universidade federal da bahia - TWiki

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
Instituto de Geociências
CURSO DE GEOLOGIA
DANTE DA SILVA PALMEIRA
PETROGRAFIA DO SIENOGRANITO BROCO:
EVIDÊNCIA DE FUSÃO CRUSTAL NO GREENSTONE
BELT IBITIRA-UBIRAÇABA, IBIASSUCÊ, BAHIA
ii
Salvador-Ba
2010
DANTE DA SILVA PALMEIRA
PETROGRAFIA DO SIENOGRANITO BROCO:
EVIDÊNCIA DE FUSÃO CRUSTAL NO GREENSTONE
BELT IBITIRA-UBIRAÇABA, IBIASSUCÊ, BAHIA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia,
Instituto de Geociências, Universidade Federal da
Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau
de Bacharel em Geologia.
Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira
Cruz
Co-Orientadora: Profª. Drª. Angela Beatriz Menezes
Leal
iii
Salvador-Ba
2010
TERMO DE APROVAÇÃO
DANTE DA SILVA PALMEIRA
PETROGRAFIA DO SIENOGRANITO BROCO: EVIDÊNCIA DE
FUSÃO CRUSTAL NO GREENSTONE BELT IBITIRAUBIRAÇABA, IBIASSUCÊ, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel
em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
BANCA EXAMINADORA
SIMONE CERQUEIRA PEREIRA CRUZ - Orientadora
Doutora em Geologia Estrutural / Tectônica
Universidade Federal de Ouro Preto
VIOLETA DE SOUZA MARTINS- Examinadora
Mestre em Petrologia, Metalogênese e Exploração Mineral
Universidade Federal da Bahia
JOFRE DE OLIVEIRA BORGES- Examinador
Geólogo
Universidade Federal da Bahia
iv
“Nada é impossível para aquele que persiste”
Alexandre o Grande
v
Dedico este trabalho aos meus pais Dourival de Oliveira
Palmeira e Tânia Regina da Silva Palmeira e meu irmão
Davi da Silva Palmeira
vi
AGRADECIMENTOS
Momento tão importante para mim e foram muitos a que eu tenho a agradecer
por eu terminar essa grande jornada. Primeiramente a Deus, que me deu forças e
tranqüilidade para superar as adversidades que eu passei durante este período,
depois minha família, meu pai Dourival de Oliveira Palmeira, minha mãe Tânia
Regina da Silva Palmeira e meu irmão Davi da Silva Palmeira que contribuíram e
sempre me apoiaram em tudo, desde o inicio até o fim, a vitoria não é minha é
vocês também. Depois a minha namorada Débora, apesar do pouco tempo de
convivência, ela tem sido muito especial em minha vida, obrigado.
Agradeço também aos meus colegas de faculdade. Cleiton, Antonia, Ulisses,
Cleison, Joel, Tati, Rodolfo, Dário, Erisson, Verônica, Anderson, Gisele, entre
outros colegas, foram muitas à dificuldade mais que soubemos superar e também
muitos momentos de alegria, obrigado meus amigos, que levo para o resto da
vida.
Aos funcionários do IGEO, principalmente aos da biblioteca, sempre me
auxiliando no que era necessário, assim também como todos os professores,
obrigado. A professora doutora Simone, obrigado pela paciência e compreensão
e ajuda na elaboração deste trabalho.
Agradeço também ao Geólogo Mestre, Mário Gonçalves, um grande
profissional com quem aprendi grandes lições, tanto na geologia como na vida.
A todos vocês eu agradeço, valeu muito obrigado.
vii
RESUMO
A área de estudo localiza-se nas cercanias da cidade de Ibiassuçê, na região
centro-oeste do Estado da Bahia. Do ponto de vista tectônico, posiciona-se no
Bloco Gavião, na porção nordeste do Cráton do São Francisco tendo como rocha
encaixantes rochas metapelíticas do Greenstone Belt Ibitira Ubiraçaba. Essas
rochas estão truncadas pela zona de cisalhamento Iguatemi, que é uma das
estruturas arqueanas que foram reativadas durante a evolução do Corredor do
Paramirim. Nesta área foi encontrado granitóide tipo S nunca antes relatado na
literatura, cujas relações de campo sugerem que se tratam de produtos da fusão
de metassedimentos do greenstone citado, o qual foi denominado de Granitóide
Broco. O mapeamento geológico deste corpo e de suas encaixantes imediatas,
assim como a identificação da mineralogia, texturas e aspectos deformacionais
presentes nele são os objetivos deste trabalho. Como método de trabalhou
realizou-se o levantamento bibliográfico, visita de campo para aquisição de dados
e contextualização do corpo, além de um estudo petrográfico e microestrutural
para a identificação as suas características. O estudo feito determinou que o
protólito deste corpo é um sienogranito e identificou duas tectonofácies: (i) baixa
deformação, que é caracterizado pelo isotropismo e pela preservação das
estruturas ígneas do protólito; (ii) média à alta deformação, que se caracteriza pela
presença de foliação e pelo desenvolvimento expressivo de uma trama
granoblástica, milonítica e porfiroclástica. Em ambas as tectonofácies, a
substituição do k-feldspato por mica branca e do plagioclásio pela mica branca e
epídoto sugerem a presença de reações retrometamórficas. A evolução deste
corpo esteve ligado a um processo de fusão dos metapelitos, com a geração de
uma rocha sienogranítica com granada e biotita que posteriormente foi submetida
à deformação na fácies anfibolito e em seguida em fácies xisto verde
(retrometamorfismo), neste caso marcado pela geração de mica branca e epídoto.
Palavras-Chaves: Granitos tipo-S, kinzigito, zona de cisalhamento, greenstone
belt, mapeamento, anatexia.
viii
ABSTRACT
The study area situated around of the city of Ibiassuçê, in the region centerwest of the State of the Bahia, inside of the Block Gavião one of the four
subdomain that compose the São Francisco Cráton, where this block is constituted
by granites-gneiss and migmatites, as well as for sequences vulcano-sedimentary
and metassedimentary. More specifically the study area meets in one of these
sequences, greenstone Belt Ibitira Ubiraçaba, inside of the structural feature
known zone of Iguatemi shear that is one of the structures that had been
reactivated during the evolution of the Corredor do Paramirim. In this area they had
been found granitoids type S never before told in the literature whose relations of
field suggest that they are about products of the anatexis of metassediments of
greenstone cited, which were called of granitoid Broco, where the geologic
mapping of this body and its immediate enclosing, and the identification of
mineralogy, deformational textures and aspects in it is the objective of this work.
For the accomplishment of this work it was proceded following methodology,
bibliographical survey, visit of field for acquisition of data and contextualization of
the body, beyond a petrographic and microstructural study for the identification its
characteristics. The study done it determined that the protholites of this body is a
sienogranite and identified two facies one of low deformation that is characterized
by the isiotrophism and microscopically by the preservation of the igneous
structures of the protholites and facies of average to the high deformation that
characterizes for the presence of foliation and microscopically for the presence of
deformation structures and for the presence of retrometamorphism reactions.
Finally the evolution of this body was on to a process of fusing of the metapelites,
with the generation of a protholites, later being submitted to a deformation in facies
amphibolite and finally suffering a process from retrometamorphism it represents
for the metamorphic mineral generation.
Key-Words: Granites type-S, kinzigite, shear zone, greenstone, mapping,
anatexis.
ix
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS............................................................................vi
RESUMO............................................................................................. vii
ABSTRACT……………………………………………………………….. viii
SUMÁRIO............................................................................................. ix
LISTA DE FIGURAS.............................................................................xi
LISTA DE FOTOS.............................................................................. xiii
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS.....................................................xiv
LISTA DE TABELAS..........................................................................xvi
CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO............................................................. 16
1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS......................................................................... 16
1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE PESQUISA.................................................... 18
1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA.................... 18
1.4. OBJETIVOS.................................................................................................... 19
1.5. JUSTIFICATIVA.............................................................................................. 19
1.6. MÉTODO DE TRABALHO ..............................................................................20
CAPITULO 2-GEOLOGIA REGIONAL ...............................................21
2.1. INTRODUÇÃO.................................................................................................21
2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS........................................................... 22
2.2.1. Embasamento............................................................................................. 22
2.2.2. A Suíte Intrusiva Lagoa Real..................................................................... 30
2.2.3. SuperGrupo Espinhaço.............................................................................. 31
2.2.4. Rochas Intrusivas Básicas........................................................................ 35
x
2.2.5. SuperGrupo São Francisco....................................................................... 35
2.3. GEOLOGIA ESTRUTURAL............................................................................ 37
2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA...............................................................................38
CAPÍTULO 3 – ASPECTOS RELEVANTES SOBRE OS GRANITOS
TIPO S................................................................................................. 45
3.1. CARACTERÍSTICAS GERAIS........................................................................ 45
3.2. MODELOS E CONTROLES ENVOLVIDOS NA GERAÇÃO DOS GRANITOS
TIPO S.................................................................................................................... 48
CAPÍTULO 4- GEOLOGIA DO SIENOGRANITO BROCO.................50
4.1. INTRODUÇÃO.................................................................................................50
4.2. ROCHAS ENCAIXANTES DO SIENOGRANITO BROCO............................. 50
4.2.1. Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba............................................................. 50
4.2.2. Suíte Intrusiva Lagoa Real......................................................................... 54
4.2.3. Coberturas Tércio-Quaternárias................................................................55
4.3. GEOLOGIA DO GRANITÓIDE BROCO......................................................... 55
4.3.1. Fácies de Baixa Intensidade de Deformação ...........................................57
4.3.2. Fácies de Média a Alta Intensidade de Deformação................................62
4.3.3. Geologia Estrutural e Tectônica do Sienogranito Broco ........................69
CAPÍTULO 5- CONCLUSÕES ............................................................71
REFERÊNCIAS ...................................................................................72
ANEXOS ............................................................................................79
xi
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 - Mapa esquemático mostrando os compartimentos geotectônicos do
Cráton do São Francisco........................................................................................16
Figura 1.2-Mapa de localização da área de estudo...............................................18
Figura 2.1- Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco..................21
Figura 2.2 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os
principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares...........24
Figura 2.3- Modelo evolutivo para o arqueano –paleoproterozóico do bloco
Gavião.....................................................................................................................39
Figura 2.4- Modelo evolutivo da fase pré-rifte nas bacias do Espinhaço Oriental e
Chapada Diamantina..............................................................................................42
Figura 2.5 - Modelo evolutivo proposto da fase sin-rifte nas bacias do Espinhaço
Oriental e Chapada Diamantina..............................................................................43
Figura 2.6- Modelo evolutivo da Bacia Chapada Diamantina...............................44
Figura 2.7- Modelo evolutivo para a Inversão das bacias do Espinhaço e Chapada
Diamantina..............................................................................................................44
Figura 3.1-Seção esquemática transversal do Himalaia mostrando a desidratação
e fusão parcial de zonas que produzem os leucogranitos......................................48
Figura 4.1 - Mapa geológico com as unidades presentes na área de estudo e
encaixantes do Granitóide Broco............................................................................51
Figura 4.2 – Detalhe do mapa geológico com as encaixantes do Granito Broco..52
Figura 4.3 – Detalhe do mapa geológico com as encaixantes do Granito Broco..52
Figura 4.4- Composição modal da fácies de baixa deformação............................62
Figura 4.5- Composição modal da fácies de média à alta deformação.................69
Figura 4.6-Modelo para explicar a formação do Sienogranito Broco.....................70
xii
LISTA DE FOTOS
Foto 4.1- Paragnaisses do Greenstone Ibitira-Ubiraçaba......................................53
Foto 4.2- Contato transicional entre o granito Broco e as rochas metapelíticas do
Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba...........................................................................56
Foto 4.3- Contato transicional entre o granito Broco e as rochas metapelíticas do
Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba. Notar a presença de diques preenchidos pelo
granitóide em foco..................................................................................................56
Foto 4.4- Vista do aspecto isotrópico do granito Broco com xenocristais de biotita
e granada................................................................................................................57
Foto 4.5- Aspecto macroscópico da fácies de alta intensidade de deformação com
foliação marcada pelo estiramento do quartzo e da biotita....................................63
xiii
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 4.1- Microestrutura Mimerquita na fácies pouco deformada do
granitóide Broco. ...................................................................................................58
Fotomicrografia 4.2 – Grãos de quartzo (Qtz) nos interstícios entre os grãos de
K- feldspato (Kfs) e plagioclásio (Pl).......................................................................58
Fotomicrografia 4.3- Plagioclásio (Pl) geminado alterado para mica branca
(Mb).........................................................................................................................60
Fotomicrografia 4.4- Plagioclásio (Pl) geminado alterado para mica branca
(Mb).........................................................................................................................60
Fotomicrografia 4.5- Xenocristal de biotita (Bt) associado com feldspato (Kfs)...61
Fotomicrografia 4.6- Xenocristal de granada (Grt) fortemente fraturadoPlagioclásio (Pl) geminado alterado para mica branca (Mb). ...............................62
Fotomicrografia 4.8 - Microestrutura granofiríca reliquiar. Qtz- Quartzo, Kfs- Kfeldspato.................................................................................................................65
Fotomicrografia 4.9 – Microestruturas granoblástica poligonal associada com a
presença de microclina (Mi) e quartzo (Qtz)...........................................................65
Fotomicrografia 4.10- Detalhe da moscovita (Ms) associada com a microclina
(Mi)..........................................................................................................................65
Fotomicrografia 4.11 – Grão de moscovita (Ms) associado com K-feldspato
(Kfs)........................................................................................................................65
Fotomicrografia 4.12 - Microestruturas granoblástica poligonal associada com a
presença de microclina (Mi) e quartzo (Qtz)...........................................................66
Fotomicrografia 4.13 – Microestrutura porfiroclástica, núcleo-manto e milonítica
envolvendo porfiroclasto de quartzo (Qtz)..............................................................66
Fotomicrografia 4.14- Microestruturas granoblástica poligonal associada com a
presença de plagioclásio (Pl) e quartzo (Qtz).........................................................67
Fotomicrografia 4.15 - Agregado de xenocristais de biotita (Bt) em contato com
K-feldspato (Kfs).)...................................................................................................67
Fotomicrografia 4.16- Detalhe da biotita (Bt) associada com o mineral opaco
(Mo)........................................................................................................................67
xiv
Fotomicrografia 4.17 - Grão de hornblenda (Hb) associado com biotita
(Bt)..........................................................................................................................67
Fotomicrografia 4.18 - Xenocristal de biotita em contato com epídoto (Ep) e Kfeldspato (Kfs) sericitizado. Qtz- Quartzo...............................................................68
Fotomicrografia 4.19 - Grão de alanita (Al) associado com biotita (Bt)................68
xv
LISTA DE TABELAS
Tabela 3.1. Classificação das rochas granitóides baseados no cenário
tectônico..................................................................................................................45
Tabela 3.2. Principais minerais presentes nos Granitos tipo S..............................46
Tabela 3.3. Composição química de alguns corpos graníticos do tipo S ao redor
do mundo................................................................................................................47
Tabela 4.1. Composição mineralógica modal da fácies de baixa deformação do
Granito Broco..........................................................................................................59
Tabela 4.2. Composição mineralógica modal da fácies de média à alta
deformação do Granito Broco.................................................................................64
16
CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO
1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS
O Estado da Bahia está totalmente inserido no Cratón do São Francisco e
apresenta uma geologia bastante complexa, tendo litologias que variam desde do
arqueano até idades recentes. O Cratón do São Francisco corresponde a um
segmento crustal consolidado no Paleoproterozóico, cujo substrato mais velho que
1,8 Ga foi poupado de deformação e metamorfismo durante as colisões que
culminaram com a aglutinação de Godwana Ocidental no Neoproterozóico
(Almeida 1977). Esse cráton é a mais bem exposta e estudada unidade
geotectônica da plataforma sul-americana (Barbosa et. al.2003) e no estado da
Bahia podem ser individualizados quatro compartimentos geotectônicos: Bloco
Gavião, Bloco Jequié, Bloco Serrinha e Bloco Itabuna- Salvador- Curaçá (Barbosa
& Sabaté 2002) (Fig. 1.1).
Figura. 1.1 - Mapa esquemático mostrando os compartimentos geotectônicos do Cráton do São
Francisco. Modificado de (Barbosa Sabaté 2002)
17
Inserido no Cratón do São Francisco, tem-se o Bloco Gavião (Fig. 1.1) que
é constituído por terrenos granitos-gnaisses e migmatitos, assim como por
seqüências
vulcanossedimentares
e
metassedimentares
denominados
de
Umburanas, Licínio de Almeida, Urandi, Ibitira-Ubiraçaba, Boquira, Brumado
Guajeru, Riacho de Santana-Urandi (Inda & Barbosa 1978, Soares et. al. 1990,
Cunha et al, 1996, Bastos-Leal et al 1998, Silva & Cunha 1999, Arcanjo et. al.
2000),de idades inda incerta, entre o arqueano e o paleoproterozóico (Silva &
Cunha 1999). Além disso, tem-se coberturas de idades meso a neoproterozóicas,
dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco (Barbosa & Dominguez, 1996).
As sequências vulcanossedimentares tais como Umburanas, Riacho de
Santana, Ibitira-Ubiraçaba representam testemunhos de Greenstones Belts.
Nestas sequências foram identificados os primeiros e mais espetaculares registros
no território baiano, de derrames komatíiticos com texturas spinifex bem
preservadas (Cunha & Fróes 1994, Cunha et. al.1996, Silva & Cunha 1999). Na
região compreendida entre as cidades de Caetité e Brumado, tem-se o
Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba, inserida no Complexo Ibitira Brumado, que é
composta por rochas anfibolíticas de derivação basáltica e gabróica, intercaladas
com metassedimentos químicos (formações ferríferas bandadas, mármores,
rochas calcissilicáticas); rochas metaultrámaficas; metapelitos, quartzitos e
vulcanitos félsicos milonitizados. Todas essas litologias formam intrudidas por
corpos graníticos (Barbosa et. al. 1996). Esta sequência está inserida na feição
estrutural que é a Zona de Cisalhamento Iguatemi (Sabaté 1996), que é uma das
estruturas que foram reativadas durante a evolução do Corredor do Paramirim
(Cruz 2004, Cruz & Alkmim 2006). De acordo com Cruz (2004), o seu traçado
apresenta-se segundo NNE-SSW entre as cidades de Caculé e Ibitira. Nessa
região, hospedados no Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba foram encontrados
granitóides tipo S nunca antes relatados na literatura cujas relações de campo
sugerem que se tratam de produtos da fusão dos metapelitos.
O Presente trabalho visa contribuir com o entendimento da geologia do
Bloco Gavião, especialmente com o estudo da granitogênese a ele associado.
18
1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE PESQUISA
A área de pesquisa localiza-se nas cercanias da cidade de Ibiassuçê, na
região centro-oeste do Estado da Bahia, distante da cidade Salvador cerca de
625Km (Fig 1.2).
Figura 1.2-Mapa de localização da área de estudo.
1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
A zona de cisalhamento Iguatemi é uma das estruturas que foram
reativadas durante a evolução do Corredor do Paramirim (Cruz 2004, Cruz &
Alkmim 2006) e está hospedada no Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba. De acordo
com Cruz (2004), o seu traçado apresenta-se segundo NNE-SSW entre as
cidades de Caculé e Ibitira. A norte dessa cidade essa zona se bifurca em dois
ramos principais, um que segue com a mesma direção e outro que inflexiona na
direção ENE-WNW e que segue em direção à cidade de Ibitira. Entre o município
de Ibitira e Iguatemi, a zona de cisalhamento em foco posiciona-se segundo
19
NNW/SSE. Ainda de acordo com aquela autora, a zona de cisalhamento
apresenta uma largura média de 8 km e, em seu domínio mais a norte, trunca as
rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço, na Chapada Diamantina.
A partir da análise estrutural multiescalar, Mesquita (2007) estudou a
evolução estrutural na zona de cisalhamento de Iguatemi, entre as cidades de
Caculé e Ibiassucê e identificou duas fases deformacionais. A primeira, de caráter
sinistral reverso e a segunda de caráter destral reverso. Nas cercanias da cidade
de Ibiassucê, a zona em foco corta rochas metapeliticas ricas em granada e biotita
que foram fundidos e geraram um granito S denominado genericamente de
Granitóide Broco. Em afloramento, é notável a relação de contato entre os
granitóides e as unidades metapelíticas, que sugerem que a sua formação esteja
relacionado com fusões de rochas metassedimentares. Neste sentido, surgem as
seguintes questões: qual a constituição petrográfica do Granitóide Broco? Qual a
sua expressão cartográfica? Responder a essas perguntas contribuirá para o
estudo da evolução tectônica do Bloco Gavião.
1.4. OBJETIVOS
O Presente trabalho tem como objetivo geral, desenvolver o estudo
petrográfico do Granitóide Broco. Os objetivos específicos foram:
a) Proceder ao mapeamento geológico do Granitóide Broco e de suas
encaixantes imediatas.
b) Identificar a mineralogia, microestruturas e aspectos deformacionais.
1.5. JUSTIFICATIVA
Apesar de ser uma unidade bem estudada, ainda existem muitos
questionamentos a respeito das litologias que compõem o Bloco Gavião, assim
como com relação à sua evolução tectônica. Recentemente, o mapeamento
geológico realizado por Cruz et. al. (2009) levou à identificação de um granitóide
que é o produto da fusão de sedimentos do Greenstone Belt de Ibitira-Ubiraçaba
na zonas de cisalhamento Iguatemi. A caracterização petrográfica do Granitóide
20
Broco é o primeiro passo para o entendimento do significado tectônico dessas
rochas, que possivelmente são muito pouco conhecidas nesse setor da crosta
baiana.
1.6. MÉTODO DE TRABALHO
Para o desenvolvimento metodológico deste trabalho foram realizadas as
seguintes atividades:
a) Pesquisa bibliográfica, procurando informações, sobre a geologia do Bloco
Gavião e as características relacionadas com granitóides do tipo S.
b) Trabalho de campo, totalizando 8 dias, realizada no segundo semestre de
2008. Nessa atividade procedeu-se à contextualização do corpo, a
verificação da sua relação com as encaixantes imediatas e a coleta de
amostras para estudos os petrográficos.
c) Estudo petrográfico e microestrutural com descrição macroscópica e
microscópica das amostras coletadas na etapa de campo, visando a
caracterização litológica, a identificação dos aspectos texturais e a
determinação da mineralogia.
d) Elaboração da Monografia com a integração de todos os dados e
interpretações obtidas nas outras etapas do trabalho.
