caracterização estrutural multiescalar do tonalito - TWiki

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO
TONALITO-GRANODIORITO UMBAÚBA, CACULÉ,
BAHIA
Por: Alex Moura Gomes
Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Salvador/Bahia
2007
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO
TONALITO-GRANODIORITO UMBAÚBA, CACULÉ,
BAHIA
Alex Moura Gomes
Monografia apresentada como requisito parcial para obtenção
do grau de Bacharel em Geologia pela Universidade Federal
da Bahia.
Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Salvador/Bahia
2007
Gomes, Moura Alex,
Caracterização estrutural multiescalar do Tonalito-Granodiorito
Umbaúba, Caculé, Bahia / Alex Moura Gomes _ Salvador, 2007.
Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz.
Trabalho de Conclusão de Curso (Bacharelado) – Graduação
em Geologia. Instituto de Geociências. Universidade Federal da
Bahia, 2007.
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
ALEX MOURA GOMES
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO
TONALITO-GRANODIORITO UMBAÚBA, CACULÉ,
BAHIA
Trabalho de conclusão de curso aprovado como requisito parcial para
obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da
Bahia, pela seguinte banca examinadora:
______________________________________________________________
1ª Examinadora – Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz – Orientadora
Doutora em Geologia Estrutural e Tectônica
Instituto de Geociências, UFBA.
_____________________________________________________________
2° Examinador – Dr. Luís Rogério Bastos Leal
Doutor em Geologia
Instituto de Geociências, UFBA.
_____________________________________________________________
3° Examinador – Bacharel José Carlos Cunha
Geológo
Companhia Baiana de Pesquisa Mineral.
Salvador,____ julho de 2007.
A
D. Zélia, minha mãe, por estar sempre presente
em todos os momentos da minha vida com a
dedicação constante e Eric, meu filho, razão
maior de toda minha luta.
Simone, minha orientadora, pela dedicação
exemplar para orientar e ensinar com a vontade
de sempre. E meu amigos e colegas que de uma
forma direta ou indireta contribuíram para este
trabalho.
AGRADECIMENTOS
A Deus, por ter me dado forças para chegar aos meus objetivos.
À Zélia Maria de Moura Gomes, minha mãe, por estar presente em todos os
momentos de minha vida, nas horas de alegria, nas doenças, nas horas mais difíceis.
Sem ela jamais teria conseguido. Foi meu alicerce em tudo, mas tudo mesmo.
Eric, meu filho que me impulsionou a correr atrás do prejuízo, me trouxe alegria
nas horas mais difíceis.
Nando, meu irmão e amigo de todas as horas. Sempre esteve ali ajudando de
alguma forma em toda essa jornada.
Minha vó Ana queria que ela estivesse aqui para presenciar mais um degrau da
minha vida. Uma segunda mãe pra mim. Que Deus a tenha, onde ela estiver.
As minhas tias Célia e Júlia, sempre presente e incentivando e acreditando que
eu conseguiria.
À minha família toda, melhor família do mundo, tio Val, Dindão, tio Leco, tia Elza,
tia Cida, tio Bebeto, tia Roge e todos os meus primos (são todos massa!!!!) , sempre me
ajudaram de forma direta e indireta.
À minha pró Simone, essa merece um agradecimento especial, foi forte e
determinada na conquista de meus trabalhos. Foram várias noite perdidas, incentivando
e passando seu conhecimento sem nenhuma restrição. Valeu Pró!
Aos meus professores do Igeo, sempre dispostos a ensinar e passar seus
conhecimentos, Johildo Barbosa, Haroldo Sá, Telesforo, Flávio, Marcão, Cícero,
Joaquim Xavier, Luís Rogério, Professoras Lourdes e Ângela entre outros. Valeu!
Aos meus amigos e colegas que de uma forma direta ou indireta ajudaram para a
realização desta jornada da minha vida, Thupea, Dani, Débora, Peithola, Lú
(Andalusandra), Truculência (vulgo Cristiano), Tiago Morro, Marcel, Decrépto, Niemayer
Pivete, Gnomo, Liba (companheiro de todos os campos), velho Pit, Barbarina, Rejane,
Bruno, Thelo boca de visgo e mais uma galera que esteve presente. Mil desculpas aos
que não veio a mente. Obrigado!
RESUMO
O granitóide Umbaúba localiza-se no Bloco Gavião, porção central do Cráton do São
Francisco, no Estado da Bahia. Este trabalho tem como objetivo a análise estrutural
multiescalar de um expressivo corpo granitóide localizado na porção sudoeste do Bloco
Gavião, entre as cidades de Ibitira e Caculé, denominado de Granitóide Umbaúba. Para
atingir o objetivo proposto, foi selecionada uma área de 180 Km² onde foram realizados
levantamento bibliográfico, fotointerpretação, levantamentos de campo e petrologia
estrutural. Duas tectonofácies foram identificadas no granitóide Umbaúba, denominada
de granitóide Umbaúba foliado e granitóide Umbaúba gnaissificado. A diferença entre
elas é a intensidade de deformação. A primeira, pode ser caracterizado como rocha
protomilonítica e a segunda varia entre termos miloníticos e ultramiloníticos. Texturas
sugerem a presença de um fluido hidrotermal em condições pós-magmáticas,/pósgnaissifcação. A foliação impressa nessas rochas sugere uma evolução continua da
trama desde condições magmáticas até o estado sólido, com desenvolvimento de
feições de deformação e recristalização sin-colocação do plúton. O conjunto de
estruturas deformacionais sugere campo de tensão principal segundo SSE-NNW, em
regime transpressional sinistral A distribuição dos elementos da trama sugerem que a
deformação do granitóide umbaúba ocorreu em condições sin-colocação magmática,
tendo a sua evolução ligada à presença de zonas de cisalhamento sinistrais, de âmbito
regional.
1 – INTRODUÇÃO
1
1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS
1
1.2. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
2
1.3. OBJETIVOS
3
1.4. ÁREA SELECIONADA PARA ESTUDO
3
1.5. JUSTIFICATIVA
4
1.6. METÓDOLOGIA DE TRABALHO
5
1.6.1. Atualização do acervo bibliográfico
5
1.6.2. Trabalhos de sensoriamento remoto
5
1.6.3. Trabalhos de Campo
5
1.6.4. Estudo Petrográfico/Microestrutural
5
1.6.5. Tratamento de dados estruturais
6
2 – CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
7
2.1. INTRODUÇÃO
7
2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS
8
2.2.1. Embasamento
8
2.2.2. As Rochas plutônicas arqueanas e paleoproterozóicas do
Bloco Gavião.
11
2.2.3. O Complexo Lagoa Real
12
2.2.4. O Supergrupo Espinhaço
12
2.2.5. Intrusivas Básicas
14
2.2.6. O Supergrupo São Francisco
15
2.3. ARCABOUÇO ESTRUTURAL
15
3 – EVOLUÇAO ESTRUTURAL DE DOMOS MAGMÁTICOS E SUA RELAÇÃO COM
AS ENCAIXANTES
20
3.1. CAMPOS DE DEFORMAÇÃO NOS DOMOS MAGMÁTICOS
3.2.
MICROESTRUTURAS
RELACIONADAS
AO
FLUXO
20
MAGMÁTICO
SUBMAGMÁTICO
22
3.2.1. Evidências de fluxo magmático
23
3.2.2. Evidências de fluxo submagmático
23
3.2.3. Evidências de deformação no estado sólido
24
E
4 – CARACTERIZAÇÃO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO TONALITOGRANODIORITO UMBAÚBA
25
4.1. INTRODUÇÃO
25
4.2. DESCRIÇÃO DAS TECTONOFÁCIES
25
4.2.1. Tectonofácies 1: Granitóide Umbaúba foliado
27
4.2.2. Tectonofácies 2: Granitóide Umbaúba Gnaissificado
38
4.3.
ASPECTOS
ESTRUTURAIS
MULTIESCALARES
ASSOCIADOS
COM
DEFORMAÇÃO DO TONALITO-GRANODIORITO UMBAUBA
41
4.4 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
48
5 – CONCLUSÕES
52
6 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
53
A
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 – Cráton do São Francisco.
