rochas. Possuem um bandamento composicional muito bem desenvolvido, marcado
por alternância de níveis com proporção variada de opacos e anfibólio, esses
relacionados com lentes de cálcio-silicáticas e quartzo. A presença de bandamento
gerado pela alternância entre quartzo e hematita/magnetita, aliada à presença de
anfibólio metamórfico configuram itabiritos formados a partir de uma Formação
81
Ferrífera Bandada. O bandamento composicional associa-se com uma foliação
milonítica, marcada pela orientação dos minerais tabulares.
Os itabiritos são compostos por hematita (25-50%), identificada em
afloramento, quartzo (20-40%), anfibólio (0-25%), clorita (0-10%), calcita (0-5%).
Podem ser denominados de itabiritos anfiboliticos
As principais texturas associadas com os itabiritos são: inequigranular,
granoblástica poligonal, envolvendo o quartzo, decussada marcada por anfibólio
(actinolita?) e clorita.
Como mineral opaco, em afloramento pode ser individualizado a hematita e a
magnetita, como anteriormente colocado. Em lâmina não foram identificados em
virtude de não terem sido confeccionadas seções polidas. Na luz transmitida
aparentemente, formam grãos euédricos a subédricos, com contatos retos com o
quartzo. Esses são minerais sin-tectônicos.
O quartzo, por sua vez, apresenta-se em grãos euédricos, não são grãos
novos formados e sim um grão maior se subdividiu. Fraturamento nessas rochas em
quartzo é função do laminador, com extinção ondulante. Em algumas porções ocorre
associado à calcita. Trata-se de um mineral sin-tectônico (Fotomicrografia 3.3).
Fotomicrografia 3.3 – Níveis quartzosos em itabiritos da Formação Mosquito. Notar a presença de
calcita(cal) e opaco(op). Base da Foto = 1,2mm. Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938.
Nicóis cruzados.
82
O anfibólio apresenta-se com pleocroísmo variando entre tons de verde,
formando cristais euédricos a subédricos, tabulares, com a clivagem típica. Foram
verificadas duas gerações de anfibólio, sendo que a primeira apresenta-se em
contato reto com quartzo e calcita, orientando-se paralelamente à foliação principal,
sendo, portanto, sin-tectônicos. Apresenta birrefringência no início da segunda
ordem e o ângulo de extinção superior a 17º sugere tratarem-se de minerais do
grupo da hornblenda (Jordt-Evangelista 1988).
A segunda geração, em alguns casos cresce associada com calcita e com a
clorita. Esses minerais crescem sem orientação preferencial, são, portanto, tardi a
pós-tectônicos. Apresenta birrefringência no final da primeira ordem e o ângulo de
extinção inferior a 17º sugere tratarem-se de minerais do grupo da actinolita (JordtEvangelista 1988).
A
clorita
ocorre
na
coloração
verde
clara,
subédrica,
tabular,
preferencialmente associada com os níveis subordinados de cálcio-silicáticas.
Ocorre em contatos retos e irregulares, tanto com o anfibólio quanto com o mineral
opaco.
A calcita em cristais poligonizados, euédricos. Ocorre associada com o
quartzo e com o anfibólio sem orientação preferencial. Trata-se, possivelmente, de
minerais tardi a pós-tectônico.
Nos Itabiritos, a paragênese progressiva é marcada por quartzo, hematita,
magnetita e anfibólio. A regressiva é marcada pela calcita, clorita e anfibólio sem
orientação preferencial.
As condições de metamorfismo prógrado associadas com essas rochas
podem ser sugeridas pela presença do anfibólio sin-tectônico como de fácies
anfibolito. Não se tem argumentos petrográficos para sugerir a temperatura máxima,
mas possivelmente a mínima é de 500ºC, ou seja, na transição xisto verde anfibolito (Burcher & Frey 2002), uma vez que, de acordo com aqueles autores, essa
é a temperatura mínima de aparecimento da hornblenda. Ainda segundo Burcher &
Frey (2002), a presença da actinolita sugere condições retrógradas de fácies xisto
verde, com temperaturas máximas em torno de 520º C. Assim, sugere-se que essa é
a temperatura máxima do metamorfismo regressivo.
Observando as associações minerais, o protólito sugerido são as formações
ferríferas.
83
c) Xistos
Esta unidade foi encontrada na parte sul e centro-oeste da área, recobrindo
um total de 19% da área de trabalho. Ela ocorre na forma alongada na direção
oeste-leste na parte sul e alongada norte-sul na parte centro-oeste. Na área de
ocorrência o relevo se dispõe ondulado com cristas abauladas (Apêndice 1). A rocha
se encontra alterada, apresentando variação de cor de amarelo a avermelhado
dependendo do grau de alteração (Fotografia 3.3), em alguns pontos gerando solos
com presença de óxidos de manganês (Fotografia 3.4). O estudo petrográfico
mostra uma associação dos xistos com rochas cálcio-silicáticas e itabiritos, cujas
características foram descritas anteriormente. Nas escalas macro e microscópica, os
xistos apresentam variação composicional, que ocorre associada com uma foliação
principal milonítica. Esse bandamento é marcado pela alternância de domínios ricos
em biotita, outros ricos em clino-anfibólios e proporções intermediárias entre esse
dois extremos, com a presença de quartzo, cianita, estaurolita e granada.