21
CAPITULO 2-GEOLOGIA REGIONAL
2.1. INTRODUÇÃO
No Cratón do São Francisco distinguem-se duas áreas de exposição do
embasamento, respectivamente, na porção nordeste e no extremo sul, bem como
duas áreas de cobertura, a bacia do São Francisco e o Aulacógeno do Paramirim
(Alkmim et. al. 2003) (Figura 2.1).
Figura 2.1- Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco (Modificado de Alkmim et. al.
. 1993). Fonte Almeida 2004
22
Em suas margens foram edificadas cinco faixas orogênicas: Brasília, Rio
Preto, Riacho do Pontal, Sergipana e Araçuaí que correspondem às porções
externas do Sistema Orogênico Tocantins, da Província Borborema e do Orógeno
Araçuaí (Campos-Neto 2000, Alkmim. et. al.2001).
A área de estudo encontra-se inserida na porção sul do Bloco Gavião, uma
entidade construída no arqueano e no paleoproterozóico (Marinho 1991, SantosPinto 1996, Basto-Leal 1998, Basto Leal et al. 1998, 2003) que compreende
gnaisses, migmatitos, granitos e Sequências Metavulcanossedimentares mais
antigas do que 1.8 Ga. O Bloco Gavião representa o embasamento do Aulacogéno
do Paramirim (Pedrosa-Soares 2001), ou Aulacogéno do Espinhaço (Inda e Costa
1982), que corresponde a bacia no qual se depositaram os sedimentos do
Supergrupo Espinhaço e São Francisco, de idades paleo/meso e neoproterozóicas,
respectivamente.
2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS
2.2.1. Embasamento
a) Gnaisses e Migmatitos
Compreende ortognaisses e migmatitos de coloração, em geral, cinza, com
idades que variam desde 3.4 a 2.6 Ga (Marinho 1991, Santos-Pinto 1996, BastoLeal 1998, Basto - Leal et. al. 1998, Arcanjo et. al. 2000, dentre outros) e
composição variando entre tonalitos e granodioritos com eventuais granitos. São
comuns os enclaves máficos (anfibolitos), que estão concordantes com o
bandamento gnáissico (Arcanjo et. al. 2002). De acordo com esse autor, predomina
uma paragênese mineral que inclui hornblenda e processos de migmatização
indicativos de fácies anfibolito alto. Uma segunda paragênese na fácies anfibolito
baixo e xisto-verde está relacionada a zonas de cisalhamento (Cruz 2004).
O Bloco Gavião vem sendo alvo de estudos geocronológicos e geoquímicos,
podendo ser citado o trabalho de Bastos-Leal (1998) e Bastos-Leal et al. (1998) que
datou alguns dos corpos de maior expressão desse bloco, quais sejam, o Granitóide
Lagoa de Macambira, nas imediações da cidade de Ibitira, e o Granodiorito Malhada
das Pedras, situados na porção sudoeste do estado da Bahia, nas imediações da
cidade homônima. De acordo com aquele autor, o granito Lagoa de Macambira
23
consiste em um corpo de forma oval, de coloração cinza clara e granulação fina,
fracamente foliado. Apresenta enclaves de rochas máficas. Sua composição
mineralógica é definida por plagioclásio, quartzo, microclina, biotita, muscovita,
epídoto, zircão e apatita como acessórios. Quimicamente este corpo é caracterizado
como de natureza calcio-alcalina, de baixo à médio K. Uma idade
207
Pb/206Pb de
3146 ± 24 obtida por aquele autor foi interpretada como sendo a associada com a
cristalização do corpo. A idade modelo Sm/Nd T DM também obtida por aquele autor
foi 3,34 Ga.
De acordo com Bastos-Leal (1998) e Bastos-Leal et al. (1998), o Granodiorito
Malhada das Pedras é um corpo de coloração cinza claro a rosa claro, com cristais
de granulação de média a grossa, porfirítico, foliados e algumas vezes lineados,
neste caso devido a presença de zonas de cisalhamento regionais. Enclaves de
migmatitos, ortognaisses e rochas máficas são bastante comuns. A composição
mineralógica consiste em plagioclásio, quartzo, biotita, microclina, com minerais
opacos, apatita e zircão como acessórios. Quimicamente é caracterizado como de
natureza calcio-alcalina de médio a alto K. Idades Rb/Sr obtidas por aqueles autores
em 2840 ± 134 Ma foram interpretada como estando associada com a colocação do
corpo na crosta. A idade Sm/Nd TDM encontrada foi 3,27 Ga.
No Bloco Gavião predominam rochas metamorfizadas em fácies anfibolito.
Entretanto, na porção oeste do bloco, na região de Guanambi, ele é constituído por
gnaisses e migmatitos de fácies granulítica e anfibolítica, onde são comuns
inclusões paleossomáticas de rochas anfibolíticas, básicas, ultrabásicas e veios ou
bolsões neossomáticos de composição granítica e sienítica. Essas rochas foram
agrupadas no Complexo Santa Isabel (Barbosa & Costa, 1973). Os ortognaisses
granulíticos são cinza esverdeados, de granulação média e composição tonalítica a
granodiorítica, localmente granítica, sempre com hiperstênio. Abrigam enclaves de
anfibolitos, gabros/dioritos e noritos e, muito raramente, de rochas calcissilicáticas e
ultrabásicas (Arcanjo et. a.l 2002). De acordo com esses autores, os migmatitos
granulíticos apresentam a mesma composição dos ortognaisses de igual natureza.
Resultados geocronológicos prévios nos ortognaisses e migmatitos granulíticos
evidenciam idades Rb-Sr (isócronas de referência, em rocha total) de ca. 3,0 Ga e
ca. 2,7 Ga (Mascarenhas & Garcia, 1989), e idade modelo Sm-Nd (TDM) de ca. 3,1
Ga.
24
b) Sequências Metavulcanossedimentares.
As sequências metavulcanossedimentares do Bloco Gavião apresentam
idades incertas e são agrupadas como unidades arqueanas à paleoproterozóicas
(Silva & Cunha 1999). De acordo com esses autores, as unidades constituintes
foram metamorfizadas em condições que variam de xisto verde a anfibolito. As
principais sequências reconhecidas no Bloco Gavião são Licínio de Almeida, Urandi,
Boquira, Ibitira-Ubiraçaba, Guajeru, Riacho de Santana, Brumado, Contendas
Mirantes, Umburanas (Figura 2.2).
Figura 2.2 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos
Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha (1999).
A Sequência Licínio de Almeida apresenta rochas anfibolíticas de derivação
basáltica e gabróica, que estão intercaladas com metassedimentos químicos (BIFs,
25
mármores, rochas calcissilicáticas), rochas metaultramáficas, rochas carbonáticas,
com predominância de calcita-mármores e mármores dolomíticos, formações
ferríferas bandadas metamorfizadas na fácies anfibolito, quartzitos bandados
e
quartzito calcissilicáticos e vulcanitos félsicos milonitizados intrudidos por pequenos
corpos graníticos (Cruz et. al. 2009).
A Seqüência Urandi compreende metabasitos, metapelitos com quartzitos
ferruginosos e com destaque para a presença de formações ferríferas e
manganesíferas, cherts e mármores (Figueiredo 2009). O metamorfismo é da fácies
anfibolito.
Para a Sequência Boquira os trabalhos realizados por Rocha (1985) e Arcanjo
et. al. (2002) constataram a ausência de rochas vulcânicas associadas e a sua
natureza essencialmente metassedimentar. Estes autores descrevem como
principais tipos litológicos desta seqüência, as formações ferríferas bandadas, das
fácies óxido e silicato. A fácies óxido é composta por quartzo-hematita e quartzomagnetita, ao passo que nas fácies silicato são descritas quartzo-cummingtonitaantofilita-actnolita. Rocha (1985) interpreta a Seqüência de Boquira como
decorrrente do preenchimento de uma bacia epicontinental de águas rasas, com
presença de organismos anaeróbicos, interpretação esta utilizada pelo mesmo autor
para as seqüências de Licínio de Almeida e Urandi (Barbosa et, al 1996) .
A sequência Ibitira-Ubiraçaba compreende uma faixa contínua, em forma de
ferradura, que bordeja uma estrutura dômica, constituída por ortognaisses
migmatíticos (Arcanjo et. al. 2002). É composto por gnaisses bandados que
alternam-se com níveis de biotita/hornblendagnaisses, gnaisses quartzo-feldspáticos
e anfibolitos. Nessa seqüência são comuns intercalações de formações ferríferas
bandadas, fácies silicato (grunerita/cummingtonita) e óxido (magnetita/hematita), que
às vezes gradam para metacherts e para rochas calcissilicáticas localmente
granadíferas (Arcanjo et. al. 2002). Ocorrem ainda níveis de talco-tremolita
mármores, xistos ultramáficos, ricos em antofilita e quartzitos, localmente com
fuchsita (Arcanjo et. al. 2002). Os biotita gnaisses bandados apresentam elevado
percentual de biotita e quartzo, e localmente granada, diopsídio, actinolita-tremolita e
hornblenda; ocorrem níveis subordinados de quartzitos, rochas calcissilicáticas e
anfibolitos (Arcanjo et, al, 2002).
A Sequência Guajeru segundo Bonfim (1982), é um conjunto em forma de
arco de trend geral N-S, constituído na base, por rochas metabásicas e
26
metaultrabásicas xistificadas, metamorfizadas em baixo grau, com intercalações de
quartzitos e metacarbonatos. Segundo este mesmo autor, a porção média/superior é
constituída por rochas de natureza predominantemente metassedimentar, tais como
formações ferríferas bandadas, quartzitos a fuchsita e metacarbonatos (Barbosa et,
al, 1996).
A Sequência Riacho de Santana é um greenstone belt composto por
quartzitos a metacherts, formações ferríferas bandadas (fácies óxido e silicato),
formações manganesíferas, rochas calcissilicáticas, anfibolitos, cloritas xistos e
metaultramáficas, metamorfizadas nas fácies xisto verde a anfibolito baixo (Barbosa
et. al. 1996).
A Sequência Contendas-Mirantes é constituída predominantemente por
rochas supracrustais metamorfizadas na fácies xisto verde (Marinho 1991). De
acordo com Marinho (1991) é composto por três unidades litoestratigráficas: A
unidade inferior é composta por metavulcanitos, máficos e félsicos com
intercalações de metassedimentos químicos e siliciclásticos. A unidade intermediária
é composta por sedimentos epiclásticos pelíticos e psamíticos, com vulcanitos
máficos calci-alcalinos. A unidade superior é constituída essencialmente por
sedimentos epiclátiscos de granulometria grossa (areias e conglomerados).
A Sequência Umburunas de acordo com Cunha & Fróes (1994) é um
greenstone belt composto por três unidades litoestratigráficas, que represetam três
ciclos vulcânicos distintos. A unidade inferior é composta na base por komatiítos,
rochas vulcânicas ultramáfica, acompanhadas por metabasaltos toleíticos e
metadacitos representando o primeiro ciclo vulcânico. Eles são intercalados por
quartzitos com conglomerados horizontais, metassedimentos quimicos-pelíticos
(BIF´s, cherts, metacarbonatos e rochas calssicilicáticas e vulcanitos félsicos
atribuídos ao segundo ciclo vulcânicos. De acordo com aqueles autores, a unidade
intermediária é dominantemente composta por metavulcânicos félsicos do terceiro
ciclo vulcânico e rochas vulcânicas epiclásticas. A unidade superior é constituída
essencialmente
por
metacarbonatos.
Esta
sequência
é
dominantemente
metamorfisada na facíes xisto verde.
c) Granitóides Paleoproterozóicos
A granitogênese paleoproterozóica no Bloco Gavião é representada por
corpos intrusivos nos Greenstone Belts e terrenos gnáissico-migmáticos arqueanos.
27
Estes corpos de granitoídes apresentam formas diversas e dimensões variadas
(Bastos Leal 1998, Basto-Leal et. al. 1998). Por vezes, os plútons apresentam-se
lineados e/ou foliados segundo o trend das estruturas regionais, produto da atuação
de zonas de cisalhamentos regionais brasilianas (Bastos Leal 1998). Dentre eles
pode-se destacar o Batólito Monzo-sienitico de Guanambi, com maior expressão
areal, além dos corpos de Caculé, Rio do Paulo, Espírito Santo, por exemplo.
O Batólito granitóide de Guanambi-Urandi (BMSGU) (Rosa et. al., 1996a) é
um corpo intrusivo monzossienítico com cerca de 6000 km 2. Rosa et. al. (1996)
levando em conta as relações de campo (contatos e estruturas) e a distribuição
faciológica, dividiu o BMSGU em dois domínios principais: o das intrusões múltiplas
(Fácies Guanambi) e o das intrusões tardias, sendo que este último domínio foi
subdividido em outras duas fácies: Cara Suja e Estreito.
Segundo Rosa 1996, as rochas do Batólito de Guanambi, na Fácies
Guanambi, são constituídas por corpos monzoniticos, monzodioritos, graníticos e
sieníticos com mineralogia composta por ortoclásio, quartzo azul, hornblenda, micamarron e, subordinadamente, clinopiroxênio. A mineralogia acessória é constituída
por apatita, zircão, óxidos de Fe-Ti, esfênio e sulfetos tardios. Segundo aquela
mesma autora a fácies Cara Suja é composta por monzonitos, monzogranitos e
alkali feldspato sienito que são rochas de coloração clara com mineralogia máfica
composta por horblenda, biotita, mica, clinopiroxênio e mineralogia acessória
composta por apatita, zircão, esfeno e óxidos Fe-Ti. A fácies Estreito é constituída
essencialmente, por rochas leucocráticas, faneríticas média a grossa, com
composições variando de sienitos, monzonitos e granitos (Rosa et al, 1996). Em
todas as fácies, são freqüentes a presença de cristais de quartzo azul. As rochas
mais máficas são representadas por sienitos mesocráticos porfiríticos com matriz
mica-clinopiroxenítica (Rosa et, al, 1996).
Do ponto de vista litogeoquímico, as rochas do Batólito de Guanambi-Urandi
são metaluminosas, de filiação calcialcalina de alto K, resultantes da diferenciação
de um magma híbrido, composto por um componente mantélico de natureza alcalina
e por um produto da fusão parcial de uma crosta continental de composição
possivelmente TTG (Teixeira, 2000).
As idades disponíveis para o Batólito de Guanambi-Urandi indicam idades K/Ar
e Rb/Sr de 2.0 Ga (Távora et. al., Jardim de Sá et. al., 1976., Mascarenhas & Garcia,
1987). Isócrona Rb/Sr para a fácies Cara Suja indicam idades 2, 1778±0, 103 (Rosa
28
et al 1996). Paim et., al. (1999) e Santos et. al. (1999) obtiveram, respectivamente,
idades U-Pb em zircões de 2.053 + 3 Ma, para o maciço de Cara Suja e de 2.067 (7, +55) Ma, para o maciço de Estreito (Arcanjo et, al 2002). Essas idades citadas
indicam o tempo de colocação das intrusões tardias.
O maciço Espírito Santo é um corpo granitóide intrusivo nos terrenos TTG.
Essa rocha possui aspecto homogêneo, cor róseo, mosqueado devido a presença
de pequenos nódulos de biotita dispersos na rocha (Bastos Leal et. al. 2000). Possui
granulação fina a média e estrutura levemente foliados, portando enclaves dos
terrenos TTG arqueanos. Apresentam textura granoblástica, com palhetas
disseminadas de biotita em meio a um mosaico irregular de microclina, plagioclásio e
quartzo. Cristais de biotita e muscovita aparecem quase sempre associados. Apatita,
monazita e zircão representam os principais minerais acessórios deste granitóide.
Análises isotópicas
207
Pb/206Pb (zircão) forneceram idade de cristalização de 2012 ±
25 Ma. As idades modelo Sm/Nd T
DM
variam
entre 3,05 e 3,09 Ga, enquanto o
Nd(t) varia entre -11,0 e -12,0 (Bastos Leal et al. 2000).
O maciço de Caculé possui composição homogênea, coloração variando de
cinza a rósea, estrutura maciça, com discreta orientação dos componentes máficos
(anfibólio e biotita) dispersos num mosaico formado por feldspato e quartzo (Bastos
Leal et. al. 2000). Quando atingidas pela deformação, as rochas deste maciço
apresentam forte foliação de cisalhamento, mostrando localmente aspecto
milonítico, especialmente nas proximidades das zonas de cisalhamentos brasilianas,
que compõe o lineamento Iguatemi (Bastos Leal et. al. 2000). São comuns a
presença de xenólitos angulares de rochas gnáissicas paraderivadas e de granulitos
máficos (Bastos Leal et. al. 2000). Quando preservadas das deformações
brasilianas, as rochas do maciço de Caculé apresentam, textura granoblástica, com
cristais de microclina, plagioclásio e quartzo reunidos em agregados poligonais,
estando a biotita em palhetas irregulares associadas a cristais de hornblenda e
allanita, minerais opacos, titanita, allanita e massas irregulares de apatita,
intimamente associados a biotita e anfibólio, e finos cristais de apatita e zircão,
freqüentemente inclusos nos feldspatos, compõem a mineralogia acessória (Bastos
Leal et al. 2000). Análises isotópicas
207
Pb/
206
Pb
(zircão) revelaram idade de
cristalização de 2019 ± 32 Ma. As idades modelo Sm/Nd variam entre 2,63 e 2,74
Ga e apresentam ƐNd(t) variando entre (-6,8 a -7,9), valores das razões isotópicas
87
Sr/ 86Sr variam entre 0,704-0,710 (Bastos Leal et al. 2000).
29
O maciço do Rio do Paulo está alojado nos terrenos do Bloco Gavião e nas
rochas metavulcanossedimentares do Complexo Ibitira- Brumado (Menezes Leal et.
al. 2005). Este maciço é constituído por rochas relativamente homogêneas, com
coloração variando de cinza claro a escuro, granulação grossa, composto
essencialmente por biotita granitos e hornblenda, biotita granitos, fortemente foliados
por uma tectônica de cisalhamento, que define por vezes estruturas em “augen”
(Menezes Leal et. al. 2005). Apresentam textura milonítica com porfiroclastos de
microclina (10%) e quartzo (20%) imersos em matriz fina de plagioclásio, quartzo e
microclina (a matriz representa cerca de 35% do volume total da rocha). A biotita
(≈20%) e hornblenda (≈15%) ocorrem de forma aleatória, enquanto que opacos,
zircão, titanita, monazita e apatita constituem a mineralogia acessória (Menezes Leal
et. al. 2005). Associados a estas rochas ocorrem e glomérulos máficos, além de
enclaves dos terrenos TTG arqueanos (Fróes et. al. 1994; Bastos Leal 1998). Dados
isotópicos indicam idades Rb-Sr de 1959 ± 50 Ma e razões iniciais
87
Sr/86Sr = 0,711
± 0,002, além de idade modelo Sm/Nd T DM = 2,73 Ga e ƐNd(t) = - 6,1 (Bastos Leal
et. al. 2000).
O maciço Iguatemi também intrude as rochas vulcanossedimentares do
Complexo Ibitira-Brumado e os terrenos TTG arqueanos. Estes granitóides,
representados principalmente por biotita-granitos, apresentam coloração variando de
cinza a cinza-róseo, granulação fina a média, composição homogênea e estrutura
levemente foliada, com forte foliação nas porções marginais da intrusão, tipicamente
relacionada aos estágios de evolução magmática (Menezes Leal et al. 2005). A
presença de enclaves de rochas gnáissicas migmatíticas são freqüentes. As rochas
apresentam textura porfirítica com megacristais de microclina (~8%) envolvidos por
matriz fina formada por plagioclásio (≈60%), quartzo (≈20%), biotita (≈10%) e
muscovita (≈2%) (Menezes Leal et al. 2005). A mineralogia acessória é representada
por titanita, allanita, apatita, monazita e zircão. Dados isotópicos Rb-Sr forneceram
idade de 2030 ± 75 Ma e razão inicial
87
Sr/86Sr = 0,704 ± 0,009. As idades modelo
Sm/Nd TDM variam entre 2,9 e 3,7 Ga enquanto o Nd(t) varia entre -8,9 e -13,4
(Bastos Leal et. al. 2000).
30
2.2.2. A Suíte Intrusiva Lagoa Real
A Suíte Intrusiva Lagoa Real (Arcanjo et. al. 2002) corresponde ao
magmatismo plutônico do Aulacógeno do Paramirim e é constituída por rochas
isotrópicas (granito São Timóteo) e gnáissicas (ortognaisses Lagoa Real). O granito
São Timóteo é composto por sienitos a granitos isotrópicos, de coloração creme
acinzentado, granulação média a grossa, localmente pegmatoidal e/ou porfirítica, por
vezes com enclaves máficos microgranulares (Arcanjo et. al 2002). Têm como
principal característica a presença de quartzo azul e feldspatos idiomórficos e,
localmente, remanescentes de hiperstênio. Subordinadamente ocorre outra fácies
isotrópica porfirítica, constituída de hiperstênio quartzossienito de cor castanha e
matriz de granulação média a grossa, cuja característica principal é a presença de
hiperstênio (Arcanjo et. al. 2002).
Em
ambas
as
fácies,
a
orientação
dos
minerais
deve-se
quase
exclusivamente ao fluxo magmático. O granito São Timóteo grada lateralmente para
os ortognaisses Lagoa Real por ação diferencial da deformação, que gera um
gradiente na intensidade e densidade das foliações e propicia o aparecimento de
granitóides com estruturas gnáissicas e augengnáissicas a fitadas que, localmente,
encaixam corpos de albititos ( Arcanjo et, al 2002). Os ortognaisses, a litofácies
mais abundante, tem granulação média a grossa e composição quartzossienítica a
granítica, com hornblenda e/ou biotita (Arcanjo et, al 2002). Os augengnaisses são
de granulação média/grossa a porfiroclástica e correspondem a biotita (hornblenda
subordinada) quartzossienitos a granitos, que têm em comum porfiroclastos (augen)
de K-feldspato (Arcanjo et. al. 2002).