Figura 1.2 – Mapa de Localização da área de estudo.
Figura 2.1 – Principais unidades tectônica do Cráton do São Francisco.
Figura 2.2 - Mapa geológico/estrutural da área de entorno da área pesquisada.
Figura 2.3 – Reconstituição das colisões paleoproterozóicas no Estado da Bahia.
Figura 2.4 – Modelo de evolução tectônica do Bloco Gavião no arqueano.
Figura 3.1 – Campos de deformação em plutons.
Figura 3.2 – Mapa de trajetória das superfícies de achatamento.
Figura 3.3 – Distribuição na deformação nas rochas encaixantes.
Figura 3.4 - Posição provável de cavalgamentos induzidos durante a evolução de
domos magmáticos.
Figura 4.1- Mapa geológico-estrutural do Complexo Umbaúba na área cartografada
Figura 4.2 – Classificação Modal das rochas do Complexo Umbaúba
Figura 4.3 – Diagrama estereográfico
Figura 4.4 – Diagrama estereográfico
Figura 4.5 – Diagrama estereográfico
Figura 4.6 – Conjunto de estrutras levantadas no campo
Figura 4.7 – Conjunto de estrutras levantadas no campo
Figura 4.8 – Modelo de evolução deformacional
Figura 4.9 – Corelação com campo de tensão a zona de cisalhamento IguatemiMocambo
LISTA DE TABELAS
Tabela 2.1 – Dados geocronológicos das rochas intrusivas no Bloco Gavião
Tabela 2.2 – Síntese dos dados geocronológicos das rochas arqueanas e
paleoproterozóicas do Bloco Gavião
Tabela 4.1 – Analise petrográfica do granitóide Umbùba
Tabela 4.1 – Analise petrográfica do granitóide Umbaúba Gnaissificado
LISTA DE FOTOS
Foto 4.1 – Granitóide Umbaúba vista geral do afloramento
Foto 4.2 – Granitóide Umbaúba Detalhe .
Foto 4.3 – Enclave no Granitóide Umbaúba.
Foto 4.4 – Umbaúba gnaissificado apresentando bandamento composicional S1
paralelo à foliação magmática S0
Foto 4.5 – Granitóide Umbaúba, detalhe das biotitas estirada
Foto 4.6 – Foliação magmática S1//S0 no Granitóide Umbaúba. Notar presença de
dobras intrafoliais e de dique tardio à foliação
Foto 4.7 – Boudin em Umbaúba gnaissificado
.
LISTA DE MICROGRAFIAS
Fotomicrografia 4.1 – Aspectos da trama gnáissica no granitóide Umbaúba.
Fotomicrografia 4.2 – Textura mimerquítica, ígnea
Fotomicrografia 4.3 – Porfiroclasto de microclina em textura núcleo-manto
Fotomicrografia 4.4 - Porfiroclato de plagioclásio em textura núcleo-manto
Fotomicrografia 4.5 – Textura lepidoblática marcada pela biotita castanha
Fotomicrografia 4.6 – Porfiroclasto de plagioclásio no granitóide Umbauba
Fotomicrografia 4.7 – Grãos recristalizados de plagiolcásio
Fotomicrografia 4.8 – Porfiroclatos de microclina
Fotomicrografia 4.9 – Grãos poligonais recristalizados de microclina.
Fotomicrografia 4.10 – Subgrãos de quartzo
Fotomicrografia 4.11 – Cristal de zircão incluso em biotita .
Fotomicrografia 4.13 – Textura sugerindo crescimento da mica branca a apartir da
biotita.
Fotomicrografia 4.14 – Textura sugerindo reação envolvendo epidoto (ep) e plagioclásio
(pl).
Fotomicrografia 4.15 – Textura poiquilítica envolvendo crescimento do epidoto a partir
de alanita
Fotomicrografia 4.16 – Mosaico mostrando trama milonítica (estado sólido) no
granitóide de umbaúba.
Fotomicrografia 4.17 – Mosaico mostrando trama ultramilonítica (estado sólido) no
granitóide de umbaúba
INTRODUÇÃO
1.1. CONSIDERAÇÕES INICICIAIS
O Cráton do São Francisco (Figura 1.1) apresenta uma evolução polihistórica
marcada
por
eventos
tectônicos
desde
ao
Arqueano
ao
Neoproterozóico (Martin et al. 1991, Nutman & Cordani 1993, Bastos-Leal et al.
1996,1998. Santos Pinto 1996, Barbosa & Sabaté et al 2002). Neste contexto,
rochas ígneas, metamórficas e sedimentares, com assinaturas petrológica e
geoquímica diversas, além de um conjunto de estruturas deformacionais,
delineiam um cenário de história evolutiva complexa. Três blocos regionais
foram delimitados na porção baiana deste cráton, o Bloco do Gavião, a oeste, e
os blocos de Serrinha e Jequié, a leste.
FAIXA RIACHO
DO PONTAL
FAIXA RIO
PRETO
BS
CD
BJ
CRÁTON DO
SÃO FRANCISCO
FAIXA
BRASÍLIA
BG
Salvado
ORÓGENO
ARAÇUAÍ
OCEANO
ATLÂNTICO
BSF
0
COBERTURA
S
200km
N
COBERTURAS
PROTEROZÓI
CINTURÕE
S
EMBASAMENTO (>1,8
Figura 1.1 – O Cráton do São Francisco e principais blocos arqueano-paleoproterozóico no
estado da Bahia. Em verde, a localização da área de trabalho. BJ- Bloco Jequié, BG- Bloco
Gavião, BS – Bloco Serrinha. Fonte: Cruz (2004).
1
Segundo Barbosa & Sabaté (2002), o Bloco do Gavião, juntamente com
os blocos Jequié e Serrinha, particpou das colisões que estruturam o Orógeno
Salvador-Curaçá.
A
história
evolutiva
do
Bloco
Gavião
avança
no
Paleoproterozóico com a instalação do Aulacógeno do Espinhaço (Moutinho da
Costa & Inda 1982) e sua posterior inversão tectônica no Neoproterozóico
(Cruz & Alkmim 2006). Apesar da magnitude da deformação associada com
eventos
distensionais
do
Paleoproterozóico
e
compressionais
do
Neoproterozóico, no Bloco Gavião ainda podem ser encontrados domínios em
que rochas e estruturas mais antigas que 1.8 Ga ainda encontram-se
fortemente preservadas.
A monografia objeto desse projeto pretende realizar a análise estrutural
multiescalar de um corpo de granitóide que se encontra muito bem exposto na
região entre as cidades de Ibitira e Caculé e que representa um importante
laboratório para recuperar as rochas e estruturas anteriores à instalação do
Aulacógeno do Espinhaço. Tal corpo foi recentemente definido pelos alunos de
GEO-063 (Estágio de Campo IV – Instituto de Geociências da UFBA).
Entretanto, a análise estrutural em variadas escalas é algo inédito para esse
corpo e, por conseguinte, para essa porção do Bloco Gavião.
1.2. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
O Cráton do São Francisco apresenta uma unidade continental
estabilizada no Paleoproterozóico e que foi poupada das deformações durante
o Brasiliano (Almeida 1977). Em seu contexto, podem ser encontradas rochas
de idades arquenas e paleoproterozóicas, de natureza granítico-granodioríticatonalítica, gnaissificadas ou não, que estão distribuídas nos Blocos Gavião,
Serrinha e Jequié, e unidades mais jovens, agrupadas nos supergrupos
Espinhaço e São Francisco. Em especial no Bloco Gavião, uma série de
granitóides de idades arqueana e paleoproterozóica foram datados e
estudados do ponto de vista geoquímico por Bastos-Leal et al. (1996, 1997,
1998) e Bastos Leal (1998).
2
O mapeamento da porção sudoeste da folha Caetité (Escala 1:100.000)
pelos alunos da disciplina (Estágio de Campo IV – Instituto de Geociências da
UFBA) mostrou a existência de um granitóide com rico acervo de estruturas
ainda pouco estudadas. Diante do exposto, surgem as seguintes questões:
quais as características macro-meso e microestrutural do granitóide Umbaúba?