Fotografia 3.3 – Quartzo-cianita-granada xisto
Fotografia 3.4 – Superfície com óxido de
da Formação Mosquito. Ponto J13, coordenada
manganês em xistos da Formação Mosquito.
UTM 769828/8444056.
Foto tirada a 200m a leste do ponto J18.
Em geral, os xistos são compostos por clino-anfibólio (30-50%), biotita (2540%), quartzo, (10-40%), mica branca (10-40%), calcita (0-15%), estaurolita (0-10%),
clorita (0%-10%), cianita (0-10%), granada (0-8%), opacos (0-5%) e epidoto (0- 5%).
Os aspectos texturais desta unidade são representados por: inequigranular,
textura
porfiroblástica
marcado
por
granada
e
estaurolita;
lepidoblástica
representada pela biotita e mica branca; granoblástica poligonal formadas pelos
84
grãos de quartzo (Fotomicrografia 3.4); nematoblástica marcado pelo anfibólio
(Fotomicrografia 3.5); textura em livro visto no crescimento intercalado entre a mica
branca e biotita; e textura helicítica, fruto da orientação dos opacos inclusos na
granada, de reação, marcada pela transformação da biotita em clorita e do anfibólio
em calcita (Fotomicrografia 3.5); porfiroclástica, representado por cristais de biotita
sendo truncados pela foliação principal e decussada, marcada pelo crescimento
aleatório de mica branca.
Fotomicrografia 3.4 – Textura granoblástica e
Fotomicrografia 3.5 – Cristais de anfibólio
lepidoblástica em domínios quartzosos e grão de
crescendo associado com a calcita em xistos da
hornblenda paralelizados com a foliação principal
Formação Mosquito. Base da Foto 1,2 mm.
em xistos da Formação Mosquito. Base da Foto
Amostra 55 em furo de sonda BML, Ponto J08,
1,2 mm. Amostra 55 em furo de sonda da BML,
coordenada UTM 768917/8450938. calcita(cal),
Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938.
anfibólio(anf). Nicóis cruzados.
quartzo(qtz) e anfibólio(anf). Nicóis cruzados.
O anfibólio se encontra com pleocroísmo variando em tons de verde claro e
escuro. Esse mineral é idioblástico a subidioblástico e ocorre na forma acicular a
tabular. Em geral, o ângulo de extinção é maior que 17º, sugerindo tratar-se de
clinoanfibólio, possivelmente, hornblenda (Jordt-Evangelista 1988). Esse mineral
ocorre paralelo à foliação Sn e cresce associado com a calcita. O seu
comportamento é pré e sin-tectônico.
A biotita tem coloração castanha clara, ocorrendo em cristais subidioblásticos,
tabulares e orientados segundo a foliação principal. Outros se apresentam sendo
cortados pela foliação principal e praticamente ortogonal e às vezes obliqua a ela
(Fotomicrografia 3.6). Os contatos desse mineral com os demais das rochas são
85
retos a curvos. Pode apresentar intercrescimento com a mica branca e estar
associada com a clorita. Em alguns cristais, há inclusões de epidoto sugerindo
reações metamórficas com injeção de cálcio. A biotita é um mineral pré a sintectônico.
O quartzo ocorre como grãos xenoblásticos, em contatos irregulares com
minerais do mesmo tipo. Esse mineral apresenta-se com extinção ondulante, e com
tamanho variando de 0,064 a 0,36mm. Em alguns casos, pode ser reconhecida a
presença de novos grãos contornando porfiroclastos com subgrãos, sugerindo a
atuação de processos de recristalização.
A mica branca possivelmente é a moscovita, que se apresenta em cristais
subidioblásticos, tabulares. Esse mineral possui contatos irregulares e ou retos com
a biotita, sendo orientada paralelamente a foliação principal das rochas. Em outros
domínios, a mica branca apresenta sem orientação preferencial. Pode ocorrer
intercrescida com a biotita. Sua origem é sin-tectônica a tardi-tectônica.
A calcita ocorre em grãos irregulares, xenoblásticos, granular, associada ao
anfibólio. Em geral, apresenta contato interlobado com esse mineral, sugerindo a
substituição do anfibólio pela calcita. É um mineral tardi-tectônico.
Fotomicrografia 3.6 – Imagem de grão de biotita(bt) que cresce cortando a foliação principal
marcada pelo anfibólio(anf) em xistos da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm. Amostra 55 em
furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. Nicóis cruzados.