A Suíte Lagoa Real relaciona-se a um magma metaluminoso e calcialcalino
de alto K, produzido essencialmente pela fusão parcial de uma crosta ígnea com
provável contribuição sedimentar. Contudo, a assinatura geoquímica de alguns
elementos-traço indica que também houve a participação de material mantélico
alcalino na fonte do magma progenitor (Teixeira, 2000). Os estudos isotópicos
referentes ao granito SãoTimóteo e aos ortognaisses Lagoa Real definem idades UPb (zircão) de 1.725 Ma (Turpin et al., 1988) e 1.746 Ma (Pimentel et al.,1994), PbPb de ca. 1.710 Ma e Rb-Sr de ca. 1.710 Ma (Cordani et al., 1992) e confirmam a
cogeneticidade entre as diversas tectonofácies da suíte (Arcanjo et, al 2002).
31
2.2.3. Supergrupo Espinhaço
Essa é a principal unidade que representa o preenchimento da feição
morfotectônica conhecida como Aulacogéno do Paramirim (Pedrosa-Soares 2001),
ou Aulacogéno do Espinhaço (Inda e Costa 1982). Segundo Barbosa e Dominguez
(1996), o Supergrupo Espinhaço consiste de sedimentos essencialmente terrígenos
com contribuição vulcânicas ácidas a intermediarias na sua base. Na Bahia esta
unidade aflora na serra do Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina.
A divisão estratigráfica do Supergrupo Espinhaço é motivo de estudo de
inúmeros autores, com os primeiros trabalhos sendo realizados no começo do
século passado por Derby (1906) e Branner (1910), sendo a partir daí propostas
outras correlações e empilhamentos estratigráficos por outros autores até o presente
momento.
Na serra do Espinhaço Setentrional Dominguez (1993) reconheceu três
seqüências. A primeira, na base, denominada de Seqüência Deposicional Borda
Leste, repousa diretamente sobre o embasamento arqueano e é composto na base
por rochas efusivas ácidas (riolitos), seguido por quartzitos com estratificação
cruzada de grande porte de origem eólica que passam para quartzitos e filitos
interestratificados, depositados em ambiente marinho plataformal dominado por
tempestades. A segunda, denominada de Seqüência Deposicional Espinhaço,
repousa
discordantemente
sobre
a
sequência
mencionada
anteriormente,
constituída na base por intercalações de camadas de quartzito com estratificação
cruzada acanalada de origem fluvial que incluem seixos de diversas litologias e
camadas de quartzito com laminação plano paralela de origem eólica. Estas
intercalações passam em direção ao topo para quartzitos com estratificação cruzada
do tipo hummocky e marcas de ondulação de granulação grossa depositados em
ambiente litorâneo. Este por sua vez gradam verticalmente para filitos granadíferos,
localmente grafitosos, depositados em ambiente relativamente profundo.
Por fim, tem-se a Sequência Deposicional Gentio que repousa diretamente
acima da Sequência Deposicional Espinhaço, sendo constituída por intercalações de
camadas de quartzito médio a grosso e filito, interpretadas como lobos turbidíticos
depositados por correntes de turbidez de alta densidade.
Por sua vez, Dominguez & Barbosa (1996) dividiram o Espinhaço Setentrional
em dois Grupos: o Grupo Borda Leste, com a mesma composição litológica da
32
Sequência Deposicional Borda Leste descrito anteriormente, e o Grupo Serra Geral
com a mesma composição litológica das Sequências Deposicionais Espinhaço e
Gentio. Neste último caso tem-se as seguintes formações: Formação Salto
constituído por duas litofácies; S1 (quartzitos médios á finos por vezes
conglomeráticos) e S2 (quartzitos finos a médios bem selecionados), Formação Sítio
Novo constituído por três litofácies: T1 (quartzitos médios, sericíticos, com grande
quantidade de estratificações cruzadas dos tipos acanaladas e espinha de peixe), T 2
(quartzito avermelhado de granulação fina, sericítico, com intercalações de filito
grafitoso, com laminação plano paralela), T3 (quartzitos de granulação média á fino,
com estratificação cruzada do tipo hummocky) e por fim a Formação Santo Onofre
constituída por duas litofácies: G1 (filitos granadíferos, grafitosos com intercalações
de quartzitos, com marcas onduladas), e a G2 (Quartzitos e filitos).
Em uma outra concepção estratigráfica, Schobbenhaus (1996) dividiu o
Espinhaço Setentrional em dois grupos: o Grupo Oliveira dos Brejinhos, composto,
da base para o topo pelas formações: Pajeú (arcóseos, conglomerados, vulcanitos),
Bom Retiro (quartzitos, conglomerados), Fazendinha (quartzitos, xistos) e Serra da
Vereda (dumortierita e/ou cianita-quartzitos).
Inda & Barbosa (1978), Costa & Silva (1980), Dominguez (1996) e
Schobbenhaus (1996) sugerem que a bacia do Espinhaço pode ser interpretada
como um rift de orientação meridiana que, na sua fase inicial, esteve condicionado a
um vulcanismo félsico, em ambiente continental, associado a sistemas fluviais, de
leques aluviais e eólicos. Em direção ao topo, a bacia grada para sistemas fluviodeltáico a marinho de águas rasas.
Diferente das propostas apresentadas por Schobbenhaus (1996) e Barbosa &
Dominguez (1996), Danderfer & Dardenne (2002), utilizando o conceito de
aloestratigrafia dividiram o Espinhaço Setentrional em oito sintemas (unidades
limitadas por discordâncias ou descontinuidades em uma bacia sedimentar). Os
seguintes sintemas foram identificados por aqueles autores: (i) Sintema Algodão,
unidade que apresenta uma espessa sucessão siliciclástica com ocorrências locais
de rochas vulcânicas, que ocorre em contato discordante com o embasamento préespinhaço; (ii) Sintema São Simão, unidade sobreposta também ao embasamento
pré-espinhaço, com seu contato não definido claramente. Consiste em rochas
vulcânicas deformada em graus variados, predominando riolitos com riodacitos
subordinado, e em áreas com deformação moderada a alta observa-se quartzo-
33
muscovita xisto com foliação milonítica; (iii) Sintema Sapiranga, unidade sobreposta
ao Sintema Algodão por contato brusco, consistindo em conglomerado basal,
arenitos feldspáticos, com estratificação cruzada acanalar e planar, arenitos puros a
feldspáticos, finos a médios e com estratos cruzados de grande porte, pelitos e
vulcânicas intermediárias; (iv) Sintema Pajéu unidade que segundo o autor é a
sequência basal do Espinhaço Setentrional, composta predominantemente por
conglomerados, arenitos e pelitos, estando assentada sobre o embasamento préespinhaço e o Sintema Sapiranga. Esta unidade apresenta três formações, a Riacho
Fundo consistindo de conglomerados polimíticos maciços e gradacionais, arenitos
feldspáticos com estratificação cruzada acanalada e tabular, formação Ipuçaba que
compreende arenitos finos a muitos finos, interestratificados com pelitos e a
formação Bomba que reúne rochas vulcânicas, vulcanoclásticas e epiclásticas
félsicas a intermediárias; (v) Sintema Bom Retiro, composto por sequência de
quartzo-arenito bem selecionado com estratificações de grande porte, assentandose discordantemente sobre o sintema Pajéu; (vi) Sintema São Marcos situada acima
do Sintema Bom Retiro, apresentando as seguintes formações: Formação Riacho do
Bento que compreende metarenitos muito finos a grossos, feldspáticos ou micáceos
com estratificação cruzada e intercalações subordinadas de metapelito e Formação
Fazendinha com constituição semelhante à unidade descrita anteriormente; (vii)
Sintema Sítio Novo, situada logo acima do Sintema descrito anteriormente,
constituída por conglomerados e microconglomerado na sua base, arenitos finos a
muito grossos de natureza quartzítica a feldspática, além de mármores dolomíticos e
calcíticos com estromatólitos; (viii) Sintema Santo Onofre, unidade mais nova,
composta
por
metapelitos,
predominantemente
carbonosos,
com
o
topo
apresentando intercalações de arenito fino a médio, além de brechas sedimentares
e, em menor volume, conglomerados com ocorrências de interestratificação com
arenitos grossos a muito grossos.
Assim como visto para o Espinhaço Setentrional, no caso da Chapada
Diamantina também possui inúmeros estudos acerca de sua divisão estratigráfica,
com os primeiros trabalhos ocorrendo no inicio do século passado. Dominguez
(1993) definiu três sequências deposicionais: Sequência deposicional Paraguaçu Rio dos Remédios, que compreende quartzitos feldspáticos, siltitos, folhelhos e
camadas descontínuas de conglomerados que exibem uma grande variabilidade
lateral de fácies. Este autor afirma identificou ainda rochas efusivas ácidas (dacitos,
34
riolitos e tufos), além de conglomerados e quartzitos com estratificação cruzada de
grande porte de origem eólica, siltitos e pelitos com marcas de ondulação, arenitos e
conglomerados grossos com estratificação cruzada acanalar de origem fluvial.
A segunda sequência deposicional definida por Dominguez (1993) foi a
Tombador-Cabloco, que é constituída por arenitos grossos a muitos grossos
arcoseanos, com estrato cruzado acanalados de origem fluvial, sedimentos de
origem eólica, lamitos e arenitos finos depositados em plataforma marinha rasa. Por
fim, a última sequência deposicional definida por aquele autor foi a Morro do
Chapéu, que é composta por conglomerados e arenitos conglomeráticos com
estratificação cruzada acanalada de origem fluvial, arenitos bem selecionados com
estratificação cruzada de médio porte e lamitos com acamamento ondulado
lenticular, de ambiente estuarino.
Silva Pedreira (1994) definiu três grupos litoestratigráficos para o Espinhaço
Oriental: Grupo Rio dos Remédios, Grupo Paraguaçu e Grupo Chapada Diamantina.
Por sua vez, Dominguez e Barbosa (1996), baseado em Dominguez 1993, dividiram
esse Supergrupo na Chapada Diamantina em dois grupos estratigráficos,
denominados de Paraguaçu e Chapada Diamantina. O Grupo Paraguaçu, apresenta
a mesma constituição litoestratigráfica da Sequência Deposicional Paraguaçu – Rio
dos Remédios, a mesma situação ocorre com o Grupo Chapada Diamantina com
seus
constituintes
apresentando
a
mesma
composição
das
Sequências
Deposicionais Tombador- Cabloco e Morro do Chapéu. Por fim, Guimarães et al,
(2008), da base para o topo: Formação Serra da Gameleira, Grupo Rio dos
Remédios, Grupo Paraguaçu e Grupo Chapada Diamantina, excluindo-se a
Formação Morro do Chapéu desse conjunto.
As primeiras datações, para se obter a idade de formação da Bacia que
comporta os sedimentos do Supergrupo Espinhaço foram realizadas por Jardim de
Sá et al (1976). Ele através do método Rb/Sr em rochas metavulcânicas da
Chapada Diamantina obteve a idade mínima em torno de 1.175 ± 120Ma. Esse
mesmo autor encontrou no Espinhaço Setentrional idade Rb/Sr em torno de 1.150 e
750 Ma, valores que marcariam rejuvenescimentos durante eventos metamórficos
no Meso e Neoproterozóico. Por outro lado, Babinski et al. (1994), através do
método U/Pb em rochas vulcânicas da formação Ouricuri do Ouro, obteve idade de
1.748 ± 1Ma, enquanto Schobbenhaus et al., (1994) também utilizando o método
U/Pb, em rochas da formação Rio dos Remédios encontrou idades em torno de
35
1.752 Ma , valores estes interpretados como época do vulcanismo e início da
formação do rifte Espinhaço.
2.2.4. Rochas Intrusivas Básicas
São corpos intrusivos no Supergrupo Espinhaço ocorrendo na forma de sills e
diques. Trata-se de gabros/diabásios e dioritos cinza-escuro a esverdeado, de
granulação fina a média, que mostram quase sempre textura ofítica a subofítica
(Arcanjo et. al. 2002). No geral são isotrópicos, embora foliações de fluxo magmático
primário paralelas às paredes das intrusões não sejam raras, localmente pode
ocorrer dobras e boudins. (Arcanjo et. al. 2002).
Para Tanner-de-Oliveira & Corrêa-Gomes (1996) os corpos máficos que
intrudem a Chapada Diamantina formam a maior províncias de diques do estado da
Bahia, sendo resultado do magmatismo basáltico fissural que atingiu a Chapada
Diamantina. Sua composição mineralógica é majoritariamente de plagioclásio do tipo
labradorita e andesina e piroxênios do tipo augita-hiperstênio e augita-piegonita,
encontrando-se também, cristais de quartzo e biotita. A mineralogia acessória é
composta por magnetita, apatita.
A partir de determinações geocronológicas K-Ar Sá et. al. (1976b) apontaram
um intervalo entre 1.200 e 500 Ma para essas intrusões básicas. Babinski et. al.
(1999) obtiveram idade U-Pb, em zircões de anfibólio-gabro intrusivo na Formação
Mangabeira (Grupo Paraguaçu), de 1.514 Ma; enquanto Machado et al. (1989),
através do mesmo método, dataram os metabasitos que atravessam o Supergrupo
Espinhaço em 906 Ma ( Arcanjo et, al 2002). Danderfer et al (2009), através do
método
207
Pb/206Pb encontrou uma idade de 854 Ma, em um zircão retirado de um
dique máfico presente na Chapada Diamantina. Martins et al (2008) através do
método U-Pb encontrou Idades 1496± 3.2 Ma, em zircão de um gabro presente na
Chapada Diamantina.
2.2.5. Supergrupo São Francisco
Segundo Dominguez & Barbosa (1996), o Supergrupo São Francisco,
unidade sobreposta ao Supergrupo Espinhaço, compreende um conjunto de rochas
terrígenas e carbonáticas depositadas em ambiente marinho com influencia
36
glaciogênica. Assim como visto no Supergrupo Espinhaço, esta unidade pode ser
dividida em duas contrapartes, ocidental, na Bacia do São Francisco, e oriental, na
Chapada Diamantina.
O domínio ocidental (Bacia do São Francisco) é composto pelos Grupos
Macaúbas e Bambuí. O Grupo Macaúbas é constituído por diamictitos e outros
sedimentos glaciogênicos de pouca espessura (Barbosa et. al. 1996), sendo
sobreposto por rochas siliciclásticas e calcários interestratificados do Grupo Bambuí,
que é subdividido das formações Sete Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do
Jacaré e Serra da Saudade (Barbosa et. al. 1996). A respeito da idade do Grupo
Macaúbas pode-se citar uma isócrona Rb-Sr obtida de metagrauvacas do
conglomerado polimítico aflorante na estrada entre as cidades de Sebastião
Laranjeiras e Palmas de Monte Alto, com a idade de 550 Ma por Mascarenhas &
Garcia (1987). Esses dados, associados aos obtidos para a sedimentação do Grupo
Bambuí, levam vários autores a admitir que a sedimentação do Grupo Macaúbas
teria ocorrido no intervalo de 950 a 600 Ma (Arno 1993). Para o Grupo Bambuí
diversas datações foram feitas, obtendo-se idades variadas. Amaral & Kawashita
(1967) foram os responsáveis pelas primeiras datações geocronológicas, obtendo
pelo método Rb/Sr em rocha total uma isócrona de 600 Ma. Marchese (1974)
descreve em Minas Gerais estromatólitos Gymnosolenides, atribuindo-lhes uma
idade entre 600 e 950 Ma (Arno 1993). Oliveira (1989) comenta que as datações
K/Ar, Rb/Sr e Pb/Pb de rochas Bambuí, bem como estudos feitos sobre
estromatólitos, revelam uma maior incidência de valores entre 900 e 600 Ma,
admitindo que a sedimentação do Grupo Bambuí deva ter se dado nesse intervalo
(Arno 1993).
A parte oriental é representada pelo Grupo Una que é composta pela
Formação Bebedouro, na base, sendo constituída predominantemente por
diamictitos de origem glacial. Essa unidade é sobreposta pela Formação Salitre, que
é constituída por várias litofácies carbonáticas depositadas em ambiente marinho
raso com constante agitação de ondas, e em ambiente de do tipo planície de maré
(Barbosa et, al 1996). Uma isócrona Rb/Sr de 900 Ma sobre frações finas da
Formação Bebedouro (equivalente oriental do grupo citado) foi obtida por Cordani &
Brito Neves, (1978). Para o Grupo Una, Macedo (1982) através do método Rb/Sr em
pelitos da formação Bebedouro, indicou idade de deposição de 932 Ma. Já Misi et.
al. (1996) através de isótopos de carbono e oxigênio, combinados com o método
37
Sr87/Sr86 , sugere uma idade de 550 Ma, que deve estar relacionada com as
deformações dessa unidade, no Neoproterozóico.
2.3. GEOLOGIA ESTRUTURAL
O Bloco Gavião é marcado por um conjunto complexo de estruturas que muito
pouco vem sendo estudado ao longo dos últimos anos por pesquisadores baianos e
nacionais. Estruturas dômicas são noticiadas na região de Brumado por SantosPinto (1996) que acomodam o Domo de Aracatu. Recentemente, Cruz et. al. (2009)
identificaram o Domo de Lagoa da Macambira, na região de Ibitira. Estudo recentes
sugerem a existência de outros domos na região entre as cidades de Ibitira e Vitória
da Conquista (Cruz et al. 2009). Contornando esses domos, e de acordo com esses
autores, uma série de zonas de cisalhamento podem ser identificadas, com idade
ainda complexa. Em especial, a zona de cisalhamento Iguatemi apresenta uma
orientação geral NNW-SSE com inflexão para ENE-WSW e NW-SE (Cruz 2004,
Cruz et. al. 2009). Essas zonas foram reativadas durante a formação do Aulacógeno
do Paramirim corresponde a um par de riftes que se sucederam no Paleo/meso e no
Neoproterozóico (Schobenhaus 1996). Segundo Danderfer (2000), duas fases
principais relativas à abertura do Aulacógeno do Paramirim podem ser identificadas.
A primeira seria frontal e a segunda Obliqua.
A porção invertida do Aulacógeno do Paramirim é o Corredor do Paramirim,
que foi definido e delimitado por Alkmim et. al. (1993). Esse corredor compreende o
Espinhaço Setentrional a oeste, os Vales do Paramirim e São Francisco no centro, e
a borda ocidental da Chapada Diamantina a leste e é limitado na parte norte pelas
faixas Rio Preto e Riacho do Pontal e a sul pela faixa Araçuaí. Para Alkmim et. al.
(1993) o Corredor do Paramirim corresponde a uma faixa de deformação com
orientação geral NNW/SSE e representaria uma zona de inversão máxima do
aulacógeno citado. De acordo com Cruz (2004) , a arquitetura regional do Corredor
do Paramirim é dominada por um sistema de falhas e dobras de orientação NNWSSE, que interagem com o embasamento.
Para Cruz (2004) e Guimarães et. al. (2008), na Chapada Diamantina a trama
regional é composta por dois conjuntos de estruturas: O primeiro composto por
arranjo de expressivas sinclinais com duplo caimento suave, normais ou localmente
invertidas, articuladas por antiformes estreitas, muitas vezes com a zona de
38
fechamento rompida por cisalhamento. As dobras se dispõem ao longo do trend
regional NNW-SSE e apresentam vergência geral para nordeste. O segundo por
conjunto de estruturas, materializado por um feixe de zonas de cisalhamento dúctil a
dúctil-rúpteis com identidade comum e uma flagrante continuidade através do
embasamento e da cobertura. Estas zonas de cisalhamento desenvolvem um
padrão conjugado com as dobras, com as quais mantém uma relação de
interdependência e controlam a geometria final destas estruturas.
De acordo com Lagoeiro (1990), no extremo Setentrional do Corredor do
Paramirim as estruturas dominantes estão afetadas por uma segunda família de
estruturas compressionais, de orientação geral E-W. No setor da Chapada
Diamantina tem sido identificado um conjunto de zonas de cisalhamento, dobras e
um sistema de duplex vergente para sul. Essas estruturas estariam associadas ao
desenvolvimento das faixas orogênicas Riacho do Pontal e Rio Preto durante o
Neoproterozóico. Para a parte extremo Meridional da Chapada Diamantina segundo
Cruz (2004) e Cruz & Alkmim (2006), as estruturas dominantes de orientação
NNW/SSE se superpõem a um conjunto de estruturas de orientação E-W e
vergentes para norte.
2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA
Para o Arqueano-Paleoproterozóico, Arcanjo et. al. (2002) sugere que a
evolução tectônica da área teria iniciado por volta de 3.300 Ma, com a formação de
uma crosta siálica primitiva constituída por protólitos do Complexo GnáissicoMigmatítico. Posteriormente, entre 3.300 e 3.200 Ma, ocorreu a fragmentação da
crosta siálica primitivas com a deposição de associações vulcanossedimentares
(protólitos dos complexos Ibitira-Ubiraçaba, Ibiajara, Boquira e Riacho de Santana).
Entre 3.000 e 2.700 Ma ocorre um processo orogenético devido a subducção de
uma placa oceânica sobre outra placa oceânica primitiva, com a primeira sofrendo
fusão parcial, tendo por consequência a geração de plútons TTG‟s (protólitos do
embasamento pré-espinhaço e do Complexo Santa Isabel). Nesse período houve a
construção de um prisma acrescionário, além de deformação tangencial e
metamorfismo nas fácies xisto verde e anfibolito. (Fig.2.3).
Ainda de acordo com Arcanjo et. al. (2002) entre 2.400 e 2.300 Ma ocorreu
novo processo orogenético, com uma deformação tangencial e o metamorfismo
atingindo a fácies granulito (consolidação do complexo Santa Isabel). Por fim, entre
39
2.200 a 2.000Ma, ainda de acordo com aqueles autores, ocorreu intenso
espessamento crustal promovendo a fusão parcial da porção inferior da crosta
siálica
gerando
retrabalhamento
(migmatização)
de
litologias
existentes.