Quais as características da foliação nele fortemente impressa? Qual a relação
entre a foliação observada e a evolução da zona de cisalhamento IbiassucêIguatemi-Mocambo?
Responder a essas questões é de suma importância para o
entendimento dos eventos magmáticos que levaram a consolidação do Bloco
Gavião.
1.3. OBJETIVOS
O objetivo geral da presente monografia é a realização de estudos de
natureza
estrutural
multiescalar
no
Tonalito-Granodiorito
de
Umbaúba
cartografado, na porção sudoeste da Folha Caetité (Escala 1:100.000) com
vistas a elucidação dos contexto de colocação desse corpo.
a) contribuir para o estudo da evolução do substrato do embasamento do
Estado da Bahia.
b) proceder estudos estrutural e microestrutural clássicos, com vistas a
caracterizar a foliação presente e caracterizar as tramas magmáticas e
deformacionais.
c) entender o contexto cinemático das estruturas identificadas.
1.4. ÁREA SELECIONADA PARA ESTUDO
Para proceder ao estudo ora proposto selecionou-se uma área de,
aproximadamente, 180 km2 entre as cidades de Ibitira e Caculé (Figura 1.2).
3
Figura 1.2 – Localização da área de trabalho. Modificado de Cruz (2004).
1.5. JUSTIFICATIVA
O estudo dos eventos tectônicos Arqueano e Paleoproterozóico no Bloco
do Gavião ainda é matéria de controvérsias. A tectônica arqueana ainda não é
bem entendida e a paleoproterozóica é objeto de discussões entre
pesquisadores, tais como Arcanjo et al. (2000) e Barbosa & Sabaté (2002),
dentre outros. Bastos-Leal (1988) publicou uma série de idade Pb/Pb de
granitóides paleoproterozóicos, entretanto, essas rochas ainda não foram
estudadas do ponto de vista petrológico.
Recentemente, o mapeamento da porção SE Folha Caetité (Escala
1:100.000) pelos alunos da disciplina Geologia de Campo IV (Geo 063)
demonstrou a existência de um granitóide com um rico acervo de estruturas,
cujo estudo pode levar ao entendimento de aspectos cinemáticos associados a
4
sua colocação e/ou deformação posterior ao seu alojamento na crosta. A
realização do presente trabalho irá contribuir para o entendimento da evolução
tectônica do Bloco Gavião, com vistas a verificar o contexto de colocação
magmático e deformação de corpos granitóides lá presentes.
1.6.MÉTODO DE TRABALHO
Para atingir os objetivos colimados nesse projeto, foram realizadas as
seguintes atividades.
1.6.1.Atualização do acervo bibliográfico
Inicialmente,
foram
levantadas
as
publicações
científicas
que
contemplem a área de trabalho, tais como resumos de congressos, artigos e
projetos de pesquisa.
1.6.2. Sensoriamento Remoto
O sensoriamento remoto foi utilizado na cartografia geológica
1.6.3. Trabalhos de Campo
Os trabalhos de campo totalizaram 13 dias efetivos de campo, durante
os quais realizou-se a cartografia das unidades presentes na área de estudo, o
levantamento do arcabouço estrutural e a coleta de amostras para petrologia e
geoquímica. A figura 1.3 apresenta os pontos visitados e aqueles que foram
incorporados a partir dos trabalhos dos alunos da disciplina Geo (063 –
Geologia de campo IV).
1.6.4. Estudo Petrográfico/Microestrutural
Durante os trabalhos foram estudadas XX seções delgadas visando o
estudo dos aspectos petrológicos, clássicos e microestruturais, assim como
para o estudo do metamorfismo associado com o corpo.
1.6.5.Tratamento de dados Estruturais
5
Os dados estruturais coletados em campo foram lançados em tabelas do
programa EXCELL e transferidos para planilhas com formato TXT. Em seguida,
foi utilizado o programa STEREONET (versão 3.2 for Windows) para a
construção de digramas estereográficos e diagramas de roseta contemplando
os atributos estruturais coletados em campo.
6
CONTEXTUALIZAÇAO REGIONAL
2.1. INTRODUÇÃO
O Bloco Gavião representa o seguimento crustal mais antigo do Cráton
do São Francisco (Barbosa & Sabaté 2002) (Figura 2.1). É constituído por
unidades de idades desde arquena a paleoproterozóica (Inda & Barbosa 1978,
Bastos-Leal et al. 1998, Silva & Cunha 1999, Arcanjo et al. 2000) e recoberto
por unidades de idades paleo e neoproterozóicas (Cordani et al. 1992, Misi &
Veizer 1996). A variedade do arcabouço litológico, assim como a complexidade
do seu arcabouço estrutural, denota uma história evolutiva complexa que tem
sido alvo de pesquisa ao longo dos últimos anos.
Fig. 2.1 – Figura esquemática mostrando as principais unidades tectônicas do Cráton do São
Francisco. 1. embasamento arqueano/paleoproterozóico com sequências Greenstone Belts
(preto), 2. unidades mesoproterozóicas, 3. unidades neoproterozóicas, 4. coberturas
fanerozóicas, 5. limite do Craton, 6. Cinturão de dobramentos brasilianos, GB. Bloco Gavião,
JB. Bloco Jequié, SB. Bloco Serrinha, ISCB. Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá Belt.
O
quadrado representa o orógeno paleoproterozóico no estado da Bahia. Fonte: Barbosa &
Sabaté (2002).
7
2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS
A área de estudo desse trabalho apresenta-se na porção sudeste do
Bloco Gavião (Figura 2.2), onde predominam rochas de natureza TonalíticoTrondjemítico-Granítica, de idade arquena e paleoproterozóicas (Bastos-Leal et
al. 1998), além de sienitos e gnaisses deles derivados que estão agrupados no
Complexo Lagoa Real (Costa et al. 1985), também de idade Paleoproterozóica
(Pimentel et al. 1994). As unidades do Bloco Gavião serviram como substrato
de bacias que se sucederam do Paleo ao Neoproterozóico (Dandefer Fº 1990 e
Danderfer Fº 2000) e que compõem o rifte Espinhaço (sensu Moutinho da
Costa & Inda 1982) e o Aulacógeno do Paramirim, segundo Pedrosa-Soares et
al. (2000). Nesse capítulo serão descritas as unidades que encerram o cenário
regional, sendo dada ênfase às rochas do embasamento mais antigo que 1.8
Ga.
2.2.1. O Embasamento
O embasamento do Bloco Gavião é constituído, essencialmente, por
rochas de composição granítica, granodiorítica migmatizadas ou não (Moraes
et al. 1980 e Bastos Leal 1998, dentre outros) e por sequências
vulcanossedimentares tipo Greenstone Belts arqueanos/paleoproterozóicos
(Mascarenhas 1973, Barbosa & Sabaté 2002). E um conjunto de plútons de
idades variando de 3.4 a 1.9 Ga (Cunha et al. 1994 a; Bastos Leal et al. 1998)
compõe o cenário litológico.
O substrato granítico-gnaíssico-migmatítico arqueano do Bloco Gavião
corresponde a terrenos de médio grau metamórfico, cuja composição é de
natureza tonalítica, trondhjemítica, granodiorítica (TTG) e granítica (Barbosa e
Dominguez 1996, 1996; Bastos-Leal et al. 1997 e Barbosa et al 2001).
Resultados geocronológicos produzidos para rochas do Bloco Gavião
revelaram grupos de rochas TTG’s, metamorfisadas em fácies anfibolito e
relacionados a uma crosta continental primitiva (primeiro evento plutônico)
representado pelos maciços de Sete Voltas, Boa Vista/Mata Verde e o tonalito
Bernarda (Martin et al. 1991; Nutman & Cordani 1993; Santos Pinto et al. 1996;
Bastos Leal et al. 1996) com idades variando entre 3.2 a 3.4 Ga (Bastos Leal et
al. 1996).
8
Figura 2.2- Mapa geológico/estrutural apresentando a área de trabalho. ZCBC- Zona de
cisalhamento Brumado-Caetité; ZCI-Zona de ciasalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo;
ZTI- Zona de transferência de Itanajé, ES- Espinhaço Setentrional, CD- Chapada Diamantina,
SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), SG- Serra Geral, BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco
Jequié. O limite do Corredor do Paramirim está demarcado pela linha tracejada. Extraído de
Cruz & Alkmim (2004).