A estaurolita ocorre com coloração amarelada, em porfiroblastos variando
entre euédricos a anédricos, com tamanhos entre 0,4mm a 1,4mm. Apresentam
contatos curvos com a biotita e inclusões de quartzo. Alguns cristais, euédricos a
86
subédricos, apresentam textura helicítica cuja foliação interna é contínua com
relação à externa e estão moderadamente fraturados, sugerindo que se trata de uma
fase sin-tectônica. Outros porfiroblástos, euédricos, possivelmente cresceram em
condições tardi-tectônicas (Fotomicrografia 3.7).
A clorita, por sua vez, ocorre subidioblástica, com contatos interdigitados e
curvos com a biotita.
A cianita ocorre de forma anédrica, contatos retos e curvos, ocorre, em geral,
paralela à foliação principal das rochas, mas cristais em alto ângulo com essas
estruturas também são observados. Neste caso, a foliação contorna os grãos,
sugerindo que se tratam se cristais sin-tectônicos. Em alguns casos foi encontrado o
mineral crescendo ortogonalmente a foliação, sendo truncada pela a mesma
ocasionando feição de crescimento pós-tectônico.
A granada é incolor e ocorre como porfiroblastos, sendo contornada pela
foliação principal da rocha. Esse mineral ocorre subidioblástico a idioblástico. No
primeiro caso, ocorre granular, fraturada, podendo apresentar com Inclusões
orientadas constituídas por opacos e quartzo, que são compatíveis com a foliação
externa. No segundo caso, apresenta poucas fraturas. Possivelmente é um mineral
Sin a tardi e pós-tectônico (Fotomicrografia 3.8).
Fotomicrografia 3.7 – Grãos de st - estaurolita
Fotomicrografia 3.8 – Grão de granada em
em xistos da Formação Mosquito. Base da Foto
xistos da Formação Mosquito. A sua morfologia
1,2mm. Amostra 55 em furo de sonda da BML,
sugere crescimento sin a tardi-tectônico. Base da
Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938.
Foto 1,2mm aumento 50x. Amostra 55 em furo
Nicóis cruzados.
de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM
768917 / 8450938. Nicóis cruzados.
87
Os minerais opacos ocorrem com grãos sub-angulosos, em alguns casos
preenchendo fraturas e inclusos na própria granada ocorrendo de forma orientada.
Associados com os xistos, moscovita quartzitos também foram encontrados
em formas de lentes. Essas rochas afloram em corte de estrada e apresentam
coloração amarela esbranquiçada (Fotografia 3.5). Em geral, estão bastante
alteradas e apresentam domínios com uma foliação bem marcada que se alternam
com domínios maciços. A rocha é composta essencialmente por quartzo (30-70%) e
moscovita
com
(10-40%).
Apresenta
textura
inequigranular,
anisotrópica,
granoblástica poligonal, marcado por grãos poligonais de quartzo e lepidoblástica,
marcada pela mica branca.
Fotografia 3.5 – Moscovita quartzito que ocorre intercalado com os xistos da Formação Mosquito.
Afloramento J02, coordenada UTM 773791/8443382.
De acordo com Burcher & Frey (2002), a presença da estaurolita, da granada
e da cianita sugerem condições metamórfica com temperaturas entre 520 e 660º C,
e pressão acima de 4 Kbar. Assim, a rocha apresenta grau de metamorfismo médio,
com temperatura mínima na fácies xisto verde baixo e temperatura máxima de 680º
C, ou seja, em condições de fácies xisto verde alto. A paragênese retrógrada, tarditectônica, sugere condições de fácies xisto verde, com temperatura máxima em
torno de 520º C, que é a temperatura máxima para aparição da clorita e do epidoto
(Burcher & Frey 2002). Na figura 3.3 está marcado o campo de temperatura e
pressão sugerido para o metamorfismo progressivo das rochas estudadas. Como
88
não se tem dados de pressão, não será possível confeccionar as curvas de evolução
do metamorfismo prógrado e retrógrado.
Com relação aos protólitos, sugere-se que os xistos ricos em granada, cianita
e estaurolita sejam derivados de rochas pelíticas, ao passo que aqueles ricos em
anfibólios podem ser derivados de rochas básicas.
Figura 3.3 - Diagrama petrogenético para o sistema Fe, h, Al, Si em rochas pelíticas. Fonte: Burcher
& Frey (2002). Em verde está marcado as condições associadas com o metamorfismo progressivo
das rochas estudadas.
3.2.2. Complexo Lagoa Real
As rochas desta unidade estão localizadas na parte centro-leste da área de
trabalho e ocupa 38% da área cartografada (Apêndice 1). O relevo onde encontra
essas rochas é ondulado e pouco acidentado. A sua definição em fotografias aéreas
foi feita utilizando o critério de relevo com cristas mais suaves e sistema de
drenagem mais freqüente.