Posteriormente ocorre o período de relaxamento pós-compressional do orógeno com
geração de magmatismo híbrido (componente mantélica de natureza alcalina com
produto da fusão parcial de crosta TTG), produzindo intrusões granitóides (batólito
de Guanambi e granitos de Boquira e Veredinha) (Fig 2.3).
Figura 2.3- Modelo evolutivo proposto por Arcanjo et. al. (2002), para o arqueano-paleoproterozóico
do bloco Gavião.
40
Para Delgado et. al. (2004), a evolução tectônica dos terrenos TTG‟s do bloco
Gavião é marcada por diversos episódios magmáticos. Os dados isotópicos e
químicos indicam que os componentes mais antigos dessas suítes foram
cristalizados a partir de magmas juvenis de derivação mantélica, enquanto os mais
jovens apresentam variados graus de contaminação por material crustal (Delgado et.
al. 2004). As idades U-Pb de cristalização magmática dessas rochas mostram a
existência de sucessivos episódios de acresção ocorridos entre 3,4 e 3,0 Ga,
coerente com as idades-modelo TDM, distribuídas no intervalo de 3,1 a 3,6 Ga. No
intervalo 3,17–3,15 Ga, intrudem no Bloco Gavião, granodioritos porfiríticos de
tendência calcialcalina intrusivos nos ortognaisses TTG paleoarqueanos do domo de
Sete Volta (Martins et. al. 1991, 1997).
Para as sequências metavulcanossedimentares, Barbosa et. al. (2003),
defende que estes foram gerados com a produção inicial de rochas vulcânicas
continentais com idades em torno de 3,3 Ga (Sub-Vulcânicas ácidas do ContendasMirante). Estes vulcanitos, após a separação das bordas das bacias intracratônicas
e “oceanização”, foram superpostos por komatiitos basais, basaltos toleiíticos com
pillow-lavas, rochas piroclásticas e sedimentos químico-exalativos com idade da
ordem de 3,2 Ga (Formações Ferríferas Bandadas). Em seguida as supracrustais
foram soterradas por sedimentos detríticos com idades mínimas de 3,0-2,8 Ga
(Sedimentos Detríticos dos Greenstone Belts de Umburanas e de Guajerú) (Barbosa
et al 2003).
Ainda
de
acordo
com
Barbosa
et.
al.
(2003),
a
crosta
granítica/granodiorítica/migmatítica, predominante no Bloco Gavião, está equilibrada
na fácies anfibolito e exibe idades de 3,4 a 2,7 Ga (Ex: Granito Malhada de Pedra).
As idades mais jovens são interpretadas como produto da fusão parcial da crosta
continental antiga, TTG (Santos-Pinto 1996) durante o fechamento das bacias
intracratônicas antes referidas.
A evolução das bacias que comportam o Supergrupo Espinhaço é motivo de
controvérsia entre vários autores. Para Costa & Inda (1982), a área onde está
instalada o Supergrupo Espinhaço é interpretada como um aulacógeno. Segundo
este autor a evolução deste aulacógeno estaria marcada por uma alternância entre
períodos de soerguimento e subsidência, acompanhados ou seguidos de
deformação, metamorfismo e erosão das unidades já depositadas. Inicialmente em
1.750Ma ocorre a individualização da fossa aulacogênica com a formação de um par
41
antéclise-sinéclise, cujo limite é marcado por uma zona de ruptura que representa o
eixo do aulacógeno. Nesta fase a sedimentação ocorreu majoritariamente na região
de sinéclise, com a região da antéclise permanecendo soerguida neste estágio.
Entre 1.700Ma e 1.400Ma ocorre à deposição da parte inferior do Supergrupo
Espinhaço, representado por sedimentação vulcanogênica. O fim deste episódio foi
marcado por levantamento de blocos, deformações e erosão, tendo do espinhaço
inferior como de unidades do embasamento.
Já entre 1400Ma e 1000Ma ocorre a deposição das unidades do Espinhaço
Médio em um novo processo de subsidência onde ocorre um alargamento do sítio
sedimentar para leste, o qual engloba parte da área da sinéclise adjacente. O final
desta fase estaria marcado por uma nova tectogênese e metamorfismo, sendo
seguida por intrusões fissurais pós-orogênicas de rochas básicas na forma de sills,
lacólitos e diques, com idades em torno de 1.100Ma e 1.000Ma. Esse metamorfismo
teria sido o responsável pela a xistificação das unidades do Grupo Rio dos
Remédios. Após um período de erosão das unidades antigas ocorre a deposição
dos sedimentos que formaram as unidades do Espinhaço Superior. Nesta fase
ocorre um alargamento do sitio deposicional na direção leste e oeste.
Posteriormente ocorre uma nova fase de metamorfismo e deformação afetando
todas as unidades constituintes do Supergrupo Espinhaço. Para em seguida ocorrer
a deposição dos sedimentos do Supergrupo São Francisco.
Para Shobbenhaus (1996), a partir de dados de integração regionais e de
dados geocronológicos a evolução do Supergrupo Espinhaço se deu a partir do
desenvolvimento de duas tafrogênese superpostas, seguidas por fases de
subsidência flexural. O primeiro processo de tafrogênese ocorreu entre 1750Ma e o
segundo a 1000Ma. A fase inicial deste rifteamento é marcada por um vulcanismo
essencialmente félsico associado a uma sedimentação detrítica continental, ainda
nesta fase ocorreu à geração de granitos (Suíte Lagoa Real) que intrudiu o
embasamento pré-espinhaço.
Ainda de acordo com Shobbenhaus (1996) entre 1000 Ma e 900Ma ocorreu
outro processo de rifteamento, (Rifteamento Macaúbas) onde o arqueamento crustal
devido a fase extensional, levou ao levantamento e erosão parcial da cadeia do
Espinhaço, sendo que em algumas áreas o nível de exumação alcançou as
unidades basais ou provocou a sua erosão total. Nesta fase também ocorre à
intrusão de rochas básicas no Supergrupo Espinhaço e no embasamento.
De
42
acordo com esse autor, as deformações que afetaram as rochas dos Supergrupos
Espinhaço e São Francisco seriam neoproterozóicas, diferente do que foi proposto
por Costa & Inda (1982).
De acordo com Dominguez (1996) a evolução do Supergrupo Espinhaço
estaria associado a uma bacia poli-histórica do tipo sucessora. Segundo este autor a
evolução do Supergrupo Espinhaço se inicia por volta de 1,7 Ga, com uma fase de
estiramento crustal, onde foram gerados rochas efusivas e seus correspondentes
plutônicos no andar inferior do Supergrupo São Francisco, associado a uma
sedimentação que formariam os depósitos dos grupos Borda Leste e Paraguaçu. O
fim desta fase é marcada por um soerguimento gerando uma discordância de
caráter regional que afetou toda a bacia. Após esse episódio de soerguimento
ocorreu um novo processo de subsidência gerando a sedimentação dos depósitos
dos grupos Serra Geral e Chapada Diamantina. Por fim após inúmeros processos de
variações do nível do mar ocorre uma glaciação que formou os depósitos do
Supergrupo São Francisco.
Para Guimarães et. al. (2008) o Supergrupo Espinhaço também se
desenvolveu
a
partir
de
duas
bacias
superpostas
durante
o
paleo
e
mesoproterozóico, denominadas de bacias do Espinhaço Setentrional e da Chapada
Diamantina. Segundo este autor no paleoproterozóico, durante a tafrogênese
estateriana, ocorreu adelgaçamento da crosta continental da região (embasamento
pré-Espinhaço) e formação de uma bacia flexural, sendo que em seguida há
deposição de sedimentos continentais eólicos cujas relações de contato com as
unidades Pré- Espinhaço e sinrifte são de caráter discordante erosivo e angular (Fig.
2.4).
Figura 2.4- Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), da fase pré-rifte nas bacias do
Espinhaço Oriental e Chapada Diamantina.
43
Em resposta ao prosseguimento das condições do regime extensional sobre a
crosta arqueano-paleoproterozóica ocorria à formação da fase inicial do rifte, Essa
extensão da crosta reativou lineamentos estruturais já existentes e gerou
fraturamentos nas direções NNW-SSE e WNW-ESE. Posteriormente ocorreu fusão
parcial da crosta dando origem a um magmatismo anorogênico, alcalino potássico,
documentado por representantes plutônicos metaluminosos (Suíte Intrusiva Lagoa
Real) e vulcânicos/subvulcânicos (no domínio do Espinhaço Setentrional e na Bacia
Espinhaço Oriental) (Guimarães et. al. 2008) (Fig 2.5).
Figura 2.5 - Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), da fase sin-rifte nas bacias do
Espinhaço Oriental e Chapada Diamantina.
Ainda segundo Guimarães et. al. (2008), no Mesoproterozóico ocorreu a
instalação de uma sinéclise alongada na direção N-S, gerando uma nova fase
extensional, controlada por subsidência flexural da crosta. Nessa bacia foram
armazenados sedimentos siliciclásticos e carbonáticos, depositados sobre superfície
discordante erosiva, em ambientes continental costeiro eólico-fluvial e marinho
plataformal (Superseqüência Tombador/Caboclo). A passagem das unidades
marinhas para as unidades continentais é gradacional (Fig 2.6).
44
Figura 2.6- Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), para a Bacia da Chapada
Diamantina.
Posteriormente ocorre geração e intrusão, no pacote vulcanossedimentar, de
diques e sills máficos, de filiação toleítica continental, cujas idades situam-se em
torno de 1.500Ma (Guimarães et. al. 2008) (Fig 2.7). No Neoproterozóico Danderfer
(1990, 2000), Cruz (2004), Cruz & Alkmim (2006) e Guimarães et. al. (2008)
sugerem que houve o fechamento do Oceano Macaúbas (ca 620Ma, Pedrosa
Soares,) com geração da Faixa Araçuaí, parte brasileira do orógeno Araçuaí Oeste
Congo, situada no limite sudeste do Cráton do São Francisco. Nesse episódio houve
a inversão parcial do Aulacógeno do Paramirim. A essa fase associa-se a
estruturação dobras e zonas de cisalhamentos que afetam os terrenos arqueanopaleoproterozóicos do embasamento.
Figura 2.7- Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), para à inversão das bacias do
Espinhaço e Chapada Diamantina no Neoproterozóico.
45
CAPÍTULO 3 – ASPECTOS RELEVANTES SOBRE OS GRANITOS
TIPO S
3.1. CARACTERÍSTICAS GERAIS
As rochas graníticas ocorrem em praticamente todos ambientes tectônicos
conhecidos (Tab. 3.1). Em estando presente em vários ambientes, as rochas
graníticas apresentam uma diversidade, de composição mineralógica e química e
significado tectônico. Diversos trabalhos foram publicados na literatura internacional
sobre granitos tipo S, podendo ser destacados; Pitcher (1997), White & Chappell
(1974, 1978, 2001), Barbarin 1990, London 1987 entre outros.
Tabela 3.1. Classificação das rochas granitóides baseados no cenário tectônico de acordo com
Winter (2001).
46
Granitos tipo S são corpos intrusivos bastante comuns em regiões de crosta
continental madura (Hess 1989) e provém da fusão parcial de fontes sedimentares e
metassedimentares
(Supracrustais),
processo
conhecido
como
anatexia
ou
ultrametamorfismo (Chappell & White 1974, 2001). Segundo Winter (2001), a
primeira menção para este tipo de granito foi definido pelos petrólogos australianos
Chappell & White em 1973, ao estudarem plútons graníticos na região de Lachlan no
sudeste da Austrália. O estudo destes autores, junto com outros, definiram as
características gerais dos granitos tipo S.
Mineralogicamente este tipo de rocha é definido por quartzo, feldspato,
plagioclásio (Clarke 1981), além de cristais de biotita, muscovita, granada, cordierita,
minerais aluminossilicatos, estaurolita, turmalina e topázio sendo muito comum a
presença de granada e cordierita na forma de xenocristal (Chappell & White 1974,
2001). Os minerais acessórios mais comuns são monazita, ilmenita e zircão. A
presença dos minerais biotita e muscovita definem este tipo de rocha como granito
duas micas (Tabela 3.2).
Tabela 3.2- Principais minerais presentes nos Granitos tipo S (Clarke 1981).
47
Para as características químicas, de acordo com Chappell &White (1974,
2001) nessas rochas encontra-se um alto valor para a razão K/Na, ou seja altos
valores de potássio e baixo valores de sódio e cálcio. São rochas peraluminosas
com valores da razão Al2O3/(Na2O +K2O+CaO) acima de 1.1, refletindo o alto
valor de alumínio em sua composição.
A tabela 3.3 resume a composição
química de alguns corpos graníticos do tipo S estudados ao redor do mundo.
Tabela 3.3 - Composição química de alguns corpos graníticos do tipo S ao redor do mundo. (1-2)
cordierita-bearing (rolamento) granito (Phillips et al.,1981); (3) leucogranito duas micas e (4)
moscovita-granada leucogranito (Currie and Pajari, 1981); (5) leucogranito de granulação fina
(Goad and Cerny, 1981); (6) granito duas micas (Lee et al., 1981); e (7) biotita granito (Collins et
al., 1982). Fonte: Hess, (1989).
Óxidos
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
(6)
(7)
SiO2
72.2
74.6
73.8
75.6
75.9
71.8
77.0
TiO2
0.3
0.09
0.2
0.03
0.01
0.2
0.2
Al2O3
14.6
13.7
14.8
13.8
13.5
15.3
11.8
FeO
2.4
1.1
1.1
0.9
0.6
1.5
1.4
MgO
1.0
0.6
0.2
0.07
0.03
0.4
0.04
CaO
1.7
1.3
0.9
0.4
0.3
1.8
0.6
Na2O
2.9
2.9
4.2
4.1
3.7
3.3
3.1
K2O
4.5
4.9
4.5
4.7
5.4
3.9
5.0
Al2O3/
(K2O+Na2O+CaO)
1.15
1.10
1.10
1.18
1.08
1.18
1.04
Em relação as propriedades isótopicas os granitos tipo S, apresentam uma
relação alta para a razão Sr87/Sr86 com valores iniciais acima de 0.708 e baixos
valores para a razão
143
Nd/144Nd (Hess 1989). Também apresenta valores altos
para o isótopo de oxigênio, com valores de
18
O com valores acima de 9%.
Para o ambiente tectônico, de acordo com Hess (1987), Pitcher (1997),
Villaros (2010), os granitos tipo S são característicos de regiões de crosta
continental madura. Os plutóns são colocados durante ou tardiamente aos períodos
de deformação e metamorfismo regional, estando frequentemente posicionados
concordante com corpos gnáissicos.
48
3.2. MODELOS E CONTROLES ENVOLVIDOS NA GERAÇÃO DOS
GRANITOS TIPO S
É consenso entre os autores, que os granitos do tipo S provêm do processo
de fusão parcial (anatexia) de fontes sedimentares e metassedimentares da crosta
continental. Em relação aos modelos tectônicos, no que concerne a geração desses
corpos plutônicos a maioria associa à ambientes de colisão continental (Fig 3.1)
sendo que as idades disponíveis para os granitos (pico térmico) marcariam então a
(s) fase(s) de colisão (Machado & Dehler 2002). Assim, para Machado & Dehler
(2002) as idades obtidas nos granitos tipo S devem ser consideradas como idades
mínimas de um evento de espessamento crustal (colisão). Porém, outros autores
têm discutido a possibilidade de fusões crustais expressivas em períodos tardios ao
de espessamento crustal, período este que pode ser muito variável, alcançando
dezenas de milhões de anos. O incremento da fusão parcial pode também ser dado
pela decompression melting devido a taxas suficientemente elevadas de denudação
tectônica (Hollister 1993, Inger 1994, Machado & Dehler 2002).
Fig 3.1-Seção esquemática transversal do Himalaia mostrando a desidratação e fusão parcial de
zonas que produzem os leucogranitos. Fonte: Winter (2001).
A formação dos granitos tipo S pode ser resumida em quatro estágios: fusão
parcial das fontes sedimentares e metassedimentares, segregação do magma com o
resíduo da fonte, transporte e cristalização do magma. Durante estes quatros
estágios a composição do magma pode ser alterada (devido ao transporte do
material de origem ou cristalização fracionada) ou mudada (mistura de magma ou
contaminação crustal) (Villaros 2010). De acordo com aquele autor, a condição de
formação dos granitos tipo S depende da composição da fonte e condições da fusão
49
parcial (P-T-a(H2O)). Para muitos autores a presença ou ausência de fluido também
interefere na formação dos corpos graníticos.
Barbarin (1996) divide os granitos peraluminosos em dois grupos: um
contendo moscovita e outro cordierita. A origem destes granitos é atribuída à fusão
parcial de rochas crustais envolvendo anatexia crustal sob condições „úmidas‟
(primeiro grupo) ou „secas‟ (segundo grupo). De acordo com aquele autor, os
granitos com muscovita são gerados em ambientes tectônicos sob condições de
crosta espessada e afetada por empurrões ou por grandes cisalhamentos crustais,
enquanto os granitos com cordierita são gerados em regiões submetidas à
underplating ou injetadas por magmas do manto. Para alguns autores, o processo
de geração de leucogranitos peraluminosos é inteiramente crustal e não envolve
influxo de material do manto (Patiño Douce 1999, Machado & Dehler 2002).
Para Sylvester (1998), os granitos fortemente peraluminosos são formados
em vários tipos de orógenos como o resultado de processos pós-colisionais. Aquele
autor distingue
os granitóides formados sob
condições de
alta
pressão
(espessamento crustal = 50 km) e de alta temperatura (espessamento = 50 km). Os
primeiros evoluem em dois estágios: (i) estágio de aquecimento radiogênico in situ,
sincolisional e, (ii) estágio de fusão por descompressão pós-colisional. Os últimos
envolvem uma fonte de calor originada no manto, com a temperatura sendo igual ou
superior a 875°C. Ainda segundo o autor, nos orógenos de alta temperatura, a
anatexia crustal é produzida pela delaminação pós-colisional e ascensão da
astenosfera quente.
Por fim, Barbarin (1999) considera que estes granitos são gerados no
momento de „clímax‟ da orogênese, com seus magmas sendo formados durante a
fase tectônica compressiva. A sua colocação ocorre somente em condições
distensiva ao longo de zonas de cisalhamento ou sob condições de relaxamento
local (Machado & Dehler 2002).
50
CAPÍTULO 4- GEOLOGIA DO SIENOGRANITO BROCO
4.1- INTRODUÇÃO
Em torno da região de Ibiassucê, hospedados no Greenstone Belt IbitiraUbiraçaba, foram encontrados granitóides tipo S nunca antes relatados na literatura.
Em afloramento é notável a relação de contato entre os granitóides e as unidades
metapelíticas, que sugerem que a sua formação esteja relacionado com fusões de
rochas metassedimentares.
4.2- ROCHAS ENCAIXANTES DO SIENOGRANITO BROCO
A área de estudo se localiza na parte sudoeste do estado da Bahia, nas
imediaçõe da cidade de Ibiassuçê e inseridas no Bloco Gavião (Sensu Barbosa &
Sabaté 2002). As litologias encaixantes do granitoide Broco são o Greenstone Belt
Ibitira-Ubiraçaba e a Suíte Intrusiva Lagoa Real (Fig. 4.1). Essas unidades são
cortadas pela zona de cisalhamento Iguatemi (Fig. 4.1). Nessa seção será realizada
a descrição dessas unidades.
4.2.1. Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba
Unidade presente nas porções centro ocidental da área de estudo, ocupa
uma extensa faixa de direção N-S (Figs. 4.1, 4.2 e 4.3), de acordo com Cruz et. al.
(2009) é constituído por três conjuntos de rochas com variadas características. O
primeiro conjunto, com maior área de ocorrencia, compreende paragnaisses
indiferenciados constituídos por metarenitos impuros, metapelitos, quartzitos e
migmatitos intercalados com anfibolitos, metagabros e metabasaltos, conjunto este
que forma a maior parte do complexo.
51
Figura 4.1 - Mapa geológico com as unidades presentes na área de estudo e encaixantes do
Granitóide Broco. Modificado de Cruz et. al. (2009).
52
Figura 4.2 – Detalhe do mapa geológico com as encaixantes do Granito Broco. Modificado de Cruz
et. al. (2009).
Figura 4.3 – Detalhe do mapa geológico com as encaixantes do Granito Broco. Modificado de Cruz
et. al. (2009).
53
Os paragnaisses (Foto 4.1) são as rochas encaixantes imediatas do
Granitóide Broco e constituem a maior parte deste conjunto de rochas, sendo
caracterizados por sua diversidade de composição litológica, tendo sido encontrado
intercalações milimétricas de níveis ricos em quartzo e biotita que se alternam com
níveis ricos em quartzo, níveis de metarenitos impuros e níveis metapelíticos ricos
em granada e biotita. Encontram-se também feições que sugerem processos de
migmatização nas rochas constituintes deste conjunto, especialmente na faixa rica
em xistos granatíferos. Nelas é que se hospeda o granitóide Broco, foco dessa
monografia.
Foto 4.1- Paragnaisses do Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba.
Ponto TB-08 (8418636/798167). Vista em perfil.
De acordo com Cruz et. al. (2009), para as rochas máficas podem ser
diferenciados dois grupos: (i) rochas anfibolitizadas anisotrópicas sem preservação
das estruturas ígneas, sendo constituídas predominantemente por proporções
variadas de hornblenda, plagioclásio, k-feldspato, clinopiroxênio, ortopiroxênio e
actinolita; (ii) rochas máficas que ainda preservam estruturas do protólito ígneo,
sendo constituída por proporções variadas de hornblenda, biotita, plagioclásio,
quartzo, clinopiroxênio e actinolita.
O segundo conjunto rochas que compõem o greenstone é formado por xistos
indiferenciados com intercalações subordinadas de mármores, anfibolitos, plutônica
máficas e metabasaltos (Cruz et al. 2009). De acordo com aqueles autores, os xistos
54
compõem a maior parte deste conjunto e se apresentam como quartzo-biotita xisto,
tremolita xistos e estaurolita-granada biotita xisto. Já os mármores apresentariam
uma composição calcítica. Os anfibolitos, por sua vez, seriam anisotrópicos e
fortemente
foliados,
composto
majoritariamente
por
hornblenda,
diopsídio,
plagioclásio, actinolita, clinopiroxênio. As plutônicas máficas e os metabasaltos são
constituídos por ortopiroxênio, hornblenda, clinopiroxênio e plagioclásio.