Um segundo evento plutônico está representado pelos granitóides de
Serra do Eixo, Mariana e Piripá com idades variando entre 3.1 a 3.2 Ga (Martin
et al. 1991, Marinho 1991, Santos-Pinto 1996, Cunha et al. 1996, Bastos Leal
1998). O terceiro evento plutônico está representado pelos maciços de Serra
9
dos Pombos e Malhada de Pedras (Marinho et al. 1991, Bastos Leal et al.
1997) com idades de cristalização (Rb/Sr e Pb/Pb em rocha total) em torno de
2,8 Ga.
As seqüências vulcanossedimentares representam testemunhos de
Greenstone Belts arqueanos/paleoproterozóicos, com características litológicas
e estatigráficas distintas (Mascarenhas 1973). No Bloco Gavião as faixas mais
expressivas foram caracterizadas individualmente com as denominações de
Greenstone Belt Umburanas (Cunha & Fróes 1994), Ibitira-Ubiraçaba, Brumado
e Guajeru (Cunha et al., 1996), Boquira (Carvalho 1982) e Licínio de Almeida
(Souza et al. 1990).
A área de trabalho está inserida no domínio do greenstone belt IbitiraUbiraçaba (Cunha et al. 1994) que representa uma feição orientada, em geral,
segundo NNE a NNW, com inflexões para ENE/WSW. É formado por um
conjunto de meta-vulcânicas máficas, ultramáficas e félsicas, anfibolitos, clorita
xistos, metagabros, serpentinitos, tremolitos ortoderivados, metaultrabásicas,
além de metassedimentos químicos/vulcanoquímicos diversos, como BIF’s,
formações manganesíferas, rochas calssilicáticas, cherts, mármores, filitos e
xistos (Moraes et al. 1980). Milonitos quartzo feldspáticos gerados a partir de
vulcânicas félsicas, quartzitos bandados e quartzitos ricos em minerais
calcossilicaticas também estão presentes. Anteriormente, esta área estava
inserida no Greenstone Belt Brumado-Urandi (Moraes et al,1980). Para este
autor, as metavulcânicas máficas anteriormente citadas foram formadas por
magma toleítico, ao passo que as metaultramáficas seria de provável natureza
komatiítica e além disso, as metavulcânicas félsicas foram geradas a partir de
um magma calcioalcalino.
Rochas graníticas peraluminosas, de idade Paleoproterozóica, intrusivas
nas rochas TTG’s arqueana e nas seqüências vulcanossedimentares
arqueanas/paleoproterozóica, no Bloco Gavião, têm sido reconhecidas por
diversos autores, podendo ser citados, no Bloco Gavião, os trabalhos de
Bastos-Leal (1998) e Bastos-Leal et al. (1998). Trata-se de granitóides cuja
composição varia desde tonalitos a álcali-granitos, que encontram-se, por
vezes, foliados, principalmente em regiões atravessados por corredores de
cisalhamentos (Bastos Leal et al. 1998). Estão representados pelos maciços de
Serra da Franga, Umburanas, Rio do Paulo, Iguatemi, Caculé, Espiro Santo,
10
dentre outros (Bastos Leal & Teixeira 1996; Cunha et al. 1996; Bastos Leal
1998). Dados geocronológicos Rb/Sr (rocha total) e Pb/Pb (zircão) revelam
idades de cristalização variando entre 1,85 e 2,05 Ga (Bastos Leal & Teixeira
1996, Bastos Leal et al. 1997).
2.2.2 As rochas plutônicas arqueanas e paleoproterozóicas do
Bloco Gavião
No Bloco Gavião ocorrem rochas gnáissicas de idades arqueana e
paleoproterozóicas que foram estudadas por Bastos Leal et. al. (1998),
podendo ser citados os granitóides (tonalíticos, graníticos e granodiorítico),
arqueanos, denominados de Lagoa da Macambira e Malhada de Pedras e
granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos) paleoproterozóicos,
denominados de Caculé, Espírito Santo, Iguatemi e Rio do Paulo. As rochas
arquenas, segundo aquele autor, apresentam formas ovais, com coloração
cinza claro a rósea, granulometria fina a média, foliado e por vezes lineados
quando afetados por zonas de cisalhamento regionais. É comum a presença de
enclaves de rochas máficas.
Quanto à geoquímica, as rochas arqueanas são de natureza cácioalcalina de baixo a médio potássio (Lagoa da Macambira) e médio a alto
potássio
(Malhada
de
Pedras).
Tais
granitóides
foram
comparados
geoquimicamente por Bastos Leal (1998) com terrenos gnáissicos migmatíticos
do Bloco Gavião. Segundo este autor, o granitóide de Lagoa da Macambira
possui um padrão composicional similar aos ortognaisses cinzas (TTG),
arqueanos, onde o processo de migmatização se mostra ainda incipiente,
enquanto que o granitóide de Malhada de Pedras possui algumas semelhanças
com os terrenos denominados de granito-gnaisses, estes de composição mais
potássica.
Por outro lado, para as rochas paleoproterozóicas, Bastos Leal (1998),
separou dois grupos de rochas baseado nas semelhanças geológicas e
petrográficas. Um primeiro grupo, representado pelos maciços de Caculé e Rio
do Paulo, são caracterizados por granitos a biotita e anfibólio, que possuem
xenólitos de rochas máficas e apresentam uma forte foliação de cisalhamento.
Um segundo grupo, representados pelos maciços de Espírito Santo e Iguatemi,
encontram-se levemente foliados e possuem a biotita e muscovita como
11
minerais acessórios. De acordo com aquele autor, são encontrados xenólitos
de rochas TTG imersas nessas rochas. Em relação à composição modal no
diagrama QAP, tais granitóides se posicionam no campo dos granodioritos a
monzogranitos.
A tabela 2.1 apresenta uma síntese das datações geocronológicas
realizadas na área por diversos autores e compiladas por Bastos-Leal (1988)
de rochas intrusivas no Bloco Gavião. Bastos Leal (1998), por sua vez, em sua
tese de Doutorado apresentou um conjunto de dados geocronológicos. A tabela
2.2 apresenta uma síntese desses resultados.
2.2.3. O Complexo Lagoa Real
Ocorre entre as cidades de Paramirim e Caculé e engloba o Granito São
Timóteo (Costa et al. 1985) É constituído por meta-granitóides com idade de
colocação em torno de 1.7 Ga (Pimentel et al. 1994) e um conjunto de
granitóides milonitizados em graus variados gerados no curso de uma
deformação compressional (Cruz 2004) de idade brasiliana (Cruz & Alkmim
2006). Corpos de albititos mineralizados em urânio também ocorrem
encaixados concordantemente nas rochas gnáissicas da Suíte lagoa Real. Os
resultados
de
datações
utilizando
variados
métodos
geocronológicos
produzidos por diversos autores, como compilado por Basto-Leal (1998),
sugerem que entre 1.8 e 1.7 Ga houve a intrusão do Granito São Timóteo. Em
torno de 500 Ma (Pimentel et al. 1994), teria ocorrido rehomogeneização
isotópica durante o Brasiliano.
2.2.4. O Supergrupo Espinhaço
É constituído por um conjunto de sedimentos terrígenos com
contribuições de vulcânicas ácidas que ocupam a serra do Espinhaço
Setentrional e a Chapada Diamantina (Pedreira 1994). Na porção norte da sua
área
de
ocorrência,
concordantemente
os
sobre
sedimentos
as
rochas
desse
do
supergrupo
repousam
embasamento
arqueano-
paleoproterozóico e, na medida em que se avança para sul o seu contato com
as rochas do embasamento e do Complexo Lagoa Real passa a ser de
natureza deformacional (Cruz 2004).
12
Tabela 2.1-Dados geocronológicos da rochas intrusivas do Bloco Gavião. A tabela foi extraída de Basto-Leal (1998).