89
Foi observado em campo e confirmado em lâminas que se trata de augengnaisse gerados a partir da deformação de sienitos. Em direção à porção oeste da
área predominam os augen-gnaisses, ao passo que em direção a leste, predominam
fácies menos deformadas. As rochas possuem coloração esbranquiçada, quando
alterada por processos intempéricos, a castanho rosado, quando mais preservadas
(Fotografia 3.6). Cristais azulados de quartzo são encontrados na matriz dessas
rochas. A foliação é anastomosada, marcada pela biotita e pelo alinhamento de
forma dos pórfiros de quartzo e feldspatos (Fotografia 3.7).
Fotografia 3.6 – Augen-gnaisse Lagoa Real de
Fotografia 3.7 - Augen-gnaisse Lagoa Real de
composição sienítica sem alteração. Ponto J-10,
composição sienítica. Ponto J 04, coordenadas
coordenadas UTM 771433/8447450.
UTM 776218/8444960.
O estudo petrográfico permitiu identificar microclina (30-50%), plagioclásio
(20-40%), quartzo (5-20%), biotita (3-6%), anfibólio (0-3%), mica branca (0-5%). Os
minerais acessórios são apatita e zircão.
As texturas ígneas reliquiares são: holocristalina, textura porfirítica, marcada
por quartzo e feldspato; mimerquítica, resultado do intercrescimento irregular entre
quartzo e plagioclásio, pertítica marcado pelo feldspato alcalino hospedando o
plagioclásio e poiquilítica, pela apatita e zircão imersos no quartzo, plagioclásio e
feldspato e pela biotita inclusa em feldspatos. Como texturas metamórficas, pode ser
observada porfiroclastos de quartzo e feldspatos envolvidos por grãos recristalizados
desses minerais. A matriz dessas rochas apresenta-se, granoblástica com textura
poligonal e milonítica.
90
A microclina apresenta-se incolor em luz plana, são subidioblásticos,
ocorrendo como porfiroclastos e grãos poligonais. Os primeiros apresentam
tamanhos máximos de 5cm, ao passo que os grãos poligonais ocorrem com
tamanhos variando entre 0,2 e 1cm. Os cristais apresentam macla em xadrez e
extinção ondulante (Fotomicrografia 3.9). O contato com outros cristais de microclina
é embaiado a reto.
O plagioclásio ocorre subidioblástico a xenoblástico, como porfiroclastos e
grãos poligonais. No primeiro caso o tamanho máximo é de 2 cm, ao passo que no
segundo varia entre 1 a 2mm. Apresentam-se associados com a mica branca.
Possuem contatos irregulares com a biotita e outros feldspatos. Foi observado
cristais de apatita e zircão inclusos nesses minerais (Fotomicrografia 3.10).
O quartzo é xeonoblástico e ocorrem em grãos poligonais ou como
porfiroclastos. Esse mineral apresenta-se com tamanhos variando entre 0,4 e 12mm.
É comum a presença de extinção ondulante. Ocorre na matriz, em alguns casos
associado ao plagioclásio, apresentando contatos curvos.
A biotita ocorre com pleocroísmo variando entre 0,2 a 1,6mm, em cristais
subidioblástico a idioblásticos, possivelmente ígneos. Esse mineral possui contatos
retos com o feldspato (Fotomicrografia 3.9) e em algumas ocasiões ocorre incluso
neles.
O anfibólio apresenta pleocroísmo variando em tons de verde, ocorre
subidioblástico, tabular, em contato em reto com a biotita, possivelmente em
equilíbrio com esse mineral. Seu tamanho varia entre 0,12 e 2,3 mm.
A mica branca ocorre subdioblástica, tabular e associada com o feldspato,
com tamanho variando entre 0,3 e 2,5 mm.
O zircão ocorre como cristais subédricos, fraturados, com tamanhos variando
(0,06 a 0,2mm, ocorrendo inclusos no quartzo, plagioclásio e feldspato
(Fotomicrografia 3.10).
A apatita ocorre ocasionalmente na rocha, sob forma de
cristais euédricos a subédricos, não apresentando variação de tamanho em torno de
0,2mm. Esse mineral ocorre incluso no feldspato e exibe contatos retos com a biotita
e feldspato.
Nos augen-gnaisses do Complexo Lagoa Real predominam a paragênese
ígnea reliquiar, mesmo nas porções deformadas. Essa paragênese ígnea é marcada
por microclina, plagioclásio, biotita e anfibólio, ao passo que a metamórfica somente
foi representada pela mica branca.