O terceiro grupo de rochas compreende por quartzitos que estão associados
aos xistos granatíferos. Em geral essas rochas são anisotrópicas e constituídas
predominantemente por quartzo e um pouco de mica branca (Cruz et. al. 2009).
4.2.2. Suíte Intrusiva Lagoa Real
Como pode-se notar na fig 4.1 esta unidade ocupa uma extensa porção mais
a oeste da área de estudo, formando uma faixa de direção N-S e sendo constituída
por um conjunto de rochas granitícas e sienogranitícas que foram deformadas e
gnaissificadas em zonas de cisalhamento (Cruz et. al. 2009). Quando deformadas,
essa unidade foi denominada de ortognaisses Lagoa Real, sendo caracterizada pela
presença de um bandamento composicional que é bem desenvolvido e marcado
pela alternância de níveis ricos em biotita e anfibólio e níveis ricos em quartzo e
feldspatos. Esse bandamento associa-se a uma foliação milonítica, sendo
assinalada pela orientação preferencial da biotita, do anfibólio e do quartzo estirado.
De acordo com Cruz et. al. (2009), mineralogicamente esta rocha é constituída por
quartzo, feldspato e plagioclásio, como acessórios tem biotita, hornblenda, epídoto,
zircão e apatita. Datações em zircões, feita pelo método U-Pb (Laser AblationICPMS) indicaram idade de cristalização em 1764±19 Ma. Rochas granulíticas
ocorrem associadas com essa suíte na forma de lajedos e em contato tectônico com
os ortognaisses Lagoa Real e com os paragnaisses indiferenciados do Greenstone
Belt Ibitira – Ubiraçaba Cruz et al. (2009). Os afloramentos ocorrem em planícies,
mas são escassos e de difícil acesso. Os solos gerados são arenosos, pouco
espessos.
Em
intempericamente,
geral,
essas
com
coloração
rochas
apresentam-se
esverdeada,
exibindo
pouco
alteradas
foliação
finamente
espaçada, mas penetrativa, marcada pela orientação da biotita e do ortopiroxênio.
55
4.2.3. Coberturas Tércio-Quaternárias
Unidade encontrada em na parte sudoeste e sudeste da área de estudo (Fig
4.1) e consiste de sedimentos colúvio- aluvionares, onde o primeiro é formado a
partir do deslizamento de solos e rochas de zonas mais elevadas e o segundo
constituidos por sedimentos arenosos finos a argilosos encontrados principalmente
nas planícies de drenagens.
4.3. GEOLOGIA DO SIENOGRANITO BROCO
O Granitóide Broco está localizado nas imediações da cidade de Ibiassucê. O
nome do corpo advém do fato que os seus principais e mais belos afloramentos
foram encontrados na localidade denominada de Fazenda Broco. Durante o
mapeamento geológico realizado por Cruz et. al. (2009) foram levantados quatro
corpos de extensão mediana, que ocorrem alongados segundo uma direção N-S e
estão alinhados com a zona de cisalhamento Iguatemi. Nesses corpos e nas suas
encaixantes imediatas (Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba e Suíte Lagoa Real), a
foliação existente apresenta uma orientação preferencial segundo N-S. O
Sienogranito Broco está hospedado na unidade denominada por Cruz et. al. (2009),
paragnaisses indiferenciados do Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba especialmente
associado com rochas metapelíticas foliadas ricas em granada. Em campo observase que o contato entre essas unidades é transicional podendo ser notado uma
passagem gradativa dos metapelitos foliados para o Sienogranito Broco (Foto 4.2),
sugerindo processos de fusão crustal em condições de fácies anfibolito (Burcher &
Frey 2002). Nesse processo, a granada e a biotita vão sendo progressivamente
incorporadas à rocha ígnea. Essas feições são muito bem observadas no ponto TB05 (8418388/796533), no qual observou-se feições sugestivas de anatexia (fusão
parcial). Sendo assim, sugere-se que esta rocha é pertence ao grupo dos granitos
de fusão crustal (tipo S).
A fusão acontece em condições dúcteis, mas elevadas pressões de fluidos
podem ter favorecido ao desenvolvimento de fraturas que hospedam diques do
Granitóide Broco (Foto 4.4). De acordo com Cruz et al. (em preparação), as fusões
relacionadas com a fusão dos metassedimentos do Greenstone Belt IbitiraUbiraçaba ocorreu durante o Paleoproterozóico, com idade zircão U-Pb (Laser
56
Ablation-ICPMS) em torno de 2.04 Ga. Um segundo evento metamórfico teria
ocorrido a 560 Ma ( com idade Monazita, U-Pb Laser Ablation-ICPMS).
Rochas
metapelítica
Granitóide
Broco
Foto 4.2- Contato transicional entre o Granitóide Broco
e as rochas metapelítica do Greenstone Belt Ibitira-Ubira
çaba. Ponto TB-05 (8418388/796533), visada em perfil.
Granitóide
Broco
Rochas
metapelítica
Foto 4.3- Contato transicional entre o Granitóide Broco e as rochas metapelítica
do Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba. Notar a presença de diques preenchidos
pelo granitóide em foco. Ponto TB-05 (8418388/796533), visada em perfil.
O Granitóide Broco exibe coloração cinza clara quando preservada do
intemperismo e bege quanto alterado. Em geral, os afloramentos ocorrem sob a
57
forma de lajedos ou em pedreiras abandonadas e os solos associados exibem uma
coloração avermelhada. Esse corpo está inserido na zona de cisalhamento Iguatemi
e em campo esta rocha apresenta-se em geral deformada, anisotrópica, mas
domínios de baixa deformação, com rocha isotrópica, são encontrados isolados
como poods de deformação. Em escala mesoscópica, a granulometria, em geral,
varia de média a grossa, mas domínios com granulometria mais fina podem ser
encontrados. Além disso, é comum a presença de xenocristais de biotita e granada.
Em função da intensidade de deformação, duas tectonofácies foram identificadas: (i)
fácies com baixa intensidade de deformação; (ii) fácies com alta intensidade de
deformação. Na seção seguinte essas Tecnofácies serão descritas.
4.3.1. Fácies com Baixa Intensidade de Deformação
Essa fácies foi encontrada pontos TB-03 (Amostra TB-03A) e TB-05 (Amostra
TB-05B), ambos localizados nas proximidades da fazenda Broco. Os afloramentos
encontrados estão sob forma de lajedos, com um grau de intemperismo de baixa
intesidade associada a um solo de coloração bege. Em geral, essa fácies ocorre
como domínios isolados pouco ou nada deformados que são contornados por zonas
de cisalhamentos que levaram à deformação da rocha. No afloramento TB-03
(8416716/811293) essa relação pode ser observada. Em escala macroscópica as
rochas dessa são isotrópica, não apresentam foliação e a granulação é de média a
grossa (Foto 4.4).
Foto 4.4- Vista do aspecto isotrópico do Granitóide Broco com
xenocristais de biotita e granada. Ponto TB-03 (8416716/811293).
58
Na escala microscópica a rocha apresenta microestruturas ígneas bem
preservadas, tais como holocristalinas, inequigranular, isotrópica, granofírica
(intercrescimento entre o K-feldspato e quartzo), mimerquítica (Fotomicrografia 4.1)
e poiquilítica (apatita inclusa em K-feldspato). Microestrutura de reação metamórfica
pode ser observada pela transformação do K-feldspato em mica branca e do
plagioclásio em mica branca e epídoto.
Kfs
Kfs
Pl
Qtz
Pl
0-1,0mm
0-0,5mm
Fotomicrografia 4.1- Microestrutura mimerquita
na fácies pouco deformada do granitóide Broco.
Nicóis cruzados.
Fotomicrografia 4.2 – Grãos de quartzo (Qtz) nos
interstícios entre os grãos de K- feldspato (Kfs) e
plagioclásio (Pl). Nicóis cruzados.
Há predominância de grãos subedrais (subidiomórficos) e uma minoria de
cristais
anedrais
(idiomórficos),
com
os
contatos
entre
os
minerais
predominantemente irregulares. Duas amostras foram analisadas e nelas a
mineralogia principal é constituída por quartzo, K-feldspato, plagioclásio e em menor
parte por apatita, granada e biotita. A mineralogia acessória é composta por apatita
e minerais opacos. Como mineralogia metamórfica tem-se epídoto e moscovita
(Tabela 4.1). As microestruturas de recristalização por deformação são limitadas,
ocorrendo de forma isolada e pouco representativas. Todas as características ação
sugere que trata-se de um domínio em que a deformação praticamente não se
desenvolveu.
59
Tabela 4.1 - Composição mineralógica modal da fácies de baixa deformação do Granitóide Broco.
Amostra
TB-03A
TB-05B
Coordenadas
8416716/811293
8418388/796533
K-feldspato
Quartzo
Plagioclásio
Biotita
Granada
Moscovita
Epídoto
Apatita
Minerais Opacos
Total
Nome da rocha
43
41
05
04
03
02
01
01
01
100
Sienogranito
42
40
05
04
04
03
01
01
01
100
Sienogranito
K-Feldspato- ocorre como grãos tabulares, subedrais, com granulação
variando entre 0,04 e 20,0 mm (Fotomicrografia 4.1). O contato com outros
exemplares de K-feldspato é interlobado a reto, mas é interlobado freqüentemente
com o quartzo e com o plagioclásio. Por outro lado, com a biotita o contato é reto.
Apresenta estruturas do tipo pertita e em alguns cristais, a geminação da periclinica,
típica da microclina, pode ser encontrada. A extinção é fraca a moderadamente
ondulante. Além disso, de forma muito restrita, feições de recristalização tectônica
pode ser encontrada e revelada pela presença de grãos poligonais envolvendo o
porfiroclasto. Em alguns casos é possível observar a sua transformação para a mica
branca (processo de sericitização). Esse mineral apresenta inclusão de apatita.
Quartzo- ocorre granular, anedral (xenomórfico), com granulometria variando
entre 0,04 e 15 mm. O contato com K- feldspato e plagioclásio é interlobado e com a
biotita é reto. O mineral apresenta extinção moderadamente à fortemente ondulante.
Pode ocorrer recristalizado formando grãos poligonais, que podem alojar-se na
borda de porfiroclastos (Fotomicrografia 4.2). Pode ocorrer também associado com
as microestruturas mimerquitícas e granofírica.
Plagioclásio- Apresenta-se tabular, com grãos que variam entre subedrais a
anedrais. A granulação, por sua vez, varia entre 0,01-10,0 mm. Esse mineral faz
contato amebóide a interlobado com outros grãos da mesma espécime, mas o
contato é interlobado com o quartzo e com o plagioclásio. A geminação típica é a da
albita, que pode ocorrer fracamente deformada, além de formar microestrutura
mimerquitíca (Fotomicrografia 4.1). Devido ao grau de alteração deste mineral não
60
foi possível determinar o tipo de plagioclásio pelo método de Michel-Levy. Há
alteração de cristais de plagioclásio para mica branca e epídoto, sugerindo processo
de saussuritização (Fotomicrografias 4.3 e 4.4).
Mb
Mb
Pl
Pl
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.3- Plagioclásio (Pl) geminado
alterado para mica branca (Mb). Nicóis cruzados.
0-0,5mm
Fotomicrografia 4.4- Plagioclásio (Pl) geminado
alterado para mica branca (Mb). Nicóis cruzados.
Biotita- ocorre placóide, com pleocóismo variando de castanho claro a
castanho escuro. Os grãos são subedrais (subidiomórficos), com tamanho entre 0,08
e 12,0 mm. Esse mineral faz contato reto a interlobado com o K-feldspato
(Fotomicrografia 4.5), quartzo, plagioclásio e contato interlobado com a granada. Em
alguns casos é possível verificar contatos amebóides que sugerem a substituição da
granada pela biotita. Possivelmente, há uma geração que é um xenocristal herdado
da rocha encaixante, mas os contatos interlobados com a granada sugerem que
uma geração pode ter sido formada durante a fusão que resultou na formação do
granitóide.
Bt
Grt
Kfs
Bt
0---1,0mm
Fotomicrografia 4.5- Xenocristal de biotita (Bt)
associado com K-feldspato (Kfs) Nicóis cruzados.
0---0,8mm
Fotomicrografia 4.6- Xenocristal de granada (Grt)
fortemente fraturado. Luz plana
61
Granada- apresenta-se granular, incolor, bastante fragmentada (faturado)
(Fotomicrografia 4.6). Em geral, associa-se com a biotita, com a qual faz contatos
interlobados. Possivelmente, trata-se de um xenocristal herdado da rocha
encaixante (Fotomicrografia 4.6).
Moscovita- Mineral incolor, placóide, xenoblástico, ocorre associado aos
grãos de plagioclásio, K-Feldspato e biotita e substituindo os cristais de K-feldspato
e plagioclásio em suas lamelas da geminação. Neste caso, possivelmente é o
produto da alteração destes minerais em processo de hidratação da rocha.
Epídoto- Mineral de cor verde pálida e incolor, granular que ocorre associado
aos cristais de biotita e plagioclásio, sendo este último alterado em processo de
saussuritização.
Além
disso,
ocorre
preenchendo
fraturas
em
K-feldspato
(Fotomicrografia 4.7).
Apatita- Mineral de alto relevo, incolor, aparecendo como acessório na rocha.
Tem forma prismática e está incluso nos grãos de quartzo e K-feldspato.
Minerais opacos- Ocorrem como grãos xenoblástico nas bordas da biotita,
sugerindo um possível processo de alteração.
Ep
Kfs
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.7- Cristal de Epídoto (Ep)
associado a cristal de K-feldspato (Kfs). Nicóis
cruzados.
A partir da determinação da composição modal e utilizando o diagrama QAP
de Streckeisen (1976), as amostras estudadas foram
Sienogranitos (Figura 4.4).
classificadas como
62
Figura 4.4- Composição modal da fácies de baixa deformação. Campos e nomenclatura segundo
Streckeisen (1976).
4.3.2. Fácies de Média a Alta Intensidade de Deformação
Essa Fácies é a de maior área de ocorrência tendo sido amostrados
afloramentos nos pontos TB-03 (Amostras TB-03B, TB-03C), TB- 04 (Amostras TB04A e TB-04B) e TD-12 (Amostras TD-12A e TD-12B). Os afloramentos encontrados
estão sob forma de lajedos, com um grau de intemperismo de baixa intensidade
associada a um solo de coloração bege.
Em escala mesoscópica a rocha apresenta uma coloração esbranquiçada e
nota-se a presença de uma proeminente foliação marcada pela presença de grãos
estirados de feldspatos e quartzo e pela orientação da biotita (Foto 4.5).
Apesar de predominar a facies de média a alta intensidade de deformação,
nota-se também que em um mesmo ponto existe a coexistência da fácies com baixa
e com média a alta intensidade de deformação, ou seja, domínios de menor
intensidade de deformação podem ocorrer isolados e contornados por domínios
onde a foliação é muito bem desenvolvida, formando Poods de deformação. Essa
particularidade indica que a deformação foi progressiva, particionada e heterogênea.
63
S1
Foto 4.5- Aspecto macroscópico da fácies de alta intensidade de
deformação com foliação marcada pelo estiramento do quartzo e
da biotita. Vista de planta ponto TC-18 (8415468/799718)
O estudo microscópico dessa fácies demonstrou a presença de texturas
ígneas reliquiares do protólito ígneo tais como: porfirítica (revelada pela presença de
fenocristais de feldspato alcalino), poiquilitica (presença de inclusões de xenocristais
de biotita e de grãos de apatita em quartzo e feldspato), granofírica (presença
inclusões de grãos vermiformes de quartzo no k-feldspato (Fotomicrografia 4.8) e
mimerquítica). Entretanto, nas amostras analisadas predominam as texturas
deformacionais
(Fotomicrografia
4.9),
tais
como
inequigranular
bimodal;
granoblástica (revelada pela presença de agregados poligonais de feldspatos e
quartzo); porfiroclástica, milonítica e núcleo manto, marcadas pela presença de
agregados poligonais de quartzo e feldspatos em torno de porfiroclastos;
lepidoblástica (evidenciada pela orientação de biotita e muscovita); reações
(sugeridas pela transformação do K-feldspato em mica branca e do plagioclásio em
mica branca e epídoto). Ribbons de quartzo foram encontrados (Fotomicrografia
4.10). A presença de agregados poligonais em torno de porfiroclastos indica a
presença de processo de recristalização sintectônica à formação da foliação da
rocha. (Fotomicrografias 4.9 e 4.11)
Em geral, os grãos são subidioblásticos, com os contatos entre os minerais
predominantemente curvos, interlobados a suturados. A análise modal revelou a
presença de quartzo, K-feldspato, plagioclásio, biotita, hornblenda, epídoto, apatita,
muscovita e opacos (Tabela 4.2).
64
Tabela 4.2-Composição mineralógica modal da fácies de média à alta deformação do granito Broco
Amostra
TB- 03B
TB-03C
TB-04A
TB-04B
TD-12A
TD-12B
Coordenadas
8416716/
811293
8416716/
811293
8415070/
796215
8415070/
796215
8404020/
797016
8404020/
797016
K-feldspato
Quartzo
Plagioclásio
Biotita
Granada
Moscovita
Epídoto
Apatita
Minerais
Opacos
Hornblenda
Total
Nome da
rocha
38%
34%
15%
06
0%
04%
02%
01%
0%
42%
40%
05%
05%
0%
04%
02%
01%
01%
35%
25%
08%
05%
08%
05%
04%
02%
01%
40%
35%
05%
10%
0%
05%
03%
01%
01%
40%
30%
05%
20%
0%
0%
03%
02%
0%
32%
28%
05%
08%
0%
0%
08%
01%
02%
0%
100%
0%
100%
0%
100%
0%
100%
0%
100%
13%
100%
Sienogranito
Sienogranito
Sienogranito
Sienogranito
Sienogranito
Sienogranito
K-Feldspato- Apresenta-se tabular, subidioblástico, formando porfiroclastos e
agregados de grãos poligonais, denotando uma textura inequigranular bimodal. Nos
porfiroclastos a granulometria atinge 22,0 mm ao passo que nos agregados
poligonais varia entre 0,04 e 0,8 mm. Em geral, o contato entre os minerais de Kfeldspato é curvo a interlobado, podendo ser suturado. Com o quartzo e com o
plagioclásio o contato é interlobado a reto, ao passo que com biotita é reto. Os grãos
apresentam extinção normal à levemente ondulante. Em virtude da microestrutura
granoblástica há uma diminuição do tamanho dos grãos por processos relacionados
com recristalização tectônica (Fotomicrografia 4.9). Notou-se a presença de
geminação Albita-Periclina, sugerindo que tratarem-se de microclina. A substituição
desse mineral para a mica branca sugere feição de alteração metamórfica
(Fotomicrografias 4.10 e 4.11).
65
Qtz
Mi
Kfs
Qtz
0-1,0mm
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.8 - Microestrutura granofiríca
reliquiar. Qtz- Quartzo, Kfs- K-feldspato. Nicóis
cruzados.
Fotomicrografia 4.9 – Microestruturas granoblástica poligonal associada com a presença de
microclina (Mi) e quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
Kfs
Mi
Ms
Ms
Ms
0-0,5mm
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.10 - Detalhe da moscovita (Ms)
associada com a microclina (Mi). Nicóis cruzados.
Fotomicrografia 4.11 - Grão de moscovita (Ms)
associado com K-feldspato (Kfs). Nicóis cruzados.
Quartzo- Ocorre como porfiroclastos e como grãos poligonais, em geral,
granulares (Fotomicrografias 4.12 e 4.13). Os grãos são subidioblásticos, de
granulometria atingindo valores de 24 mm, para os porfiroclastos e 0,04 a 1,6 mm
para os grãos poligonais. O contato quartzo-quartzo é predominantemente suturado
a
interlobado,
com
alguns
casos
amebóides,
com
outros
minerais
são
predominantemente curvos a interlobados. Com a biotita é reto. O quartzo ocorre em
associação com K-feldspato, plagioclásio e biotita, em agregados poligonais ou
como grãos vermiformes hospedados em plagioclásio. Apresenta extinção de leve à
fortemente ondulante. Observaram-se inclusões de cristais de biotita e apatita.
66
Qtz
Mi
Qtz
0-0,5mm
Fotomicrografia 4.12– Microestruturas granoblástica poligonal associada com a presença de
microclina (Mi) e quartzo (Qtz). Notar a presença
de ribbons de quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
0-0,5mm
Fotomicrografia 4.13 – Microestrutura pórfiroclástica, núcleo-manto e milonítica envolvendo
porfiroclasto de quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
Plagioclásio- Ocorre tabular, subidioblásticos, com granulometria variando
entre 0,05-35mm. Os minerais apresentam-se como porfiroclastos ou como
agregados de grãos poligonais na matriz, nesse caso associado com o quartzo e
com o K-feldspato (Fotomicrografia 4.14). O seu contato com os outros minerais é
curvos a interlobado, a exceção da biotita, com a qual faz contato reto. Em geral,
apresentam extinção normal à moderadamente ondulante. Os grãos apresentam
geminação do tipo albita, mas devido ao grau de alteração deste mineral e
deformação não foi possível determinar o tipo de plagioclásio pela metodologia de
Michel Levy. Em alguns exemplares é possível verificar a sua transformação para
mica branca e epídoto, sugerindo processo de saussuritização.
Bt
Pl
Kfs
Qtz
Qt
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.14 – Microestruturas granoblástica poligonal associada com a presença de
plagioclásio (Pl) e quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
0-1,0mm
Fotomicrografia 4.15.- Agregado de xenocristais
de biotita (Bt) em contato com K-feldspato (Kfs).
Luz plana.