Rocha
Idade
Granitóide
Método
Sete
Entre 3.4 e 3.1 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT) Pb/Pb(RT),
Boa
Entre 3.3 e 3.4 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT) Pb/Pb(RT),)
Tonalitos de Bernarda
Entre 2.7 e 3.3 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)
Granitóides
Entre 0.5 e 3.2 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)
Gnaisses de Piripá
Entre 2.0 e 3.2
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)
Granitóides Lagoa do
Entre 2.8 e 3.2
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT) Pb/Pb(RT),
3.1 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)
2.8 Ga
Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT)
Entre 1.8 e 3.2 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)
Entre 2.55 e 2.6 Ga
Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT)
Entre 2.5 e 2.6 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão)
Voltas
Gnaisse
Vista/Mata Verde
de
Mariana e Aracatu
Morro/Anagé
Granitos
Calcioalcalino
Serra
do Eixo
Granitos
Serra
dos
Pombos
Rochas Gnáissicas e
migmatíticas
Granitos subalcalinos
de Pé de Serra
Granitos
Alcalino
Serra do Eixo
Sill do Rio Jacaré
Entre 1.9 e 2.5 Ga
Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT)
Granitos
Entre 1.2 e 2.3 Ga
Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT
2.0 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão)
2.0 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão)
alcalinos
Serra do Eixo
Granito Umburanas
Granito
Serra
da
Franga
Granito Mariana
1.9 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão)
Granito Aracatu
2.1 Ga
U/Pb e Pb/Pb (zircão)
Granito Gameleira
1.95 Ga
Rb/Sr (RT)
Granito
Riacho
1.9 Ga
Rb/Sr (RT)
Lagoa
2.0 Ga
Rb/Sr (RT)
Pedras
Granito
Grande/Lagoinha
13
Tabela 2.2.- Síntese dos resultados geocronológicos apresentados por Bastos-Leal (1998) para
as rochas arqueanas/paleoproterozóicas do Bloco Gavião.
Rocha
Idade
Método
ΣNd(t)
Lagoa da Macambira
3.146 Ga
Pb/Pb em
-1,5
zircão
Malhada de Pedras
2.84 Ga
Rb/Sr
Maciço Caculé
Entre 1.9 e 2.07 Ga
Pb/Pb
1.734 Ga
Rb/Sr
2.63 e 2.77 Ga
Sm/Nd
1.064 Ga
K/Ar
551 Ma
(anfibólio)
-5,1
-6,8 e -7,9
K/Ar
(biotita)
Maciço Rio do Paulo
1,96 Ga
Rb/Sr
2,73 Ga
Sm/Nd
507 Ma
-5,8
K/Ar
(biotita)
Maciço Espírito Santo
Entre 1,99 e 2,02 Ga
Pb/Pb
1,68 Ga
Rb/Sr
Maciço Iguatemi
3.0 Ga
Sm/Nd
2,03 Ga
Rb/Sr
2,93 Ga e 3,46 Ga
Sm/Nd
483 Ma
K/Ar
-11,1 e -12,0
-8,9 e -13,4
2.2.5 Intrusivas básicas
As rochas da Formação Caboclo apresentam-se intrudidas por um
grande número de diques e sills máfico, de idade U/Pb de 1.514 Ga (Babinsk
et al. 1993) e Ar-Ar variando entre 1231 e 516 Ma (Battilani et al. 2004). Essas
rochas possuem composição dioriticas a gabróica (TGuimarães et al. 2005),
com ampla distribuição regional e dimensões variadas. A textura, em geral, é
isotrópica, com presença de plagioclásio saussuritizado e augita parcialmente
tremolitizada (Guimarães et al. 2005). Alguns corpos encontram-se cisalhados
segundo a direção N-S, ao ponto que outros não apresentam deformação
expressiva (Tanner de Oliveira & Corrêa Gomes,1996).
2.2.6.O Supergrupo São Francisco
Na Chapada Diamantina e no Espinhaço Setentrional aflora um conjunto
de rochas terrígenas e carbonáticas depositadas em ambiente lacustre/marinho
profundo com influência glaciogênica (Guimarães 1996). Na serra do espinhaço
14
Setentrional está representado pelo Grupo Santo Onofre (Schobbenhaus 1996)
e na Chapada Diamantina, pelo Grupo Una, subdividido nas Formações
Bebedouro e Salitre (Inda & Barbosa 1978). Datações da Formação Bebedouro
realizadas por Brito Neves et al. (1980), Macedo & Bonhomme (1981 e 1984)
sugerem uma idade de sedimentação entre 1000 e 900 Ma e idades Rb/Sr em
pelitos variando entre 930 e 920 Ma.
3. ARCABOUÇO ESTRUTURAL E EVOLUÇÃO TECTÔNICA
As estruturas mais antigas do Bloco Gavião estão relacionadas à
colisões e fusões parciais de terrenos Gnaissico Migmatíticos TTG’s paleoarqueanos e posterior individualização de estruturas dômicas magmáticas
(Arcanjo et al. 2000).
Segundo Barbosa & Sabaté (2002), no paleoproterozóico o Bloco
Gavião participou das colisões que estruturaram o orógeno Itabuna-SalvadorCuraçá (Figura 2.2). As zonas que abrangem evidências da sua participação na
colisão Paleoproterozóica é motivo de controvérsia entre diversos autores.
Para Barbosa & Sabaté (2002), está representada no limite leste do Bloco
Gavião por falhas de empurrão que colocaram rochas do Bloco Jequié sobre as
rochas
da
Faixa
Contendas-Mirante.
Neste
contexto,
duas
fases
compressionais exibem estruturas NNW/SSE, com movimento reverso sinistral
e sinistral reverso, ambos vergentes para oeste. Neste contexto, as rochas do
embasamento exibem metamorfismo de fácies anfibolito alto e as unidades
metassedimentares, de fácies xisto verde. Por outro lado, para Jardim de Sá et
al. 1984, o registro deformacional mais antigo no Bloco Gavião possui
cinemática destral e vergência para leste.
15
Figura 2.3 – Reconstituição das colisões paleoproterozóicas no Estado da Bahia (Barbosa &
Sabaté 2002).
.
Por outro lado, Arcanjo et al. (2000) (Figura 2.4) propuseram que parte
do Bloco Gavião foi deformado no Paleoproterozóico e sugere interações entre
esse Bloco e o Guanambi-Correntina, estendendo para oeste o limite do
Orógeno Paleoproterozóico no Estado da Bahia.
16
Figura 2.4 – Modelo de evolução tectônica do Bloco Gavião no arqueano (a,b)paleoproterozóico (c,d) (Arcanjo et al. 2000).
No arqueano, em tempos mais antigos que 3.300Ma, houve a formação
da crosta siálica primitiva, de composição tonalítico-trondjemítico. Entre 3.300 a
3.200 Ma (Figura 2.4a) houve a fragmentação da crosta sialica primordial, com
estruturação de sistema de rifts na direção predominante WNW-ESSE. Neste
período, ocorreu a deposição de associações vulcanossedimentares (protólitos
dos complexos Ibitira-Ubiraçaba, Ibiajara, Boquira e Riacho de Santana), com
seqüências mais completas (evoluídas) em direção a su-sudoeste, culminando
nesta porção com geração de assoalho oceânico. Entre 3.000 a 2.700Ma
17
(Figura 2.4b) ocorreu orogênese, com subducção de placa oceânica sob placa
oceânica para nór-nordeste. Neste contexto, houve a fusão parcial da placa
oceânica subductada, com produção de plutões TTG, protólitos de porções dos
complexos Santa Isabel e Paramirim e constituição de prisma acrescionário.
Associada com a orogênese houve um evento deformacional tangencial e
metamorfismo nas facies xisto verde e anfibolito.
No Paleoproterozóico, entre 2.400 a 2.300Ma (Figura 2.4c), ocorreu
orogênese com mecanismo motriz focado a oés-sudoeste do bloco Gavião com
desenvolvimento da faixa móvel Urandi-Paratinga. Neste cenário, um evento de
deformação tangencial com cavalgamentos para oés-sudoeste e reorientação
das estruturas pretéritas para NNW-SSE ocorreu associado com metamorfismo
de fácies granulito em alguns setores, a exemplo do Complexo Santa Isabel.