91
Fotomicrografia 3.9 – Seção mostrando biotita(bt)
Fotomicrografia 3.10 – Biotita(bt) prismática
prismática
em
associada com plagioclásio(plg), apresentando
contatos retos com o feldspato(K-fdsp) (microclina).
contatos retos e curvos. Notar a presença de
Base da foto 1,2mm. Amostra 55 em furo de sonda
cristais de zircão(zi) inclusos no plagioclásio.
da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917 /
Base da Foto 1,2mm. Amostra 55 em furo de
8450938. Nicóis cruzados.
sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM
com
características
ígneas
e
768917 / 8450938. Nicóis cruzados.
3.2.3. Supergrupo Espinhaço (Formação Salto)
O Supergrupo Espinhaço está representado pela Formação Salto. As rochas
dessa formação ocorrem na parte oeste e sudoeste da área de trabalho, aflorando
em cortes de estradas (Fotografia 3.8). Essas rochas geram relevos acidentados e
montanhosos, formando cristas que se destacam e se mostram alongadas norte-sul.
Essa unidade perfaz um total de 11% da área mapeada. Está representado por
meta-arenitos com níveis metaconglomeráticos com coloração esbranquiçada. O
bandamento composicional primário está paralelizado com a foliação principal da
área de trabalho, mas ainda pode ser reconhecido.
A rocha é composta essencialmente por quartzo (60-90%) e moscovita com
(0-05%). Trata-se de uma rocha holocristalina, inequiganular e anisotrópica, ocorre
com textura granoblástica poligonal marcado pelo quartzo. Possivelmente esse
mineral é pré-tectônico com recristalização sin-tectônica.
92
O quartzo mineral é xenoblástico e ocorrem em grãos poligonais, com
extinção ondulante e tamanhos variando de 0,016 a 0,2mm. Os cristais apresentam
contatos curvos e retos.
A mica branca apresenta-se com granulação fina, em geral entre 0,2 e
0,9mm, e se encontra orientada segundo a foliação principal (Fotografia 3.9) trata-se
de um mineral metamórfico.
A presença de um bandamento composicional marcado pela alternância de
níveis conglomeráticos com quartzitos, aliado com o pouco desenvolvimento de
minerais metamórficos sugere condições de baixa temperatura para essas rochas,
em condições de fácies xisto verde baixo a sub-xisto verde (Burcher & Frey 2002).
Fotografia 3.8 – Foto geral do afloramento da
Fotografia
Formação Salto. Ponto J12, coordenada UTM
afloramento da Formação Salto mostrando níveis
768870/8444104.
micáceos
3.9
mica
–
Detalhe
da
branca(mb).
rocha
Ponto
do
J12,
coordenada UTM 768870/8444104.
3.2.4. Coberturas Cenozóicas
As coberturas cenozóicas ocupam boa parte da porção norte da área
cartografada e algumas porções a leste, totalizando 23% da área de trabalho. As
coberturas são detríticas e inconsolidadas, formando os depósitos coluvionares,
aluvionares e eluvionares.
Em geral mostram uma granulometria fina, coloração cinza e amarelada
(Fotografia
3.10)
quando
associados
aos
augens-gnaisse,
amareladas
e
avermelhadas quando associadas aos xisto e itabiritos, respectivamente. Os
93
eluviões são constituídos por fragmentos de minerais e rochas mais resistentes ao
intemperismo, sendo configurados como os depósitos residuais que não passaram
pelo processo de transporte, ou seja, são autóctones. Por outro lado, os coluviões
são caracterizados por serem depósitos formados a partir de deslizamento de solos
e rochas de zonas mais elevadas, sendo considerados parcialmente alóctones.
Em alguns locais foram encontrados crostas lateríticas e rica em óxidos de
manganês, podendo ser consideradas como um tipo de depósito eluvionar, porém
são caracterizadas pelas altas concentrações de ferro e manganês (Fotografia 3.11).
Os depósitos aluvionares são constituídos por sedimentos arenosos finos a
argilosos encontrados principalmente ao longo dos rios, em planícies de inundação.
Fotografia 3.10 – Solo eluvionar gerado a partir
Fotografia 3.11 – Solo laterítico com presença de
de augen-gnaisse do Complexo Lagoa Real.
óxido de manganês. Ponto J-17, coordenada
Ponto J-05, coordenada UTM 775857/8445134.
UTM 770355/8444686.
3.3. Aspectos do Metamorfismo
O levantamento geológico realizado macro e microscopicamente, permitiu
identificar as paragêneses minerais metamórficas nas rochas estudadas. A
paragênese progressiva sin a tardi-tectônica encontrada nas cálcio-silicáticas e nos
xistos é marcada por: anfibólio, cianita, biotita verde, quartzo, opacos, anfibólio
(hornblenda),
cianita,
biotita
verde,
calcita,
quartzo,
sugerindo
condições
metamórficas de fáceis anfibolito para esse conjunto, em intervalo entre 520º e 660º
C (Figura 3.3), na zona da estaurolita. Por outro lado, a paragênese retrógrada é
94
marcada por calcita, clorita, quartzo, anfibólio (actinolita) sugerindo condições de
fácies xisto verde, na zona de clorita (Bucher & Frey 2002).