67
Biotita- Ocorre placóide, com o pleocroísmo variando do castanho claro ao
castanho escuro, avermelhado. Apresenta-se isolada na matriz ou formando
agregados com a granada (Fotomicrografia 4.15). Seus grãos são de idioblásticos a
subidioblásticos, com granulometria variando entre 0,04 e 2,2 mm. Em geral, o seu
contato com os demais minerais é reto. Pode ocorrer associada a grãos de epídoto,
moscovita e minerais opacos (Fotomicrografia 4.16). A extinção moderadamente
ondulante e pode ocorrer fraturada.
Hb
Bt
Mo
Bt
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.16 - Detalhe da biotita (Bt)
associada com o mineral opaco (Mo) Luz plana.
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.17- Grão de hornblenda (Hb)
associado com biotita (Bt). Luz plana.
Hornblenda- Ocorre tabular, com pleocroísmo, variando do verde claro ao
escuro (Fotomicrografia 4.17). Mineral subidioblástico, sem orientação preferencial,
com granulometria variando entre 0,05 a 15 mm. O contato com outros minerais
ocorre de forma reta, estando associado a grãos de biotita, epídoto e K-feldspato.
Apresenta extinção normal.
Moscovita- Mineral placóide com uma alta birrefringência, associado aos
grãos de biotita. Em geral, em lamelas de geminação dos grãos de K-feldspato e
plagioclásio. Nesse caso possivelmente é o produto da alteração destes minerais em
processo de hidratação (Fotomicrografia 4.10 e 4.11).
Epídoto- Ocorre incolor ou com cor verde pálido, com alta birrefrigência,
granular e associado aos cristais de biotita e plagioclásio, sendo este último alterado
em processo de saussuritização. Uma variedade, a alanita, ocorre coloração
acastanhada e forma granular foi encontra. (Fotomicrografias 4.18 e 4.19)
68
Kfs
Bt
Al
Ep
Bt
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.18 - Xenocristal de biotita em
contato com epídoto (Ep) e K-feldspato (Kfs)
sericitizado. Qtz- Quartzo. Nicóis cruzados.
0-0,8mm
Fotomicrografia 4.19 - Grão de alanita (Al)
associado com biotita (Bt). Nicóis cruzados.
Apatita- Mineral de alto relevo, aparecendo como acessório, junto com o
epídoto e moscovita. Tem forma prismática e ocorre na matriz ou está incluso nos
grãos de K-feldspato.
Minerais opacos- Ocorre formando grãos associados aos grãos de biotita,
como inclusões ou nas bordas daquele mineral. Em geral são granulares, com
tamanho variando entre (Fotomicrografias 4.16 e 4.17).
Segundo o Diagrama QAP de Streckeisen (1976), o protólito das rochas pode
ser classificado como biotita sienogranito com epídoto e hornblenda (Fig. 4.5). A
partir das observações de lâmina, no que tange a presença de feições de
recristalização sintectônica, e considerando o protólito, a rocha foi classificada como
Meta biotita sienogranito milonítico com epídoto e hornblenda.
69
Figura 4.5- Composição modal da fácies de média à alta deformação. Campos e nomenclatura
segundo Streckeisen (1976).
4.3.3. Geologia Estrutural e Tectônica do Sienogranito Broco
A área de estudo está no contexto do Corredor do Paramirim, estrutura que
se formou no Neoproterozóico devido à interação entre o Aulacogéno do Paramirim
e o Orogéno Araçuaí. A estruturação dessa feição gerou uma serie de zonas de
cisalhamentos e entre elas encontra-se a zona de cisalhamento Iguatemi. Esta zona
contornam domínios dômicos e se instalou nas unidades do Greenstone Belt IbitiraUbiraçaba. De acordo com Mesquita (2007) e Cruz et. al. (2009), essa zona de
cisalhamento é marcada por estruturas compressionais com dois movimentos
distintos, reverso sinistral, mais antigo, e reverso destral, mais novo. A idade de
formação do granito Broco, de acordo com Cruz et. al. (2009), é em torno de 2.01
Ga e marca o pico do metamorfismo nessas rochas. De acordo com esta autora um
segundo evento metamórfico é marcado pelas idades U-Pb em monazita, em torno
de 560 Ma. Esse metamorfismo possivelmente está associada com as reativações
reverso destral das zonas de cisalhamento. Nesse contexto estrutural é que se
instalou o Granito Broco. Esse corpo é cortado pela zona de cisalhamento Iguatemi,
que levou à formação da foliação milonitíca nessas rochas, que é representada pela
diminuição do tamanho dos grãos por processo de recristalização tectônica. Além
70
disso, é revelada pelo estiramento do quartzo, feldspatos e pela orientação
preferencial da biotita.
Em virtude da deformação heterogênea, particionada, o Granito Broco
apresenta domínios de média a alta deformação e de baixa deformação. O domínio
de baixa deformação é caracterizado pelo isotropismo da rocha e pela preservação
das estruturas ígneas que foram observadas na escala de lâmina. Para a fácies de
deformação observa-se estiramento dos cristais de quartzo e orientação da biotita.
Além disso, na escala microscópica tem-se a presença de texturas deformacionais
como granoblástica, revelada pela presença de agregados poligonais de feldspatos
e quartzo; porfiroclástica, milonítica e núcleo manto, marcadas pela presença de
agregados poligonais de quartzo e feldspatos em torno de porfiroclastos. A presença
dessas microestruturas sugere que os minerais ígneos foram deformados e reequilibrados na fácies anfibolito.
Feições de reação metamórficas regressivas ou retrógradas são sugeridas
pela transformação do K-feldspato em mica branca e do plagioclásio em mica
branca e epídoto.
A partir dessas informações, pode-se sugerir que a evolução do sienogranito
Broco inicia-se com a fusão (migmatização) de material metapelitico do Greenstone
Belt Ibitira Ubiraçaba e durante esse processo a granada e biotita foram
incorporados à rocha ígnea, ou neossoma (Figura 4.6). A deformação dessas rochas
no neoproterozóico levou ao desenvolvimento de uma trama de fácies anfibolito com
recristalização sintectônica dos feldspatos e do quartzo e geração de texturas núcleo
manto e granoblástica. Por fim ocorre processo de metamorfismo retrogrado em que
há geração de epídoto e mica branca.
Figura 4.6-Modelo para explicar a formação do Sienogranito Broco.
71
CAPÍTULO 5- CONCLUSÕES
A partir do que foi apresentado e discutido, concluiu-se que:
a) O Granitóide Broco possui composição modal compatível com uma rocha
sienogranítica com granada, biotita e moscovita, e foi deformado em zona de
cisalhamento.
b) Em função da intensidade de deformação, no sienogranito Broco podem
ser reconhecidas duas tectonofácies: (i) Fácies com baixa intensidade de
deformação; (ii) fácies com alta intensidade de deformação.
c) A fácies de baixa intesidade é caracterizada pelo isotropismo da rocha em
escala macroscópica e pela preservação de microestruturas ígneas em escala
microscópica, tais como holocristalinas, inequigranular, isotrópica, granofírica
(intercrescimento entre o K-feldspato e quartzo), mimerquítica e poiquilítica (minerais
de K-feldspato incluem cristais de apatita).
d) A fácies com média a alta intensidade de deformação é caracterizada pela
presença de uma proeminente foliação marcada pela presença de grãos estirados
de feldspatos e quartzo e pela orientação da biotita em escala mesoscópica. Em
escala microscópica tem-se a predominância de texturas deformacionais e presença
de agregados poligonais em torno de porfiroclastos, que indica a presença de
processo de recristalização sintectônica à formação da foliação da rocha.
e) em ambas as fácies foi observada uma mineralogia compatível com
retrometamorfismo em fácies xisto verde marcada pela presença de mica branca e
epídoto.
f) A evolução do Sienogranito Broco está ligada a processos de fusão
(migmatização) do material metapelitico do Greenstone Belt Ibitira Ubiraçaba, com a
incorporação de biotita e granada (xenocristais) do protólito. Posteriormente, essa
rocha foi submetida a um metarmofismo na fácies anfibolito em que ocorrem
processos de recristalização sintectônica dos feldspatos e do quartzo com geração
de estruturas núcleo manto e textura granoblástica. Por fim ocorre processo de
metamorfismo retrogrado em que há geração de epídoto e mica branca.
g) Recomenda-se um estudo mais detalhado determinando as características
químicas, que somando-se aos resultados já encontrado contribuirá para melhor
compreensão da evolução deste corpo.
72
REFERÊNCIAS
ALKMIM, F. O que faz de um Cráton um Cráton? O Cráton do São
Francisco e as revelações Almeidianas ao delimitá-lo. In: Mantesso-Neto et
al. (eds) Geologia do Continente Sul-Americano. Evolução da obra de Fernando
Flávio Marques de Almeida. Becca, pp.: 17-35. 2004.
ALKMIM F. F. & Martins-Neto M. A Bacia intracratônica do São Francisco:
Arcabouço estrutural e cenários evolutivos. In: Pinto C. P. & Martins-Neto
M. A. (ed) Bacia do São Francisco: Geologia e Recursos Naturais. SBG/MG,
Belo Horizonte, pp. 9-30. 2001.
ALKMIM et al. Sobre A Evolução Tectônica Do Orógeno Araçuaí-Congo
Ocidental. Geonomos. 2007.
ALMEIDA, F.F. 1977. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira
Geociências, 1977. 4: 349-364.
ARCANJO et. al. - CD do Projeto Paramirim , da CPRM - Arcanjo, J. B.,
Marques-Martins, A. A., Loureiro, H. S. C., Varela, P. H. L. 2000. Projeto vale
do Paramirim, escala 1:100.000. Programa de Levantamentos Geológicos
Básicos do Brasil, CD-ROOM. 2000
BABINSKI,
M.,
et.
al.
Contribuição
à
geocronologia
da
Chapada
Diamantina. In: SBG, Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos, 7, Anais, p.
118-121. 1999.
BARBOSA, J. S. F. & SABATÉ, Colagem Paleoproterozóica de Placas
Arqueanas do Cráton do São Francisco na Bahia. In: Revista Brasileira de
Geociências, P.33(1-Suplemento): 7-14. 2003
BARBOSA, J. S. F. & Sabaté. Geological feature and the paleoproterozoic
od four archean crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia,
Brazil. A syntesis. An. Acad. Bras. Cienc., P. 2: 343-359. 2002.
BARRETO
Santos,
E.
et.
al.
Magmatismo
alcalino-potássico
Paleoproterozóico no SW da Bahia e NE de Minas Gerais, Maciço do
Estreito: geologia, idade, petrografia e litogeoquímica. Geochimica
Brasiliensis (Rio de Janeiro), São Paulo-SP, v. 14, n. 2, p. 249-267, 2000.
73
BASTOS-Leal, L. R., et. al. Archean tonalitic-trondhjemitic and granitic
plutonism in the Gavião block, São Francisco Craton, Bahia, Brazil:
Geochemical and geochronology characteristics. Rev. Bras. Geoc., 2: 209-220.
1998.
BASTOS-Leal, L. R. et. al. Evolução crustal dos terrenos TTGs arqueanos
do Bloco do Gavião, Cráton do São Franscisco: Geocronologia U-Pb
(Shrimp) e Pb-Pb em zircões. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 39,
Anais, p. 539-541. 1996.
BASTOS-Leal, L.R. Geocronologia U/Pb (Shrimp),
207
Pb/206Pb, Rb-Sr, Sm-
Nd e K-Ar dos Terrenos Granito-Greenstone do Bloco do Gavião:
Implicações para Evolução arquena e proterozóica do Cráton do São
Francisco,
Brasil.
Tese
de
Doutoramento,
Instituto
de
Geociências,
Universidade Estado de São Paulo, 178p. 1998.
BERTHOLDO, A. L., Comportamento estrutural dos Supergrupo São
Francisco e Espinhaço e do embasamento entre as serras do Espinhaço
setentrional e as serras de Monte Alto (BA) e Central (MG). Dissertação de
Mestrado, Inst. De Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, 87p.
1993.
Brito, D. C. 2008. Geologia, Petrografia e Litogeoquímica dos Diques
Máficos que ocorrem na porção sudeste da Chapada Diamantina, Bahia,
Brasil. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade
Federal da Bahia, 76 p.
CHAPPELL, B. W. & A. J. R. White, Two contrasting granite types: 25 years
later, Australian Journal of Earth Sciences (2001) 48, 489–499.
CLARKE, D.B. The Mineralogy of Peraluminous Granites: A Review,
Canadiun, Mineralogist, Vol. 19, pp.3-17 (1981).
CRUZ, S.C.P. Tectônica do Embasamento na Porção Sul do Corredor
Do Paramirim-MG/BA e sua Relação com o Orógeno Araçuaí/Oeste
Congo, Tese de doutorado, Instituto de Geociências, Universidade
Federal de Ouro Preto, 2004.
74
CRUZ, S. C. P. & Alkmim, F. F. A história de inversão do aulacógeno do
Paramirim contada pela Sinclinal de Ituaçu, extremo sul da Chapada
Diamantina. Revista Brasileira de Geociências, v. 37, p. 92-110. 2007.
CRUZ, S.C.P. & Alkmim, F.F. The tectonic interaction between the
Paramirim Aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco Craton region,
Easter Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 1: 151-173. 2006.
CRUZ, S.C.P. et. al. A interação tectônica embasamento/cobertura em
aulacógenos invertidos: um exemplo da Chapada Diamantina Ocidental.
Revista Brasileira de Geociências, 37(4 - suplemento): 111-127. 2007.
CRUZ, S.C.P. et. al. Geologia e arcabouço estrutural do complexo Lagoa
Real, vale do Paramirim, Centro-Oeste da Bahia. Revista Brasileira de
Geociências, 37(4 - suplemento): 128-146, dezembro de 2007.
CRUZ, S.C.P. et. al. Mapeamento Geológico e Levantamentos de Recur sos Minerais da Folha Caetité Escala 1:100.000. 1999.
DANDERFER, A. et al.
New geochronological constraints on the
geological evolution of Espinhaço basin within the São Francisco
Craton—Brazil. Precambrian Research 170: 116–128. 2009.
DANDERFER F o., A. & Dardenne, M. A. Tectonoestratigrafia da Bacia
Espinhaço na porção centro-norte do Cráton do São Francisco: registro
de uma evolução poliistórica descontínua. Rev. Bras. Geoc., 4: 449460. 2002.
DEHLER, N. M., & MACHADO, R. Revisão e Discussão do Significado Tectô
nico de Granitóides do Tipo-S Neoproterozóicos no Estado do Rio de Janeiro, Revista Brasileira de Geociências, 32(4):471-480, dezembro de 2002.
DELGADO, I. M.
Geotectônica do escudo atlântico. In: Bizzi, L. A.,
Schobbenhaus, C., Vidotti, R. M., Golçalves, J. H. (eds). 2003. Geologia,
Tectônica e Recursos Minerais do Basil: Texto, Mapas & GIS. Serviço
Geológico do Brasil, Brasilia, p. 227-334. 2004.
75
DOMINGUEZ, J. M. L. As coberturas do Cráton do São Francisco: Uma
abordagem do ponto de vista da análise de bacias. In: Dominguez, J. M. L.
& Barbosa, J. S. F. (eds) O Cráton do São Francisco, SGM, pp. 137-155. 1993.
DOMINGUEZ, J. M. L. As Coberturas Plataformais do Proterozóico Médio e
Superior. In: Barbosa J.S.F.& Dominguez, J.M.L. (eds). Mapa Geológico do
Estado da Bahia, Texto Explicativo, pp. 109-112. 1996.
FYFE, W. S. Granites and thermal structures in the lithosphere, Geologis
che Rundschau 76/1] 15-22, Stuttgart, 1987.
GUIMARÃES, J. T. 1996. A Formação Bebedouro no Estado da Bahia:
Faciologia, Estratigrafia e Ambiente de Sedimentação. Dissertação de
Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, 155p.
GUIMARÃES, J. T. et. al.Geologia da Chapada Diamantina Ocidental
(Projeto Ibitiara Rio de Contas). Salvador: CBPM. 2008. 64 p. il. (Série
Arquivos Abertos, 31).
GUIMARÃES, J. T. et al. Projeto Ibitiara-Rio De Contas. Estado da Bahia.
CPRM: Salvador, 2005. 157 p. 3 mapas color anexos.
HESS, P.C. Origins of Igneous Rocks, p. 226-228, 232-233, 1989.
KERR, P.F. Optical Mineralogy, third edition, McGraw-Hill BooK
Company,1959.
LEAHY, G. A. S. Cartografia, Petrologia e Litogeoquímica da Intrusão
de Ceraíma (Sudoeste da Bahia). Dissertação Mestrado, CPG em
Geologia – UFBA. 1997, 114p.
LEAL, Angela Beatriz de Menezes et. al. Característica geoquímicas dos
granitóides transamazônicos no Bloco Gavião, Cráton São Francisco,
Bahia, Brasil. Geochimica Brasiliensis, São Paulo, v. 19, n. 1, p. 08-21, 2005.
LEITE,
C.
M.
M.
A
Evolução
geodinâmica
da
orogênese
paleoproterozóica nas regiões de CAPIM GROSSO - JACOBINA E
PINTADAS - MUNDO NOVO (BAHIA, BRASIL): metamorfismo,
anatexia crustal e tectônica, Tese de doutorado, Instituto de
Geociências, Universidade Federal da Bahia, 2002.
76
LEITE, C. M. M. e.t al. Evolução metamórfica/metassomática
paleoproterozóica do Complexo Saúde, da Bacia Jacobina e de
leucogranitos peraluminosos na parte norte do Cráton do São
Francisco, Revista Brasileira de Geociências, 2007.
MASCARENHAS, J.F. A geologia do centro-leste do Estado da Bahia. In:
Anais do XXVII Congr. Bras. Geologia, 1973. pp 35-66. Simpósio sobre o
embasamento do craton sanfranciscano e da parte norte-oriental do Brasil.
MASCARENHAS, J.F. Evolução geotectônica do Pré-cambriano do Estado
da Bahia. In: INDA, H.V. org. Geologia e Recursos Minerais do Estado da
Bahia - Textos Básicos, Salvador, SME/CPM, 1979. v.2, p. 57-165.
MASCARENHAS
J.F.
&
Garcia
T.W..
Texto
explicativo
do
mapa
geocronológico do Estado da Bahia. SGM. 1987, 186 p.
MOUTINHO DA COSTA, L. A. & Inda, H. A. V. O Aulacógeno do Espinhaço.
Ciências da Terra, 2: 13-18. 1982.
MISI, A. & VEIZEr, J. Chemostratigraphy of neoproterozoic carbonate
sequences of the Una Group, Irecê Basin, Brazil. In: SBG/NBA-SE,
Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Anais., v. 5, p. 487-489. 1996.
PEDROSA-Soares et. al. Orógeno Araçuaí: Síntese Do Conhecimento 30
Anos Após Almeida 1977. Geonomos 15(1): 1 - 16, 2007.
PIMENTEL, M.M. & Machado, N., Lobato, L.M. Geocronologia U/Pb de
rochas graníticas e gnáissicas da região de Lagoa Real, Bahia, e
implicações para a idade da mineralização de urânio. In: SBG, Congresso
Brasileiro de Geologia, 38, Boletim de Resumos Expandidos, p.: 389-390. –
Sobre o magmatismo de 1.750. 1994.
PITCHER, W. S. The nature and Origin of Granite, second edition, CHAPMAN & HALL, 1997.
ROCHA, G. M. F. 1992. Análise estrutural de quadro tectônico da borda
leste do Espinhaço Setentrional- sudoeste do Estado da Bahia. Revista
Brasileira de Geociencias, v. 22, n. 4: 462-4714.
77
ROCHA, G. M. F. 1998. Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de
Almeida. Série Arquivos Abertos, DNPM, número 12. (Para o Espinhaço
Setentrional).
ROSA, M.L.S. et al . Geochronology (U-Pb/Pb-Pb) and isotopic signature
(R-Sr/Sm-Nd) of the Palaoeproterozoic Guanambi batolith, southwestern
Bahia State (NE Brazil). Revista Brasileira de Geociências, Rio de Janeiro-RJ,
v. 30, n. 1, p. 62-65, 2000.
ROSA, M.L.S. et al; Magmatismo Potássico/Ultrapotássico Pós a Tardi
Orogênico (Associado a Subducção) no Oeste da Bahia: Batólito MonzoSienítico de Guanambi e os Sienitos de Correntina. Geochimica Brasiliensis
(Rio de Janeiro), São Paulo, v. 10, n. 1, p. 27-42, 1996.
Sabaté, P. et. al. The 2-Ga peraluminous magmatism of the Jacobina-Contendas Mirante belts (Bahia, Brazil) : Geologic and isotopic constraints on
the sources, Chemical Geology, 83 (1990) 325-338.
SCHOBBENHAUS, C. 1996. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e
Santo Onofre, estado da Bahia: Revisão e novas propostas. Rev. Bras.
Geoc., 4: 265-276.
SILVA, M. G., & Cunha, J. C. (1999). Greenstone belts and equivalent
volcano-sedimentary sequences of the São Francisco Craton, Bahia,
Brazil - Geology and Mineral Potential. In: Silva, M. G. & Misi, A. (ed). Base
Metal Deposits of Brasilm, SBG, Salvador, p. 92-99.
SILVA Pedreira da, A. J. de C.L. O Supergrupo Espinhaço na Chapada
Diamantina Centro- Oriental Bahia: Sedimentologia, Estratigrafia E Tectônica: Tese de doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade
de São Paulo, 1994.
STRECKEISEN, A. (1976) Plutonic Rocks, Classification and nomenclature
recommended by the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geotimes. 18(10): 26-30.
,
78
TANNER de Oliveira, M. A. F. & Corrêa-Gomes, L. C. Província de Diques
Máficos do Estado da Bahia. Mapa, estágio atual do conhecimento e
evolução temporal. SGM, 144 p. 1996.
TEIXEIRA, W. Avaliação de acervo de dados geocronológicos e isotópicos
do Cráton do São Francisco – Implicações Tectônicas, 1993. In:
DOMINGUEZ,
J.
M.
L.
&
MISI,
A.
O
Cráton
do
São
Francisco.
SBG/SGM/CNPq. Salvador-BA, 215p.
VILLAROS, A.R.F. Emphasis on Soucer Processes: The Example of the Stype Granite of the Cape Granite Suite: Dissertation of P.H.D, Department Of
Geology, University of Stellenbosh, South Africa,2010.