Entre 2.200 a 2.000Ma (Figura 2.4d) ocorreu espessamento crustal com
fusão parcial da porção inferior da crosta siálica, gerando retrabalhamento
(migmatização) de litologias existentes. Em seguida houve um período de
relaxamento pós-compressional do orógeno com geração de magmatismo
híbrido (componente mantélica de natureza alcalina+produto da fusão parcial
de crosta TTG) produzindo intrusões granitóides metaluminosas de filiação
calcialcalina de alto K. As deformações sofrem inflexão das estruturas NNWSSE, que tendem a contornar os corpos graníticos.
No final do Paleoproterozóico houve a instalação de uma bacia
denominadada de Aulacógeno do Espinhaço por Moutinho da Costa & Inda
(1982), Bacia do Espinhaço por Danderfer Fº (2000) e Aulacógeno do
Paramirim por Pedrosa Soares et al. (2001). Independente da concepção
adotada, neste período houve a geração de espaço que abrangeu a
sedimentação dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco. De acordo com
Danderfer Fº (2000), processos distensionais se sucederam até o início do
Neoproterozóico.
No Neoproterozóico, interações entre placas levaram a nucleação de
orógenos que bordejaram núcleos cratônicos, dentre eles, o Cráton do São
Francisco/Congo (Almeida 1977). As interações brasilianas entre o Cráton São
Francisco/Congo e o Cráton Amazônico levaram às inversões das bacias
paleo-meso-neoproterozóicas do interior do continente (Cruz & Alkmim 2006) e
à geração de estruturas compressionais da Chapada Diamantina e do
18
Espinhaço Setentrional. Associado com esse evento, no substrato do Bloco
Gavião, Cruz & Alkmim (2006) identificaram zonas de cisalhamento E-W
vergentes para NNE que são truncadas por zonas destrais e destrais reversas
com orientação NNW/SSE. Tais estruturas cortam o embasamento mais antigo
que 1.8 Ga e as unidades de cobertura de rochas metassedimentares dos
supergrupos Espinhaço e São Francisco.
19
EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DE DOMOS MAGMÁTICOS E SUA RELAÇÃO
COM AS ENCAIXANTES
3.1. CAMPOS DE DEFORMAÇÃO NOS DOMOS MAGMÁTICOS
A colocação de corpos plutônicos na superfície crustal origina campos de
deformação com uma grande variedade de estruturas, desde compressionais a
distensionais (Choukroune 1995).
A figura 3.1 resume os campos de tensão
associados com a colocação de plútons. Nela, pode ser verificado que o núcleo
dos domos é caracterizado por planos de achatamento bastante inclinados, que
rotacional em direção ao topo, para a horizontal. Nas porções marginais,
sinformes podem ser gerados.
λ1 λ2
Figura 3.1- Campos de deformação em plútons, onde estão representados os planos de
achatamento λ1 λ2. Fonte: Choukroune (1995).
20
A região situada entre o domínio onde os planos de achatamento são
horizontais (teto do domo) e verticais (flancos do domo) é considerada uma zona
de deformação fraca ou nula (Choukroune 1995). Estes setores são denominados
de junções tríplices. Muito comum nesses corpos é a presença de uma foliação
magmática (Paschier & Trouw 2005), cuja trajetória está relacionada com a
evolução do domo (Choukroune 1995) (Figura 3.2).
Figura 3.2- Mapa de trajetória λ1 λ2 em três estágios distintos. Fonte: Choukroune
(1995) λ1=Direção de máximo estiramento; λ2= Direção de estiramento intermediário.
As
rochas
encaixantes
dos
domos
também
sofrem
deformação
(Choukroune 1995) e, neste contexto, dobras de diversas naturezas e geometria
podem ser nucleadas, além de falhas reversas e normais (Figuras 3.3 e 3.4)
(Choukroune 1995). Nessas figuras, pode ser observado que a foliação
magmática contorna o corpo intrusivo, gerando uma geometria dômica.
21
Figura 3.3 – Distribuição das deformação nas rochas encaixantes dos granitóides.
Fonte:
Choukroune (1995).
Figura 3.4 – Posição provável de cavalgamentos induzidos durante a evolução de domos
magmáticos. Fonte: Choukroune (1995).
3.2. MICROESTRUTURAS RELACIONADAS AO FLUXO MAGMÁTICO E
SUBMAGMÁTICO
Várias microestruturas de rochas ígneas são similares às estruturas de
rochas metamórficas (Paschier & Trouw 2005). Durante a cristalização, as rochas
ígneas passam por estágio intermediário entre o estado líquido e sólido,
aumentando, gradativamente, a porcentagem de cristais na porção fundida e a
possibilidade de interação entre eles. Se a rocha sofre uma deformação durante
esse processo, ou seja, deformação sin-magmática, um conjunto específico de
microestruturas serão indicativas destes estágios.Tais estágios são denominados
de magmáticos (líquido>sólido), submagmático (líquido<sólido) e estado sólido
Paschier & Trouw (2005). A seguir será realizada uma síntese a cerca das
22
estruturas que sugerem os diversos estágios evolutivos da deformação durante a
colocação de rochas plutônicas.
3.2.1. Evidências de fluxo magmático
O melhor critério para reconhecimento de fluxo magmático é a orientação
preferencial dos cristais euédricos (Paschier & Trouw 2005). De acordo com esses
autores, a trama foliação-lineação nas rochas ígneas é marcada pelos cristais de
feldspato e da mica orientados e pela extinção ondulante nos cristais de quartzo.
Durante o processo de cristalização, as estruturas anteriores à solidificação do
magma dificilmente ficam preservadas pois estas podem facilmente ser destruídas
pelo fluxo magmático.
Outra evidência de fluxo magmático é a imbricação de cristais euédricos,
cuja estrutura depende da presença do material fundido para posterior rotação dos
cristais. Blenkinsop (2000) e Mulchrone et al. (2005) consideram estas estruturas
como não diagnóticas da formação de milonitos. O fluxo magmático também é
evidenciado pela presença da textura ofítica e subofítica típica de cristalização
magmática, bem como pela presença de zoneamento químico oscilatórias em
plagioclásio. A falta de deformação de cristais é apontada por Paschier & Trouw
(2005) como uma evidencia do fluxo magmático.
3.2.2. Evidências de fluxo submagmático
O fluxo submagmático é marcado pela presença de processos relacionados
com a deformação de cristais em presença de material fundido. Este estágio é
caracterizado por apresentar migração de bordas de grãos, deformação plástica
intracristalina, ou seja, migração de defeitos do cristal, partição da deformação e
transferência difusiva de massa entre sítios de alta e baixa pressão. Outra
evidência de fluxo submagmático é a reorientação da trama magmática por
deformação plástica aliado a rotação rígida. Nestas condições é comum a
presença de quartzo com extinção ondulante.
Uma das melhores evidências de microestruturas desenvolvidas em estágio
submagmático é a presença de fraturas preenchidas pelo material fundido.
23
Segundo Hibbard (1987), em condições de pressão de fundido superiores a 15%
pode ocorrer o desenvolvimento de fraturas e fluxo cataclástico de grãos.
3.2.3 Evidências de deformação no estado sólido
As principais evidências de deformação no estado sólido é presença
intensa de deformação interna dos grãos, em que pode observar extinção
ondulante largamente desenvolvida, formação de subgrãos; atuação de
mecanismos de recristalização gerando novos grãos poligonais; desenvolvimento
de uma foliação anastomosada a contínua, estruturas assimétricas, por exemplo,
S/C e dobras de arrasto, além da presença de minerais boudinados (Paschier &
Trouw 2005).
Uma vez conhecidas as características diagnósticas e os modelos
relacionados com a colocação de plútons magmáticos, partiu-se para o estudo do
tonalito-granodiorito de Umbaúba, que se caracterizou como um excelente
laboratório natural para estudos relacionados com a transição entre os estágios
magmático e sólido.