Um forte contraste metamórfico é encontrado na Formação Salto, presente na
porção oeste da área e as demais unidades. Na Formação Salto, como apresentado
anteriormente, a paragênese marcada pela sericita fina, com tamanho < 1mm,
sugerindo que não houve temperatura suficiente para o crescimento do mineral.
Nesta rocha as feições reliquiares sedimentares ainda estão preservadas, com
metamorfismo de fácies xisto verdes baixo a sub-xisto verde, ao passo que para das
demais unidades, o metamorfismo progressivo é de fácies anfibolito baixo a médio.
O contato entre esses dois domínios metamórficos se através de falhas reversas,
que justapõe rochas metamórficas de fácies anfibolito sobre rochas de fácies de
xisto verde baixo a anfibolito. A figura 3.4 apresenta um esboço da distribuição do
metamorfismo na área de trabalho, onde pode-se observar um aumento das
temperatura de deformação e metamorfismo em direção a leste.
Paragêneses progressiva e regressiva são encontradas nos xistos. Na tabela
3.1 podem ser visualizadas algumas reações possíveis para explicar a paragênese
nessas rochas, de acordo com Yardley (1994).
Tabela 3.1 – Reações metamórficas progressivas sugeridas para os xistos da Formação Mosquito.
Fonte: Yardley (1994).
Fácies
Metamórfica
Xisto Verde
Superior
Reações metamórficas
Metamorfismo
clorita + moscovita → granada + biotita +
quartzo + H2O
Progressivo
granada + moscovita + clorita → estaurolita +
biotita + quartzo + H2O
Anfibolito
Inferior
Anfibolito
Médio
Xisto Verde
Baixo
clorita + moscovita → estaurolita + biotita +
quartzo + H2O
moscovita + estaurolita + clorita → biotita +
cianita + quartzo + H2O
estaurolita + moscovita + quartzo → Al2SiO3 +
biotita + H2O
A clorita primária tem ocorrência rara com a
estaurolita. Na maioria das vezes, a clorita
aparece como produto metamórfico retrógrado:
biotita → clorita
Progressivo
Progressivo
Regressivo
95
Figura 3.4 – Mapa metamórfico da área de trabalho
Nas rochas calcio-silicáticas, como feição retrometamórfica tem-se o
crescimento de calcita associado com o anfibólio, formando textura de reação. Nos
xistos, ocorrem intercrescimentos de clorita nas bordas de biotitas metamórficas.
3.4. Arcabouço Estrutural
O levantamento estrutural revelou a existência de três fases deformacionais,
cujos registros estão apresentados na tabela 3.2. Para realizar o estudo da
vergência tectônica utilizou-se indicadores de movimento tais como estrutura S/C e
assimetrias de dobras. As condições metamórficas associada com as fases
identificadas, balizada pelas feições texturais apresentadas no item anterior também
foram apresentadas na tabela 3.2.
96
Tabela 3.2 – Estruturas associadas com as fases deformacionais identificadas em campo.
Fase
Estruturas associadas
Foliação milonítica (Sn-1) e bandamento
composicional paralelizado com a foliação
Fn-1 principal.
Fn’
Contexto
tectônico
Metamorfismo
Progressivo
?
Rampas de empurrão com vergência para
W (Fotografia 3.13), zonas de cisalhamento
intraestratais, lineação de estiramento
mineral(Lxn’), foliação milonítica (Sn’), Compressional
boudins de quartzo (Fotografia 3.14).
dobras intrafoliais (Fotografia 3.12) e de
arrasto.
Progressivo
Progressivo sintectônico
Dobras (antiformes e sinformes) regionais
associadas a zonas de cisalhamento que Compressional
seguido de
Fn” cortam a estratigrafia e possuem vergência
retrógrado tarditectônico
para W
Dobras
em
kink
(Fotografia
3.15),
assimétricas, com vergência para leste;
zona de cisalhamento distencional, dobras Distensional
Retrógrado
Fn+1 e clivagem de crenulação (Fotomicrografia
3.11).
A Fase Fn-1 está representada por uma foliação Sn-1, cujo contexto tectônico
não foi definido (Tabela 3.2).
Sn-1/
/Sn
Fotografia 3.12 – Dobras intrafoliais sin-Fn’ em rochas cálcio-silicáticas do Complexo Licínio de
Almeida, envolvendo a foliação Sn-1. Ponto J-01, coordenada 71932 /8443596.