79
ANEXOS
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TB-3A
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8416716
811293
Folha Caetité
Referências do Ponto
TB-3A
Tipo Litológico
Nome do Corpo
Granitóide Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha leucocrática, com cor cinza esbranquiçada, isotrópica, com os minerais com uma
granulação que varia de média a grossa. A mineralogia é constituída por feldspato,
quartzo biotita e granada, com os três primeiros constituindo a matriz, e os dois últimos
sendo xenocristais herdados da matriz.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
A rocha apresenta texturas ígneas bem preservadas, tais como holocristalina,
inequigranular, isotrópica, granofírica (intercrescimento entre o K-feldspato e quartzo),
poiquilítica (minerais de K-feldspato hospedam cristais de apatita) e mimerquítica
(intercrescimento de plagioclásio e quartzo) e porfirítica (fenocristais de plagioclásio
imersos em matriz mais fina). Microestrutura de reação metamórfica pode ser observada
pela transformação do K-feldspato em mica branca (sericitização) e do plagioclásio em
mica branca e epídoto (saussuritização). A granulação da rocha é média a grossa, com
predominância de cristais subedrais e uma minoria de cristais anedrais, com os contatos
entre os minerais predominantemente irregulares. A mineralogia principal é composta por
quartzo, K-feldspato, plagioclásio e em menor parte por granada, biotita, epídoto e
moscovita. A mineralogia acessória é composta por apatita e minerais opacos. Nessa
rocha predomina a trama primária, ígnea, e deformação é pouco proeminente e limitada
às porções descontínuas da rocha.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-feldspato
Quartzo
Plagioclásio
Granada
Biotita
%
43
41
05
03
03
MINERAIS
Moscovita
Apatita
Epídoto
Minerais Opacos
%
02
01
01
01
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-Feldspato- mineral em maior quantidade (43%) ocorre tabular, em grãos subedrais. A
granulação varia entre 0,04-4,8 mm. O contato K-feldspato-K-feldspato é reto a
interlobado, assim como com quartzo, plagioclásio biotita e granada. Alguns grãos
apresentam extinção fortemente ondulante, a presença de pertita, da geminação
periclinica, típica da microclina. Em poucos casos, grãos poligonais foram gerados a
partir da recristalização tectônica dos feldspatos e do quartzo, mas esse processo é
pouco desenvolvido na rocha. Os cristais alteram-se para moscovita (processo de
sericitização). Eles possuem inclusões primárias de apatita.
Quartzo-mineral em segunda maior quantidade (41%), ocorre granular. Os grãos são
anedrais, com granulometria fina a grossa variando entre 0,04-15 mm. Esse mineral
ocorre sem orientação preferencial. O contato com o feldspato e com o plagioclásio é
interlobados e com a biotita é reto. Por sua vez, o contato quartzo-quartzo pode ser
interlobado a amebóide. O mineral apresenta extinção moderadamente à fracamente
ondulante, indicador de deformação intracristalina.
Plagioclásio- ocorre tabular, com grãos variando entre subedrais ao anedrais. A
granulação varia entre 0,05 – 0,57 mm. O contato plagioclásio-plagioclásio, assim como
com o K-feldspato e com o quartzo é interlobado. Ele ocorre como pórfiros ou formando
pertitas, neste caso hospedados no K-feldspato. A extinção é fracamente ondulante a
normal. A geminação típica é a da albita. Devido ao grau de alteração deste mineral não
foi possível determinar o tipo de plagioclásio pelo método de Michel-Levy. Há alteração
de grãos de plagioclásio para mica branca, bem como para epídoto.
Granada- apresenta-se incolor, predominantemente granular. O mineral ocorre bastante
fragmentado (faturado) e pode ser encontrado em contato com a biotita, formando
aglomerados, ou isolado na matriz das rochas, ou ainda em contato com quartzo e Kfeldspato. Possivelmente, trata-se de um xenocristal proveniente da rocha encaixante.
Biotita- possui forma placóide, com o pleocóismo variando do castanho claro ao
castanho escuro. Os grãos são subedrais (subidiomórficos). Apresenta contatos
predominantemente retos com os feldspatos e com o quartzo. Esse mineral pode ocorrer
isolado na matriz ou formando aglomerados com a granada. Possivelmente, também é
um possível xenocristal da rocha encaixante. Ocorre associado com a mica branca.
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS- Continuação
Moscovita- mineral incolor, com uma alta birrefringência, associado aos grãos de
plagioclásio, K-Feldspato e biotita ou substituindo os cristais de K-feldspato e plagioclásio
em suas lamelas da geminação. Neste caso possivelmente é o produto da alteração dos
feldspatos em processo de hidratação da rocha.
Epídoto- mineral de cor verde pálida e incolor, com alta birrefrigência, forma granular que
ocorre associado aos cristais de biotita e plagioclásio.
Apatita- mineral de alto relevo, incolor, aparecendo como acessório na rocha. Tem forma
prismática e está incluso nos cristais de quartzo e K-feldspato.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, Fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K-feldspato, quartzo, plagioclásio, biotita, apatita
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Epídoto, mica branca e quartzo
9 - NOME DA ROCHA E CONSIDERAÇÕES PETROGENÉTICAS.
Segundo o diagrama QAP a rocha é classificada como Metasienogranito com granada e
biotita
10 – FOTOS
Kfs
Qtz
Pl
0-1,0mm
Fotomicrografia 1- Grão de quartzo (Qtz) na
fácies pouco deformada.
0-0,5mm
Fotomicrografia 2- Microestrutura Mimerquita na
fácies pouco deformada do granitóide Broco.
Nicóis cruzados. Pl- Plagioclásio, Kfs- K-feldspato.
10 – FOTOS- Continuação
Mb
Mb
Pl
Pl
0-0,5mm
0-0,8mm
Fotomicrografia 3- Plagioclásio (Pl) geminado
alterado para mica branca (Mb).
Nicóis
cruzados.
Ep
Fotomicrografia 4- Plagioclásio (Pl) geminado
alterado para mica branca (Mb).
Nicóis
cruzados.
Grt
Kfs
0-0,5mm
Fotomicrografia 5- Grão de Epídoto (Ep)
associado de K-Feldspato(Kfs) Nicóis cruzados.
Bt
Kfs
0-1,0mm
Bt
Fotomicrografia 7- Xenocristal de biotita (Bt)
com K-feldspato (Kfs). Nicóis cruzados
.
0-0,8mm
Fotomicrografia 6- Xenocristal de granada
(Grt) fortemente fraturado. Luz plana
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TB-03B
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8416716
811293
Folha Caetité
Referências do Ponto
TB-03B
Tipo Litológico
Nome do Corpo
Granitóide Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha leucocrática, anisotrópica, com cor cinza esbranquiçada, grãos inequigranulares,
com granulometria média a grossa. Apresenta foliação marcada pela presença de
quartzo e feldspato estirado. Como mesoestrutura ígnea tem-se a presença de pórfiros
de K-feldspato e plagioclásio. Mineralogicamente é composto por K-Feldspato, Quartzo,
Plagioclásio e xenocristais de Biotita e Granada. Trata-se de uma das amostras da fácies
deformada do Granito Broco.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
A textura ígnea reliquiar é a porfirítica, revelada pela presença de fenocristais de
feldspato alcalino, e poiquilítica, pela presença de inclusões de xenocristais de biotita em
quartzo e de apatita em K-feldspato. Além disso, granofírica, com intercrescimento entre
K-feldspato e quartzo. Em geral, predominam as texturas deformacionais, tais como
inequigranular bimodal; granoblástica, revelada pela presença de agregados poligonais
de feldspatos e quartzo; porfiroclástica, milonítica e núcleo-manto marcadas pela
presença de agregados poligonais de quartzo e feldspatos em torno de porfiroclastos.
Feições de reação metamórficas são sugeridas pela transformação do K-feldspato em
mica branca (sericitização) e do plagioclásio em mica branca e epídoto (Saussuritização).
Apesar da visível orientação em campo, em escala de lamina a feição predominante é a
isotrópica. Em geral, os grãos são subidioblásticos, com os contatos entre os minerais
predominantemente curvos, interlobados a suturados.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-Feldspato
Quartzo
Plagioclásio
Biotita
%
38
34
15
06
MINERAIS
Muscovita
Epídoto
Apatita
%
04
02
01
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-Feldspato- apresenta-se tabular, formando
porfiroclastos e
grãos poligonais;
subidioblástico. Nos porfiroclastos a granulometria atinge 6,4 mm ao passo que nos
agregados poligonais varia entre 0,04 e 2,4 mm. Em geral, o contato K-feldspato-Kfeldspato é curvo a interlobado, assim como o contato desse mineral com quartzo e
plagioclásio. Por outro lado, o seu contato com a biotita é reto. Os grãos apresentam
extinção moderada e fortemente ondulante. A geminação é a Albita-Periclina, sendo,
portanto, classificado como microclina. A transformação desse mineral para a mica
branca sugere feição de alteração metamórfica.
Quartzo- ocorre como porfiroclastos e como grãos poligonais. Os grãos são
subidioblásticos, com granulometria atingindo valores de 4,76 mm para os porfiroclastos
e 0,04 a 1,92 mm para os grãos poligonais. Os contatos com outros minerais são
predominantemente curvos a interlobados. Quando na matriz pode estar em associação
com grãos de feldspato, plagioclásio e biotita. A extinção é moderada a fortemente
ondulante nos porfiroclastos e moderada a fracamente ondulante nos grãos poligonais.
Possui inclusões de biotita e de um acessório que, em virtude da sua granulometria, não
foi possível identificar.
Plagioclásio- ocorre tabular, subidioblástico, com granulometria média a grossa (0,051,1mm), sem orientação preferencial. Os minerais apresentam como porfiroclastos ou
como agregados de grãos poligonais na matriz, nesse caso associado com o quartzo e
com o K-feldspato. O seu contato com os outros minerais é curvos a interlobado, a
exceção da biotita, com a qual faz contato reto. Em geral, apresentam extinção normal a
ondulante. Os grãos apresentam geminação do tipo albita, mas devido ao grau de
alteração deste mineral e deformação não foi possível determinar o tipo de plagioclásio
pela metodologia de Michel Levy. Em alguns exemplares é possível verificar a sua
transformação para mica branca e epídoto, sugerindo processo de saussuritização.
Biotita- ocorre placóide, com o pleocóismo variando do castanho claro ao castanho
escuro, avermelhado. Apresenta-se isolada na matriz ou formando agregados com a
granada. Seus grãos variam de idioblásticos a subidioblásticos, com granulometria
variando entre 0,04 e 1,4 mm. Em geral, o seu contato com os demais minerais é reto.
Pode ocorrer associada a grãos de epídoto e moscovita. A extinção moderadamente
ondulante e pode ocorrer fraturada.
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS- continuação
Moscovita- ocorre placoíde subidioblástica, associada aos grãos de biotita e preenche
lamelas de geminação dos cristais de K-feldspato e plagioclásio, sendo possível produto
da alteração destes minerais em processo de hidratação.
Epídoto- ocorre incolor a verde pálido, com alta birrefrigência, forma granular e
associado aos grãos de biotita e plagioclásio, sendo neste último o produto da alteração
hidrotermal em processo de saussaritização.
Apatita- mineral de alto relevo, aparecendo como acessório, junto com o epídoto e
moscovita. Tem forma prismática e está incluso nos grãos de quartzo e K-feldspato.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, Fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K-Feldspato, quartzo, plagioclásio, apatita
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
moscovita, epídoto, quartzo
9 - NOME DA ROCHA
A partir das observações de lâmina e considerando o protólito, a rocha é identificada
como Meta-Biotita sienogranito milonítico
10 – FOTOSQtz
Qtz
Kfs
0-0,8mm
0-0,5mm
Fotomicrografia 1 - Microestrutura porfiroclástica,
núcleo-manto e milonítica envolvendo porfiroclasto
de quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
Fotomicrografia 2 - Microestrutura granofirica
reliquiar. Qtz- Quartzo, K-feldspato (Kfs). Nicóis
cruzados.
Qtz
Kfs
Bt
Pl
Ep
0-0,8mm
Fotomicrografia 3 - Xenocristal de biotita em
contato com epídoto (Ep) e K-feldspato (Kfs)
sericitizado. Qtz- Quartzo. Nicóis cruzados.
0-0,8mm
Fotomicrografia 4 - Microestrutura porfiroclástica,
núcleo-manto e milonítica envolvendo porfiroclasto
de plagioclásio (Pl). Nicóis cruzados.
10 – FOTOS- Continuação
Kfs
Bt
Pl
0-0,8mm
Fotomicrografia 5 – Fenocristal de plagioclásio
com geminação pontiaguda (Pl). Nicóis cruzados.
0-1,0mm
Fotomicrografia 6 - Agregado de xenocristais de
biotita (Bt) em contato com K-feldspato (Kfs). Luz
plana.
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TB-03C
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8416716
811293
Folha Caetité
Referências do Ponto
TB-03C
Tipo Litológico
Granitóide
Nome do Corpo
Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha Leucocrática, anisotrópica, com cor cinza esbranquiçada, grãos inequigranulares,
fanerítico médio a grosso. Apresenta pórfiros de feldspato alcalino. Mineralogicamente é
composta por K-feldspato, quartzo, plagioclásio e xenocristais de biotita e granada. A
rocha apresenta foliação e representa uma das amostras da fácies deformada do
Granitóide Broco.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
As texturas ígneas reliquiares encontradas foram: poiquilítica (presença inclusões de
grãos de apatita em K-feldspato), granofírica (presença inclusões de grãos vermiformes
de quartzo em K-feldspato) e mimerquítica. Entretanto, predominam as texturas
deformacionais, quais sejam: inequigranular bimodal; granoblástica, revelada pela
presença de agregados poligonais de feldspatos e quartzo; porfiroclástica, núcleo-manto
e milonítica, reveladas pela presença de grãos poligonais recristalizados bordejando
porfiroclasto; lepidoblástica, marcada pela orientação preferencial da moscovita. Em
escala de lâmina a rocha é isotrópica.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-Feldspato
Quartzo
Plagioclásio
Biotita
%
42
40
05
05
MINERAIS
Moscovita
Epídoto
Apatita
Minerais Opacos
%
04
02
01
01
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-Feldspato- ocorre tabular, subidioblásticos, como porfiroclastos e como grãos
poligonais. Os porfiroclastos apresentam granulação de até 5 mm, ao passo que os grãos
poligonais entre 0,04 e 2,2 mm. Em geral, o contato entre os minerais de K-feldspato é
curvo a interlobado, podendo ser suturado. Com o quartzo e com o plagioclásio o contato
é interlobado a reto, ao passo que com biotita é reto. Os grãos apresentam extinção
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS- Continuação
normal à levemente ondulante e têm seu tamanho diminuído devido a processos de
recristalização tectônica e reorientação do eixo c desses cristais. Notou-se a
presença de geminação Albita-Periclina, sugerindo que trata-se de microclina.
Alguns grãos apresentam alteração para moscovita.
Quartzo- ocorre granular, em grãos subidioblásticos, como porfiroclasto ou
formando agregados de grãos poligonais. A granulometria dos porfiroclastos atinge
4,46 mm e entre os grãos poligonais entre 0,04 e 1,8 mm. O contato quartzoquartzo é predominantemente suturado a interlobado, com alguns casos
amebóides, assim como com os feldspatos.
Plagioclásio- ocorre tabular, em grãos subidioblásticos, com granulometria média a
grossa (0,05-3,5 mm). Os minerais apresentam contatos na sua maioria curvos,
estando em contato com minerais de quartzo, K-feldspato, biotita. Os grãos
apresentam extinção normal à levemente ondulante. Tambem apresentam
geminação do tipo albita, mas devido ao grau de alteração deste mineral e
deformação não foi possível determinar o tipo de plagioclásio pela metodologia de
Michel Levy. Há alteração de grãos de plagioclásio para moscovita e epídoto,
sugerindo processo de saussuritização.
Biotita- ocorre placóide, com o pleocóismo variando do castanho claro a castanho
escuro. Os grãos são desde idioblásticos a subidioblásticos, com granulometria
variando entre 0,16 e 1,48 mm. Em geral, o contato com os demais minerais da
rocha é reto. Pode ocorrer associada a cristais de epídoto, moscovita e opacos. A
extinção é fraca a moderadamente ondulante.
Moscovita- mineral incolor, placóide, com uma alta birrefringência, associado aos
grãos de biotita e preenche lamelas de geminação dos cristais de K-feldspato e
plagioclásio, sendo possível produto da alteração destes minerais em processo de
muscotivização.
Epídoto- mineral incolor a verde pálido, granular, com alta birrefrigência. Pode ser
encontrado associado aos cristais de biotita e plagioclásio, sendo este último
alterado em processo de saussuritização.
Apatita- mineral incolor, prismático, com alto relevo, aparecendo como acessório
incluso nos grãos de K-feldspato.
Minerais opacos- ocorrem xenoblástico, granulares como inclusões ou nas bordas
da biotita, sugerindo um possível processo de alteração.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, Fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K- Feldspato, Quartzo, Plagioclásio, Apatita
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Moscovita, Epídoto, Quartzo, Minerais opacos
9 - NOME DA ROCHA
A partir das observações de lamina e considerando o protólito, a rocha é identificada
como Meta-Biotita sienogranito milonítico
10 – FOTOS
Kfs
Ms
Pl
0-0,8mm
Fotomicrografia 1 - Grão de moscovita (Ms)
associado com K-feldspato (Kfs). Nicóis
cruzados. Nicóis cruzados
0-0,8mm
Fotomicrografia
2
Porfiroclasto
de
plagioclásio (Pl) parcialmente recristalizado
formando agregado de grãos poligonais,
constituindo a microestruturas porfiroclástica,
milonítica e núcleo-manto. Notar a sua
alteração para moscovita (Ms). Nicóis cruzados
Pl
Mi
Ms
Pl
Pl
Mi
0-0,8mm
Fotomicrografia 3 - Grão de moscovita (Ms)
associado com microclina (Mi) e plagioclásio
(Pl). Notar a sua alteração para moscovita (Ms).
Pl- Plagioclásio. Nicóis cruzados
0-1,0mm
Fotomicrografia 4 - Grão de biotita (Bt)
associado com microclina (Mi) e plagioclásio
(Pl). Notar a sua alteração para moscovita (Ms).
Pl- Plagioclásio. Nicóis cruzados
10 – FOTOS-Continuação
Qtz
Kfs
Mi
Qtz
0-1,0mm
0-0,8mm
Fotomicrografia 5 - Microestrutura granofírica
reliquiar com associação de quartzo e Kfeldspato (Kfs). Nicóis cruzados
Pl
Fotomicrografia 6 - Microestrutura granofírica
reliquiar com associação de quartzo e
Microclina (Mi). Pl-Plagioclásio. Nicóis cruzados
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TB-04A
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8415070
796215
Folha Caetité
Referências do Ponto
TB-04A
Tipo Litológico
Nome do Corpo
Granitóide Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha leucocrática, anisotrópica, com cor cinza esbranquiçada e grãos
inequigranulares; fanerítica fina a grossa. Mineralogicamente é composto por KFeldspato, quartzo, plagioclásio e xenocristais de Biotita. A rocha apresenta foliação
marcada pela orientação do quartzo e dos feldspatos. Trata-se de uma fácies deformada
do Granito Broco.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
Nessa lâmina predominam as microestruturas associadas com a deformação, tais como:
inequigranular bimodal, granoblástica granular, marcada pela presença de agregados
poligonais de quartzo, K-feldspato e plagioclásio; lepidoblástica, pela orientação
preferencial da biotita, porfiroclástica, núcleo manto e milonítica, reveladas pela presença
de agregados poligonais no entorno de porfiroclastos de feldspatos e quartzo. A
microestrutura decussada é revelada pela disposição do anfibólio sem orientação
preferência. Além disso, de reação, marcada pela transformação do plagioclásio em mica
branca. A inclusão de quartzo e apatita em K-feldspato sugere a presença de textura
poiquilítica reliquiar. Nessa rocha predominam grãos subidioblásticos com os contatos
variando de reto, curvos, embaiados e suturado. A foliação é revelada pela orientação
preferencial da biotita. Nessa escala, a rocha é isotrópica.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-Feldspato
Quartzo
Granada
Plagioclásio
%
35
25
15
08
MINERAIS
Biotita
Moscovita
Epídoto
Minerais opacos
Apatita
%
05
05
04
02
01
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-feldspato- ocorre granular, como porfiroclastos e como grãos poligonais, sem
orientação preferencial. Os contatos com outros minerais em sua maioria são retos, com
uma minoria curva e interlobada. A granulação dos porfiroclastos atinge valor máximo de
3,6 mm, ao passo que dos grãos poligonais varia entre 0,08 e 1,4 mm. A extinção é
moderada a fortemente ondulante. A geminação da albita-periclina foi observada,
sugerindo que trata-se de microclina. Apresenta inclusões de quartzo e apatita.
Quartzo- ocorre granular, inequigranular bimodal, formando porfiroclastos e grãos
poligonais, subidioblástico, sem orientação preferencial. A granulometria dessa rocha
varia de 0,12 e 1,2mm. O contato quartzo-quartzo varia entre reto, interlobado e suturado,
ao passo que com os demais minerais da rocha é interlobado a suturado. O mineral
apresenta extinção moderadamente ondulante.
Plagioclásio- ocorre como grãos poligonais ou como porfiroclastos, gerando um padrão
inequigranular bimodal. Em geral, é subidioblástico, sem orientação preferencial. Os
contatos com outros minerais em sua maioria são retos, podendo ser interlobado a
suturado. O tamanho dos grãos varia entre 0,08 e 0,6 mm. O mineral apresenta extinção
normal. Constatou-se a presença de geminação albita em alguns cristais e a sua
alteração para moscovita (processo de sericitização).
Granada- ocorre incolor, com alguns grãos apresentando cor rosa pálido. Além disso, é
xenoblástica, em geral, sem orientação preferencial, mas em alguns casos pode ser
observada uma fraca orientação preferencial. Ocorre associada com a biotita e com
minerais opacos, mas também pode ocorrer associado com o epídoto. O mineral está
bastante fraturado. Possivelmente, é um mineral reliquiar do protólito.