24
CARACTERIZAÇÃO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO
GRANITOIDE UMBAÚBA
4.1 INTRODUÇÃO
Como granitóide Umbaúba, recentemente, foi definido nos trabalhos de
Geologia de Campo IV (Geo-063) pelos alunos da Universidade da Bahia um
conjunto de rochas de natureza tonalítica a granodiorítica que afloram na
porção SE da Folha Caetité (1:100.000). A partir de trabalhos de campo em
área selecionada como laboratório (Figura 1.3) e através de estudos
microestruturais em seções delgadas de amostras de afloramentos da região
compreendida entre as cidades de Caculé e Ibitira, foi possível verificar as
feições estruturais relacionadas com o tonalito-granodiorito em questão. Nesse
trabalho redefine-se o tonalito-granodiorito Umbaúba como um complexo
homônimo que compreende granitóides, aplitos, pegmatitos, granitóides
gnaissificados, enclaves de anfibolitos e mega-xenólitos de gnaisses
anfibolíticos e migmatitos que afloram na região de trabalho.
Os estudos aqui apresentados estão focados na análise microestrutural
de duas das litofácies desse complexo, a saber, os granitóides e granitóides
gnaissificados.
Não
se
teve
a
pretensão
de
realizar
uma
análise
petrográfica/petrológica detalhada e relacionada com a evolução do magma
que deu origem a essas rochas, mas o levantamento das características da
mineralogia com o objetivo principal de verificar as feições que sugerissem
processos de deformação associada com a colocação dos corpos estudados e
feições de deformação pós-magmática.
4.2. DESCRIÇÃO DAS TECTONOFÁCIES
Na área de estudo foram individualizadas duas tectonofácies envolvendo
as rochas granitóides, denominadas de tonalito-granodiorito Umbaúba Foliado
e tonalito-granodiorito Umbaúba Gnaissificado (Figura 4.1). O critério de
distinção entre elas foi a intensidade de deformação no estado intermediário
entre o magmático e o sólido sensu strictu, baseado nos critérios estabelecidos
por Paschier & Trouw (2005). Como Umbaúba foi denominada a tectonofácies
protomilonítica a milonítica (sensu Sibson 1977), em que as feições do protólio
25
Figura 4.1- Mapa geológico-estrutural do Complexo Umbaúba na área cartografada.
26
encontram-se preservadas, e como Umbaúba Gnaissificado foi classificada a
rocha em que as estruturas deformacionais e de recristalização sintectônica
imperam em mais de 90 % da rocha, sendo, então, classificados como rochas
miloníticas a ultramiloníticas (sensu Sibson 1977) (Figura 3.1). Em ambos os
casos uma expressiva foliação é observada em campo, foliação essa marcada
macroscopicamente pelo alinhamento de feldsptos e biotita, e ao microscópio
pela presença de feições de recristalização sin-tectônica, como será
demonstrado ao longo do capítulo.
Não há evidências de metamorfismo associado com a formação da
foliação do Complexo Umbaúba. A mineralogia metamórfica (i.e, pósgnaissificação) está associada com a presença de fraturas de cisalhamento
tardias. Ela é representada pela mica branca e epidoto.
Os dados integrados do trabalho de Geologia de Campo IV a cerca da
distribuição espacial das foliações internas ao corpo sugere uma geometria
dômica alongada. Xenólitos de gnaisses anfibolíticos são encontrados inseridos
nas rochas desse complexo. Tais rochas apresentam uma foliação milonítica
associada com bandamento composicional, cuja distribuição é discordante à
foliação de forma tonalito-granodiorito Umbaúba Gnaissificado.
A seguir, será dada ênfase à caracterização dos aspectos petrográficos
e microestruturais das tectonofácies que integram o Complexo Umbaúba.
4.2.1. Tectonofácies 1: tonalito-granodiorito Umbaúba foliado
Essa tectonofácies ocupa cerca de 60% da área de estudo. Ocorre como
núcleos amendoados contornados pela tectonofácies descrita a seguir (Figura
4.1). Trata-se de um tonalito-granodiorito, predominantemente, de coloração
cinza, anisotrópico, de granulação média a grossa, composto de quartzo, Kfeldspato, plagioclásio e biotita (Fotos 4.1 e 4.2). Aglomerados lenticulares de
biotita ocorrem imersos na matriz. Estes em geral, apresentam geometria
fusiforme (Foto 4.2). Nessas rochas é comum encontrarem-se enclaves de
níveis biotíticos (Foto 4.3), cuja geometria predominante é também a fusiforme.
Além disso, diques de composição granítica são observados nessas rochas.
Tanto o tonalito-granodiorito Umbaúba, quanto os diques de rochas graníticas,
apresentam uma proeminente foliação de fluxo magmático.
27
Foto 4.1 – vista geral, em perfil, do afloramento do
tonalito-granodiorito Umbaúba, Ponto TC-30.
Foto 4.2 – tonalito-granodiorito Umbaúba: detalhe
do alinhamento de aglomerados fusiformes de
biotitadetalhe das biotitas estiradas, Ponto TC-28,
neste em planta.
Foto 4.3 – Enclave de nível biotitico no
tonalito-granodiorito Umbaúba, detalhe das
biotitas estiradas Ponto TC-28, neste em
planta.
Ao microcópio, as rochas são de granulometria média a grossa e podese observar a coexistência de texturas magmáticas (Fotomicrografia 4.1) e
deformacionais no estado sólido. Tais texturas deformacionais são de caráter
milonítico, pois alteram a trama original da rocha. Em geral, a trama original,
primária, ígnea, está preservada em cerca de 30 e 60% da rocha, tendo sido
classificada como milonito a protomilonito, de acordo com Sibson (1977).
As texturas ígneas reliquiares do protólito ígneo são:
28
a) mimerquítica e gráfica - marcadas pelo intercrescimento irregular
entre o plagioclásio sódico e quartzo (Fotomicrografia 4.2).
Fotomicrografia 4.1 – Aspectos da trama gnáissica no granitóide
Umbaúba. Notar porfiroclastos.
b) fluxo magmático – orientação de forma de feldspatos.
c) poiquilítica – inclusão de plagioclásio em feldspatos alcalinos; alanita,
biotita, quartzo, opacos, titanita e zircão em plagioclásio; titanita e zircão em
biotita; apatita em plagioclásio e biotita.
d) inequigranular a equigranular porfirítica – existem litofácies em que a
granulometria das rochas é semelhante, formando uma trama granular, e
outras em que há variações granulométricas entre pórfiros (em geral de
feldspato alcalino e plagioclásio) e matriz (Textura porfirítica).
29
e) hipidiomórfica a xenomórfica– predominam minerais com formas
subeudrais, mas podem ser encontrados minerais com formas anedrais.
Qz
Mi
Pl
Fotomicrografia 4.2 - Textura mimerquítica
(seta amarela). Ponto TC-42 (50X), Nicóis
cruzados. Mi- Microclina, Pl- Plagioclásio,
Qz- Quartzo.
Texturas
associadas
com
o
estágio
submagmático
não
foram
encontradas nessas rochas. Algumas texturas foram consideradas como
relacionadas com a deformação no estado sólido, podendo ser citadas as
texturas milonítica, porfiroclástica e mortar (Fotomicrografias 4.3 e 4.10) ou
núcleo-manto e estão marcadas pela presença de porfiroclastos de feldspatos,
quartzo e microclina imersos em matriz de grãos poligonais recristalizados.
As tabelas 4.1 e 4.2 apresentam a composição modal das amostras
estudadas obtida nos trabalhos de campo pelos estudantes da disciplina de
Campo IV (Geo-063). De acordo com a figura 4.2a e as tabelas em questão,
predomina granodiorito à biotita tonalito.
A paragênese mineral primária, isto é, magmática, é constituída pelos
seguintes minerais:
a) plagioclásio, que ocorre, preferencialmente, como porfiroclastos
(Fotomicrografia 4.5) e, subordinadamente, como grãos poligonizados
(Fotomicrografia 4.6). Os porfiroclastos apresentam forma tabular, subédrico a
anédrico. Apresentam-se, por vezes, mimerquitizados.
30
Qz
Pl
Pl
Mi
Fotomicrografia 4.3 -Porfiroclasto de
microclina em textura núcleo-manto Ponto
TC-42 (2,5X) Nicóis cruzados. MiMicroclina, Qz- Quartzo.