97
A primeira fase deformacional Fn-1, pode ser observada em dobras intrafoliais
que envolve a foliação Sn-1. A segunda fase de deformação fase Fn’ é marcada por
rampas de empurrão com vergência para W, que apresentam-se confinadas a
estratos (intraestratais) (Fotografia 3.13), foliação milonítica, boudins em níveis
quartzosos (Fotografia 3.14), dobras intrafoliais (Fotografia 3.12), dobras de arrasto
e lineação de estiramento(Lxn’) (Tabela 3.2). A foliação Sn’ é marcada por biotita e
mica branca e esta orienta-se com plano máximo em N 345 / 20 SE (Figura 3.5). A
lineação de estiramento mineral(Lxn’) é marcada pela biotita e orienta-se segundo
16p/ 066 (Figura 3.6). Falhas intra-estratais e dobras de arraso, ambas com
vergência para W, além de intrafoliais foram geradas nessa fase de deformação.
Essa fase de deformação é marcada pelo desenvolvimento de estruturas intraestratais que provocaram cisalhamentos paralelos as camadas.
empurrão
Fotografia 3.14 – Boudin sin-Fn’ desenvolvido
intraestratais com vergência para W. Ponto J-01,
em nível quartzoso imerso em rocha cálcio-
coordenada 771932 / 8443596.
silicática. Ponto J-01, coord. 71932 /8443596.
Fotografia
3.13
–
Rampa
de
Durante a Fase Fn’’, progressivamente à anterior, foram desenvolvidas
dobras regionais associadas a falhas de empurrão com vergência para oeste que
justapõem as unidades da área de trabalho e estrutura os contatos. Neste sentido,
formaram o antiforme na cidade de Caetité e as dobras sinforme nas laterais. As
estruturas anteriormente geradas foram rotacionadas. Acredita-se que essa fase de
deformação tenha sido responsável por justapor as unidades do Complexo Lagoa
Real sobre aquelas da Formação Mosquito e essas sobre a Formação Salto. A
mudança abrupta de metamorfismo entre as unidades da Formação Mosquito,
98
metamorfisada em condições de anfibolito médio e a da Formação Salto, em
condições de metamorfismo de baixa temperatura sugere que as zonas de
cisalhamento sin-Fn’ cortaram as isógradas da área justapondo rochas com graus
metamórficos distintos.
Sn//Sn-1
Lxn
Máximo - 70,3 p/ 254,4
Máximo - 16,1 p/ 65,7
Plano máximo - N 344,4 / 19,7 SE
N=73
N=74
3%
6%
9%
12 %
15 %
18 %
21 %
24 %
27 %
30 %
33 %
36 %
N=73
Lower hemisphere - 36020
K=100.00
Sigma=0.730
3%
6%
9%
12 %
15 %
18 %
21 %
24 %
27 %
30 %
33 %
Peak=36.81
Figura 3.5 - Diagrama estereográfico sinóptico dos
pólos da foliação Sn. Hemisfério inferior. N= número
de medidas.
N=74
Lower hemisphere - 7025
K=100.00
Sigma=0.740
Peak=34.64
Figura 3.6 – Diagrama estereográfico da Lxn
da fase Fn. Hemisfério inferior. N= número de
medidas.
A fase Fn+1 formou dobras em kink (Fotografia 3.15), assimétrica, com
vergência para leste. Essas estruturas foram somente observadas nos moscovita
quartzitos da Formação Salto e foram geradas em um contexto distencional. Elas
representam as reativações distensionais das estruturas anteriormente nucleadas.
Dobras de crenulações também foram observadas e essas se posicionam com dois
máximos principais (Fotomicrografia 3.10), ou seja, 02 p/ 160 e 05 para 052 (Figura
3.7). Ao passo que a clivagem de crenulação ocorre com plano máximo em 76 p/
356 (Figura 3.8).
Cortando essas estruturas, foram desenvolvidas fraturas e essas ocorrem
com plano máximo em N172/82 SW (Figura 3.9)
99
Fotografia 3.15 – Dobras assimétricas Fn+1 observado na Formação Salto.
Lb - Crenulação
Máximos: 2.1 p/ 159.9 e 05 p/ 052
N=10
5%
10 %
15 %
20 %
25 %
30 %
35 %
40 %
45 %
50 %
55 %
60 %
N=10
Fotomicrografia 3.11 – Duas direções de
clivagem de crenulação em amostra de xisto
da Formação Mosquito. Base da Foto
1,2mm,
aumento
50x.
Ponto
J-08,
coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis
cruzados.
Lower hemisphere - 1525
K=100.00
Sigma=0.100
Peak=66.53
Figura 3.7 - Diagrama estereográfico sinóptico dos
pólos da Lb crenulação da fase Fn+1.