Biotita- Apresenta-se placóide, com coloração castanha variando do claro ao escuro.
Ocorre subidioblástica, orientada segundo a foliação da rocha. A granulação varia de
0,08 a 0,4 mm. Esse mineral ocorrer isolado ou está associado com a granada, minerais
opacos e com o epídoto. A extinção é leve a moderadamente ondulante.
Moscovita- ocorre placóide, com uma alta birrefringência, associado aos grãos de biotita.
Ocorre também como produto da alteração do plagioclásio, em especial nas lamelas de
geminação, assim como do K-feldspato.
Epídoto- Apresenta-se incolor a verde pálido, com alta birrefrigência, granular. Ocorre
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS – continuação
associado com grãos de biotita e de plagioclásio, sendo este último alterado por processo
de saussaritização.
Minerais Opacos- apresenta-se granular como inclusões ou nas margens da biotita e da
granada. Além disso, ocorre como lamelas inclusas na biotita.
Apatita- mineral incolor, de alto relevo, prismática e está inclusa nos grãos de quartzo e Kfeldspato.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K- Feldspato, quartzo, plagioclásio
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
muscovita+ epídoto +quartzo, minerais opacos
9 - NOME DA ROCHA
A partir das observações de lâmina e considerando o protólito, a rocha é identificada
como Meta-Biotita sienogranito milonítico.
10 – FOTOS
Bt
Bt
Grt
Grt
0-1,0mm
Fotomicrografia 1 - Aspecto geral da rocha
mostrando a matriz clara constituída por Kfeldspato, plagioclásio e quartzo e os xenocristais
de granada (Grt) e biotita (Bt). Luz plana
0-1,0mm
Fotomicrografia 2 – Outra visão do aspecto geral
da rocha. Nicóis cruzados
10 – FOTOS- Continuação
Mo
0-0,8mm
Grt
0-0,8mm
Bt
Fotomicrografia 3 – Agregado de granada
(Grt), minerais opacos (Mo) e biotita (Bt). Luz
plana
Fotomicrografia 4 – Microestrutura decussada
de agregado de anfibólio. Nicóis cruzados
Qtz
Pl
Kfs
0-0,8mm
Fotomicrografia 5 – Agregado poligonal de
plagioclásio (Pl) e K-feldspato (Kfs). Nicóis
cruzados
0-0,8mm
Fotomicrografia 6 - Porfiroclasto de quartzo
(Qtz) com grãos poligonais. Nicóis cruzados
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TB-04B
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8415070
811293
Folha Caetité
Referências do Ponto
TB-04B
Tipo Litológico
Nome do Corpo
Granitóide Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha
leucocrática,
com
cor
cinza
esbranquiçada,
anisotrópica,
com
grãos
inequigranulares, fanerítica média a grossa. Mineralogicamente é composto por grãos de
K-Feldspato, quartzo, plagioclásio e biotita. A rocha apresenta foliação, representando
uma amostra da fácies deformada do granitóide Broco.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
Nesta lâmina a textura ígnea reliquiar é marcada pela inclusão de biotita em quartzo e
da apatita em K-feldspato. Além disso, tem-se granofírica reliquiar (presença inclusões de
grãos vermiformes de quartzo em k-feldspato) e mimerquítica reliquiar. Como texturas
deformacionais foram observadas a granoblástica, revelada pela presença de agregados
poligonais de quartzo e feldspatos, e porfiroclástica, milonítica e núcleo manto, pela
presença de porfiroclastos de quartzo, feldspatos envoltos por agregados de grãos
poligonais. Textura de reação é revelada pela transformação do K-feldspato em mica
branca e do plagioclásio pela mica branca e pelo epídoto. Em escala de lamina a rocha é
isotrópica.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-Feldspato
Quartzo
Biotita
Plagioclásio
%
40
35
10
05
MINERAIS
Moscovita
Epídoto
Apatita
Minerais opacos
%
05
03
01
01
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-Feldspato- ocorre tabular, como porfiroclastos e como grãos poligonais. Os
porfiroclastos possuem granulometria máxima de 5,6 mm, ao passo que nos grãos
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS- Continuação
poligonais a granulometria varia entre 0,2-1,4 mm. Os minerais apresentam
contatos na sua maioria curvos a interlobados com o quartzo e com o plagioclásio e
reto com a biotita. Os grãos apresentam extinção moderada a fortemente ondulante.
Notou-se a presença de geminação Albita-Periclina, sugerindo que trata-se da
periclina. Em alguns exemplares pode ocorrer alterado para a mica branca.
Quartzo- ocorre granular, subidioblástico, com granulometria variando entre 0,041,0 mm. O contato quartzo-quartzo é interlobado a suturado, mas contatos retos são
comuns. Por outro lado, com os demais minerais predominam os limites curvos,
com alguns apresentando contatos interlobados. O quartzo ocorre associado a Kfeldspato, plagioclásio e biotita. A extinção é fortemente ondulante. Observaram-se
inclusões de cristais de biotita e acessórios, cuja granulometria para este ultimo
não permitiu a sua identificação.
Biotita- apresenta-se placóide, com o pleocóismo variando entre tons de castanho
claro a castanho escuro, avermelhado. Os grãos variam entre idioblásticos e
subidioblásticos e a granulometria entre 0,08-1,3 mm. Os contatos variam do reto
ao curvo, estando associada a grãos de epídoto e moscovita. A extinção é
moderadamente a fortemente ondulante.
Plagioclásio- ocorre predominantemente tabular, em grãos subidioblásticos, com
granulometria entre 0,2 e 1,4mm. Os minerais apresentam contatos na sua maioria
curvos, interlobados a suturados com o quartzo, com o K-feldspato e com outros
exemplares de plagioclásio. Com a biotita o contato é reto. Alguns grãos
apresentam geminação do tipo albita, mas devido ao grau de alteração deste
mineral e deformação não foi possível determinar o tipo de plagioclásio pela
metodologia de Michel Levy. Há alteração de cristais de plagioclásio para moscovita
e epídoto, sugerindo processo de saussuritização.
Moscovita- mineral placóide com uma alta birrefringência, associado aos grãos de
biotita. Em geral, ocorre ao longo das lamelas de geminação dos grãos de Kfeldspato e plagioclásio, sendo possivelmente o produto da alteração destes
minerais em processo de hidratação.
Epídoto- ocorre incolor ou com cor verde pálido, com alta birrefrigência, granular
e associado aos grãos de biotita e plagioclásio, sendo este último alterado em
processo de saussuritização.
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS-Continuação
Apatita- Mineral de alto relevo, aparecendo como acessório, junto com o epídoto e
muscovita. Tem forma prismática e está incluso nos grãos de quartzo e Kfeldspato.
Minerais opacos- 0corre formando grãos associados à biotita. Os minerais opacos
se apresentam como inclusões e margeando os grãos de biotita, inferido-se um
possível processo de alteração metamórfica.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, Fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K- Feldspato, Quartzo, Plagioclásio, Apatita
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Muscovita, Epídoto, Quartzo, Minerais Opacos
9 - NOME DA ROCHA
A partir das observações de lâmina e considerando o protólito, a rocha é identificada
como Meta-Biotita sienogranito milonítico.
10 – FOTOS
Pl
Mi
Bt
Qtz
0-0,8mm
Fotomicrografia 1 - Detalhe do plagioclásio (Pl)
com geminação albita associado com quartzo
granular (Qtz) na matriz. Nicóis cruzados.
0-0,8mm
Fotomicrografia 2 - Biotita (Bt) associada com a
microclina (Mi). Nicóis cruzados.
Qtz
Ep
Mi
Ms
0-0,5mm
Fotomicrografia 3 - Moscovita (Mi) associada com
a microclina (Mi). Nicóis cruzados
0-0,5mm
Fotomicrografia 4- Grão de epídoto (Ep)
associado com o quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
10 – FOTOS-Continuação
Mo
Bt
0-0,8mm
Fotomicrografia 5 - Biotita (Bt) associada com
o mineral opaco (Mo) Luz plana.
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TB-05B
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8418388
796533
Folha Caetité
Referências do Ponto
TB-05B
Tipo Litológico
Nome do Corpo
Granitóide Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha leucocrática, isotrópica, com coloração cinza esbranquiçada, fanerítica média a
grossa. A mineralogia é constituída por feldspato, quartzo biotita e granada, com os três
primeiros constituindo a matriz, e os dois últimos sendo xenocristais herdados do protólito
sedimentar.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
A rocha apresenta texturas ígneas bem preservadas, tais como holocristalina e
inequigranular, com granulação média a grossa e predominância de grãos subedrais
(subidiomórficos) e uma minoria de grãos anedrais (idiomórficos). Os contatos entre os
minerais
são
predominantemente
irregulares.
Além
disso,
foram
descritas
as
microestruturas porfirítica, revelada pela presença de pórfiros de K-feldspato e
poiquilítica. Texturas de reação metamórfica é revelada pela transformação do Kfeldspato em mica branca e de plagioclásio para moscovita e epídoto.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-Feldspato
Quartzo
Plagioclásio
Biotita
MINERAIS
%
42
40
05
04
Granada
Moscovita
Epídoto
Apatita
%
04
03
01
01
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-Feldspato- ocorre como grãos tabulares, subedrais com granulação variando entre
0,04 e 5,52 mm. O contato com outros exemplares de K-feldspato é interlobado a reto, mas
é interlobado freqüentemente com o quartzo e com o plagioclásio. Por outro lado, com a
biotita o contato é reto. A extinção é fortemente ondulante. Esse mineral ocorre formando
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS-Continuação
os pórfiros ou na matriz. Apresenta estruturas do tipo pertita e em alguns cristais,
a geminação da periclinica, típica da microclina, pode ser encontrada. A extinção é
fraca a moderadamente ondulante. Subordinadamente, feições de recristalização
tectônica pode ser encontrada e revelada pela presença de grãos poligonais
envolvendo o porfiroclasto. Em alguns casos é possível observar a sua
transformação para a mica branca (processo de sericitização). Esse mineral
apresenta inclusão de apatita.
Quartzo- ocorre nos interstícios entre os grãos de feldspatos, como forma granular,
subedral (subidiomórfico), com granulometria variando entre 0,04 e 9,48 mm. Pode
ocorrer também associado com as microestruturas mimerquitícas e granofírica. O
contato com K- feldspato e plagioclásio é interlobado e com a biotita é reto. O
mineral apresenta extinção moderadamente à fortemente ondulante. Pode ocorrer
recristalizado formando grãos poligonais, que podem estar na borda dos
porfiroclastos.
Plagioclásio- apresenta-se tabular, com grãos que variam entre subedrais ao
anedrais. A granulação, por sua vez, varia entre 0,01-0,65 mm. Esse mineral faz
contato amebóide a interlobado com outros grãos da mesma espécime, mas o
contato é interlobado com o quartzo e com o plagioclásio. A geminação típica é a da
albita, que pode ocorrer fracamente deformada. Devido ao grau de alteração deste
mineral não foi possível determinar o tipo de plagioclásio pelo método de MichelLevy. Há alteração de grãos de plagioclásio para mica branca e epídoto, sugerindo
processo de saussuritização. Além disso, feições amebóides entre a granada e a
biotita podem sugerir uma textura de reação.
Biotita- ocorre placóide, com pleocóismo variando de castanho claro a castanho
escuro. Os grãos são subedrais (subidiomórficos), com tamanho entre 0,08 e 2,0
mm. Esse mineral faz contato reto com o K-feldspato, quartzo, plagioclásio e
contato interlobado com a granada. Em alguns casos é possível verificar feições
que sugerem a substituição da granada pela biotita. Possivelmente, há uma
geração que é um xenocristal herdado da rocha encaixante, mas os contatos
interlobados com a granada sugerem que uma geração pode ter sido formada
durante a fusão que resultou na formação do granitóide.
Granada- apresenta-se granular, incolor, bastante fragmentado (faturado). Em
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS-Continuação
geral, associa-se com a biotita, com a qual faz contatos interlobados.
Possivelmente, trata-se de um xenocristal herdado da rocha encaixante.
Moscovita- mineral com uma alta birrefringência, associado aos grãos de biotita e
preenche lamelas de geminação nos grãos K-feldspato e plagioclásio, sendo
possível produto da alteração destes minerais em processo de hidratação.
Epídoto- mineral de alta birrefrigência, com forma granular e associado aos grãos
de
biotita
e
plagioclásio,
sendo
este
último
alterado
em
processo
de
saussuritização.
Apatita- mineral de alto relevo, prismático, que ocorre incluso nos grãos de quartzo
e K-feldspato.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, Fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde.
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K- Feldspato, Quartzo, Plagioclásio, Apatita
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Moscovita, Epídoto, Quartzo
9 - NOME DA ROCHA
Segundo o diagrama QAP a rocha é classificada como Meta sienogranito com granada e
moscovita.
10 – FOTOS
Mi
Pl
Qtz
Kfs
0-0,5mm
Fotomicrografia 1 - Microestrutura mimerquitíca
ígnea reliquiar. Pl- Plagioclásio, Mi- Microclina.
Nicóis cruzados
Pl
0-1,0mm
Fotomicrografia 2 – Grãos de quartzo (Qtz) nos
interstícios entre os grãos de K- feldspato (Kfs) e
plagioclásio (Pl). Nicóis cruzados
10 – FOTOS- Continuação
Pl
0-1,0mm
Fotomicrografia 3 - Fenocristal de plagioclásio
(Pl) com moscovita.
0-1,0mm
Fotomicrografia 4 - Xenocristal de granada
(Grt) associado com a biotita (Bt).
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TD-12A
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8404020
797016
Folha Caetité
Referências do Ponto
TD-12A
Tipo Litológico
Nome do Corpo
Granitóide Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha leucocrática, anisotrópica com coloração cinza esbranquiçada, contendo grãos
equigranular. A granulação varia de média a fina. Foram identificados os seguintes
minerais: K-Feldspato, Quartzo, Plagioclásio e Biotita.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
A rocha apresenta microestrutura granoblástica, revelada pela presença de agregados
poligonais
de
quartzo,
plagioclásio
e
K-feldspato;
milonítica,
núcleo-manto
e
porfiroblástica, reveladas pela presença de agregados poligonais de quartzo, plagioclásio
e K-feldspato em torno de porfiroclastos. Ribbons de quartzo também podem ser
observados.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-Feldspato
Quartzo
Biotita
Plagioclásio
‘
%
40
30
20
05
Epídoto
Apatita
%
03
02
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-Feldspato- Apresenta-se tabular, subidioblástico, como porfiroclasto ou como grãos
poligonais, denotando uma textura inequigranular bimodal. Apresenta uma granulação
que varia entre 0,2 e 3,2 mm e em geral, não apresentam orientação preferencial. O
contato entre os grãos de K-feldspato é reto e curvo, Os cristais apresentam extinção
moderadamente ondulante, alguns apresentam geminação da albita-periclina, sugerindo
tratar-se de microclina.
Quartzo- Ocorre granular, subidioblástico, como grãos poligonais, com o tamanho
variando entre 0,2 e 4,8 mm. Em geral, não apresentam orientação preferencial. O
mineral apresenta extinção fraca à moderadamente ondulante.
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS – continuação
Plagioclásio- apresenta-se tabular, formando grãos poligonais, subidioblástico, sem
orientação preferencial. Os contatos com outros minerais em sua maioria são retos, com
uma minoria curva a interlobada. A granulação varia de 0,05 a 0,7 mm. O mineral
apresenta extinção normal. Constatou-se a presença de geminação albita em alguns
grãos.
Biotita- apresenta-se placóide, com pleocroísmo variando em tons de castanho claro a
escuro. Os grãos são idioblásticos e a granulometria varia entre 0,1 a 1,9 mm. Em geral
apresenta contatos retos com os outros minerais. A extinção é fracamente ondulante a
contínua.
Epídoto- ocorre granular, com cor verde pálido. Está associada à biotita e feldspatos,
podendo ser encontrado em fraturas de quartzo
Apatita- Mineral de alto relevo, prismático e ocorre na matriz das rochas ou inclusa nos
grãos de quartzo e feldspato.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, Fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K-feldspato, quartzo, plagioclásio, biotita, apatita
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
epídoto, quartzo
9 - NOME DA ROCHA
A partir das observações de lâmina e considerando o protólito, a rocha é identificada
como Meta-Biotita sienogranito milonítico com epídoto.
10 – FOTOS
Mi
Pl
Mi
Qtz
Qtz
0-1,0mm
Fotomicrografia 1 – Microestruturas granoblástica
poligonal associada com a presença de microclina
(Mi) e quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
0-0,5mm
Fotomicrografia 2 – Microestruturas granoblástica
poligonal associada com a presença de microclina
(Mi) e quartzo (Qtz). Notar a presença de ribbons
de quartzo (Qtz). Nicóis cruzados.
Qtz
Qt
Qtz
Pl
Bt
Pl
0-0,8mm
Fotomicrografia 3 – Microestruturas granoblástica
poligonal associada com a presença de
plagioclásio (Pl) e quartzo (Qtz).
0-0,8mm
Fotomicrografia 4 – Xenocristais de biotita (Bt)
Microestruturas granoblástica poligonal associada
com a presença de microclina (Mi) e quartzo (Qtz).
Nicóis cruzados.
Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo
TD-12B
Nº do Ponto
Latitude
Longitude
Nome da Folha Geográfica
8404020
797016
Folha Caetité
Referências do Ponto
TD-12B
Tipo Litológico
Nome do Corpo
Granitóide Granitóide Broco
2 - CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS
Rocha mesocrática, com bandas claras e acinzentadas, anisotrópica, com minerais
inequigranulares e porfiróides, com granulação fanerítica média. A rocha apresenta
foliação e xenocristais de biotita. É composta por K-feldspato, quartzo, biotita.
3 - CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS
As microestruturas observadas foram a granoblástica formada pelos agregados de
grãos recristalizados de quartzo, plagioclásio e K-feldspato; porfiroclástica representada
pelos grãos relíctos de quartzo e K-feldspato imerso em uma matriz de grãos poligonais
da mesma composição. Os porfiroclastos são inequigranulares, bimodais sem orientação
preferencial. A associação entre o epídoto e o plagioclásio sugere a presença de
microestrutura relacionada com reação metamórfica.
4 - ANÁLISE MODAL
MINERAIS
K-Feldspato
Quartzo
Hornblenda
Biotita
Epídoto
%
32
28
13
08
08
MINERAIS
Plagioclásio
Minerais opacos
Apatita
%
05
02
01
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS
K-feldspato- apresenta-se tabular, subidioblástico, formando porfiroclastos e agregados
de grãos poligonais, denotando uma textura inequigranular bimodal. Os porfiroclastos
apresentam uma granulometria máxima de 1,6 mm, ao passo que nos agregados de
grãos poligonais a granulação varia entre 0,2 e 0,8 mm. Em geral, não apresentam
orientação preferencial. O contato entre os grãos de K-feldspato é reto e curvo, ao passo
que o contato com outros minerais varia de reto a curvos. Esse mineral ocorre associado
aos cristais de quartzo e plagioclásio. Os grãos apresentam extinção moderadamente
5 - DESCRIÇÃO DOS MINERAIS – continuação
ondulante, alguns apresentam geminação da Albita-Periclinica típica da microclina.
Quartzo- ocorre granular, subidioblástico, como porfiroclastos e como agregados de
grãos poligonais. Para os porfiroclastos, o tamanho máximo é de 4,8 mm, ao passo que
entre os grãos poligonais o tamanho varia entre 0,2 e 1,6mm. Em geral, não apresentam
orientação preferencial. Os contatos com outros minerais variam de retos a curvos,
estando associadas aos cristais de K-feldspato. Os grãos apresentam extinção fraca à
fortemente ondulante.
Hornblenda- ocorre tabular, pleocróico, variando do verde claro ao escuro. Mineral
subidioblástico, sem orientação preferencial, com granulometria variando entre 0,05 a 1,5
mm. O contato com outros minerais ocorre de forma reta, estando associado a grãos de
biotita, epídoto e K-feldspato. Apresenta extinção normal.
Biotita- apresenta-se placóide, com pleocroísmo variando em tons de castanho claro a
escuro. Os grãos são idioblásticos e a granulometria varia entre 0,1 a 2mm. Em geral
apresenta contatos retos com os outros minerais. A extinção é fracamente ondulante a
contínua.
Epídoto- mineral incolor, com alta birrefrigência. Ele ocorre substituindo o plagioclásio.
Uma variedade, a alanita, ocorre coloração acastanhada e forma granular foi encontra.
Plagioclásio- apresenta-se granular, formando grãos poligonais, subidioblástico, sem
orientação preferencial. Os contatos com outros minerais em sua maioria são retos, com
uma minoria curva a interlobada. A granulação varia de 0,05 a 0,7 mm. O mineral
apresenta extinção normal. Constatou-se a presença de geminação albita em alguns
grãos e forma textura granoblástica.
Apatita- mineral de alto relevo, aparecendo como acessório. Tem forma prismática e
está incluso nos grãos de quartzo e K-feldspato.
Minerais opacos- ocorre formando grãos associados à biotita. Os minerais opacos se
apresentam como inclusões e margeando os grãos de biotita, inferido-se um possível
processo de alteração metamórfica.
6 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Grau de médio, Fácies anfibolito com retrometamorfismo para fácies xisto verde
7– PARAGÊNESE ÍGNEA RE-EQUILIBRADA NO METAMORFISMO PROGRESSIVO
K-feldspato, quartzo, plagioclásio, hornblenda
8 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Epídoto, quartzo
9 - NOME DA ROCHA
Meta-Biotita sienogranito milonítico com anfibólio
10 – FOTOS
Mi
Bt
0-1,0mm
0-1,0mm
Qtz
Fotomicrografia 1 – Grão de biotita (Bt) sem
orientação preferencial. Luz plana
Fotomicrografia 2- Porfiroclasto de microclina
e matriz granoblástica de plagioclásio. Nicóis
cruzados
Bt
Al
Bt
Hb
0-0,8mm
0-0,8mm
Fotomicrografia 3- Grão de alanita
associado com biotita (Bt). Luz plana
(Al)
Fotomicrografia 4- Grão de horblenda (Hb)
associado com biotita (Bt). Luz plana