100
Clivagem crenulação
Fratura
Máximo – 76,8 p/ 73,5
Máximo - 8,4 p/ 81,2
Plano Máximo – N 163,5 / 13,8 W
Plano máximo - N 172,2 / 82,4 E
N=08
N=11
2%
4%
6%
8%
10 %
12 %
14 %
16 %
18 %
20 %
22 %
24 %
2%
4%
6%
8%
10 %
12 %
14 %
16 %
18 %
20 %
N=8
Lower hemisphere - 35078
K=100.00
Sigma=0.080
Peak=21.00
Figura 3.8 - Diagrama estereográfico sinóptico
dos pólos da clivagem de crenulação fase Fn+1.
N=11
Lower hemisphere - 17079
K=100.00
Sigma=0.110
Peak=24.71
Figura 3.9 - Diagrama estereográfico sinóptico
dos pólos da fraturas desenvolvidas sobre a
clivagem de crenulação da fase Fn+1.
A partir do levantamento estrutural observado, pode-se sugerir uma evolução
deformacional contínua que evoluiu progressivamente. A Figura 3.10 apresenta
esquematicamente as fases de deformação interpretadas. Assim, durante a Fase
Fn’ as tensões regionais levaram ao desenvolvimento de deformações intraestratais
que transpõem uma estrutura mais antiga, Sn-1. Com o avançar das deformações,
zonas de cisalhamento de mais alto ângulo são nucleadas e essas cortam a
estratigrafia. Neste contexto, antiformes e sinformes regionais são formados. Em
regime distensional, dobras com vergência contrária ao sistema regional associadas
a zonas de cisalhamento distensionais foram nucleadas durante Fn+1. Essas
estruturas somente estão acomodadas em metarenitos da Formação Salto.
101
Figura 3.10 – Blocos diagramas mostrando a evolução das fases de deformação a) Fase Fn’; b) Fase
Fn’’ e c) Fase Fn+1.
102
CAPÍTULO 4 - CONCLUSÕES
Do que foi apresentado e discutido anteriormente. Chegou-se a seguinte conclusão:
1. O mapeamento geológico permitiu a identificação de três conjuntos principais
de rochas. i) Associação de formação ferrífera, rochas cálcio-silicáticas,
quartzitos e xistos da Formação Mosquito, sendo agrupadas nas seqüências
sedimentares do embasamento do Bloco Gavião, mais precisamente no
Complexo Urandi-Licínio de Almeida, ii) Augen-gnaisses e sienitos do
Complexo Lagoa Real; iii) Metarenitos e metaconglomeráticos da Formação
Salto, Supergrupo São Espinhaço.
2. A temperatura do metamorfismo cresce de oeste para leste. A paragênese
progressiva sin a tardi-tectônica encontrada nas cálcio-silicáticas e nos xistos,
sugere condições metamórficas de fáceis anfibolito para esse conjunto, em
intervalo entre 520º e 660º C. Por outro lado, a paragênese retrógrada
sugerindo condições de fácies xisto verde. Nas rochas do Complexo Lagoa
Real não foi encontrada uma mineralogia metamórfica. A paragênese sindeformacional
é
marcada
pela
microclina
e
quartzo,
que
ocorrem
recristalizados.
3. Um forte contraste metamórfico é encontrado na Formação Salto, presente na
porção oeste da área com relação às demais unidades. A presença da
sericita fina com tamanhos inferiores a 1mm e de
feições reliquiares
sedimentares preservadas sugerem condições de metamorfismo fácies xisto
verdes baixo a sub-xisto verde. O contato entre os domínios metamórficos
distintos de faz através de zonas de cisalhamento que cortam as isógrada.
4. Um total de três fases deformacionais pode ser caracterizado na área. A
primeira, fase Fn-1, é composta pela foliação milonítica (Sn-1) e pelo
bandamento composicional paralelizado com a foliação principal. A essa fase
está associada a paragênese metamórfica progressiva. Essa fase foi divididas
em dois estágios fundamentais: Fn’, marcado pela presença de rampas de
empurrão e de zonas de cisalhamento intraestratais, com vergência para W,
além de foliação milonítica (Sn’), boudins de quartzo, dobras intrafoliais e de
arrasto. O estágio Fn’’ é representando por dobras (antiformes e sinformes)
regionais, em geral horizontais, que estão associadas a zonas de
103
cisalhamento que cortam a estratigrafia. Tais zonas possuem vergência para
W e ocorreram em contexto tectônico compressivo. A essa fase associa-se o
metamorfismo
progressivo,
sin-tectônico,
seguido
do
metamorfismo
retrógrado, tardi-tectônico e marca da fase de ativação do embasamento. A
última fase Fn+1 está representada por suas dobras em kink, assimétricas,
com vergência para leste. Tais estruturas formaram em contexto tectônico
distencional e metamorfismo retrógrado.
5. Através dos dados apresentados, acredita-se que a região de Caetité possui
um rico acervo petrológico e estrutural permitindo a extração de informações
sobre a evolução geológica das unidades que lá afloram.
104
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APÊNDICE 1
1 - Mapa geológico da área de trabalho na escala 1:32.500