Pl
Fotomicrografia 4.4 -Porfiroclato de
plagioclásio em textura núcleo-manto. Ponto
TC-42 (50X) Nicóis cruzados. PlPlagioclásio.
Qz
Pl
Qz
Pl
Fotomicrografia 4.5- Porfiroclasto de
plagioclásio (Pl) no granitóide Umbauba.
Ponto TC-30 (2,5X), nicóis cruzados. Qz.
Fotomicrografia 4.6- Grãos recristalizados
de plagiolcásio (Pl). TC-42 (50X), nicóis
cruzados. Qz- quartzo.
Esses minerais possuem inclusões de alanita, biotita, quartzo, opacos,
titanita e zircão. Os grãos apresentam sinais de deformação sintectônica
marcado pela presença de extinção ondulante regular e subgrãos. Os subgrãos
apresentam formas poligonais, em junções tríplices. Estão em contatos retos, e
por vezes curvos e interpenetrantes com outros feldspatos e com o quartzo.
Os grãos poligonais apresentam-se anédricos, com bordas variando
entre curvas a retas. Neste último caso, formam junções tríplices e apresentam
deformação interna marcada pela presença de extinção ondulante. Associamse com porfiroclastos que possuem extinção ondulante e subgrãos com forma,
tamanho e orientação cristalográfica semelhantes aos grãos poligonais. Tais
feições sugerem processos de deformação e recristalização por rotação de
31
subgrãos de acordo com Paschier & Trouw (2004). Alguns grãos poligonais
possuem inclusões primárias de titanita e zircão.
Tanto nos porfiroclastos, quanto nos grãos poligonais pode ocorrer a
geminação polissintética do tipo Albita-Carlsbad. De acordo com o método de
Michel-Levy, ambos possuem teor de anortita em torno de 25%, sugerindo
tratarem-se de oligoclásios. Em algumas lâminas não foi possível determinar o
teor de anortita pelo fato dos cristais não estarem geminados. Alguns grãos
apresentam-se parcialmente transformados em epidoto (epidoto sensu-strictu e
zoizita).
b) microclina que, assim como o plagioclásio, ocorre como grãos
tabulares, anédricos, na forma de porfiroclastos (Fotomicrografia 4.7), em sua
maioria, e como grãos poligonais recristalizados, ou novos grãos poligonais
(Fotomicrografia 4.8).
Tabela 4.1- Análise petrográfica da tecnofácies Umbaúba de acordo com
os resultados
fornecido pelos alunos da disciplina GEO (063- UFBA).
Ponto
TC03
TC05
TC06
TC09
TC24
TC25
TC26
TC30
TC42
ANÁLISE PETROGRÁFICA DA TECNOFÁCIES UMBAÚBA
Felds.
NOME DA
Alc.
Plag Qtz
Bio Mus Epidoto Esfeno Opacos
ROCHA
49,32
24,13 21,20 4,40 0,79
0,16
9,37
55,63 18,95 10,70 3,67
0,31
1,38
8,35
54,42 23,05 11,35 1,28
0,55
1,00
8,79
70,08 10,21 3,61
0,06
1,01
54,63 35,91 6,17 0,70
0,76
22,30
51,90 22,82 1,95 0,94
0,21
0,52
52,74 28,13 18,22 0,10
0,29
11,68
57,84 18,40 10,17 1,91
Biotita Tonalito
Biotita
granodiorito
16,99
53,43 23,23 3,74 1,79
1,02
Granodiorito
0,25
0,81
Sienogranito
Biotita
granodiorito
Biotita
granodiorito
Quartzo
Monzodiorito
Biotita Tonalito
0,10
Granodiorito
32
Tabela 4.2- Análise petrográfica da tecnofácies Umbaúba gnaissificado de acordo com os
resultados fornecido pelos alunos da disciplina GEO (063- UFBA). a) Aspectos petrográficos da
paragênese magmática
ANÁLISE PETROGRÁFICA DA TECNOFÁCIES UMBAÚBA GNAISSIFICADO
NOME DA
Felds.
ROCHA
PONTOS Alc.
Plag Qtz
Bio Mus Epidoto Esfeno Opacos
Quartzo
TC-12
10,83 65,70 15,21 3,69 1,62 2,82
0,11
Monzodiorito
TC-14
1,60 78,54 18,25 0,15 0,35 0,85
0,25
Tonalito
Biotita
TC-34
11,03 56,64 26,05 12,24 1,63 0,68
0,90
0,03
Granodiorito
Quartzo
TC-39
10,44 63,33 18,28 3,56 1,56 2,72
0,11
Monzodiorito
Biotita
TC-71
7,79 61,07 21,23 8,39 1,42
0,10
0,20
Granodiorito
Figura 4.2 – Classificação modal das rochas do gnaisse Umbaúba e do Umbaúba
gnaissificado. A- Álcali-feldspato, Q- Quartzo, P- Plagioclásio.
33
Qz
Mi
Mi
Mi
Fotomicrografia 4.7-Porfiroclatos de microclina
(Mi). TC-42 (50x), nicóis cruzados.
Fotomicrografia 4.8- Grãos poligonais
recristalizados de microclina. Ponto TC-03
(50X) NC.
Também nesse caso é possível verificar que os novos grãos poligonais
contornam os porfiroclastos com extinção ondulante e subgrãos, sugerindo a
atuação de mecanismo de recristalização por rotação de subgrão. Tanto os
porfiroclastos, quanto os grãos poligonais encontram-se geminados segundo a
lei albita-periclina. Os porfiroclastos apresentam contatos curvos e interlobados
com o quartzo e o plagioclásio. Nos grãos poligonais, os contatos são retos
entre indivíduos de microclina.
c) quartzo, que ocorre de forma irregular, anédrico, ocupando os
interstícios entre porfiroclastos de feldspatos. Apresentam extinção ondulante,
subgrãos (Fotomicrografia 4.9) e estão parcialmente recristalizados nas bordas,
formando grãos poligonais. Os porfiroclastos apresentam contatos retos com
os feldspatos e interlobados com a microclina.
d) biotita, que apresenta-se com pleocroísmo variando entre castanho
esverdeado e castanho claro, subédrica e tabular (Fotomicrografia 4.10). Os
grãos possuem extinção ondulante e apresentam eixo maior orientados,
imprimindo uma orientação preferencial a rocha. Está frequentemente
associada ao esfeno e à mica branca, apresentando com estes texturas de
reação (alteração hidrotermal), e a outros cristais de biotita. Possui inclusões
de zircão (Fotomicrografia 4.11).
e) esfeno (titanita), por sua vez, ocorre subédrico, com forma
losangulares típicas, associado à biotita, muscovita e minerais opacos.
34
f) zircão, que ocorre incluso em plagioclásio e biotita (Fotomicrografia
4.11).
g) apatita, euédrica, que está inclusa em plagioclásio e biotita.
h) alanita, anédrica, com coloração castanha, que ocorre inclusa em
plagioclásio
Qz
Fotomicrografia 4.9- Subgrãos de quartzo
(Qz). Ponto TC-30 (25X) . Nicóis cruzados.
Bi
Pl
Pl
Fotomicrografia 4.10- Biotita castanha orientada, segundo o fluxo
magmático. Ponto TC-42, (25X), luz plana. Bi- Biotita, Pl- Plagiolcásio.
35
Bi
Pl
Zr
Fotomicrografia 4.11- Cristal de zircão (Zr)
incluso em biotita (Bi). Ponto TC-05 (100X),
nicóis cruzados. Pl- Plagioclásio. (100X).
Trama pós-magmática é encontrada nessas rochas e representada
pelas texturas de reações envolvendo o crescimento de mica branca a partir de
biotita (Fotomicrografia 4.12), plagioclásio e k-feldspato (Fotomicrografia 4.13);
do epidoto (sensu strictu) a partir do plagioclásio (Fotomicrografia 4.14); e da
biotita e da titanita a partir da biotita; do epidoto (sensu strictu) a partir da
alanita (Fotomicrografia 4.15). A geração desses minerais a partir de alteração
hidrotermal desses minerais produz a textura pseudopoiquilítica.
Bi
Bi
Mb
Mb
Bi
Fotomicrografia 4.12-Textura de reação
sugerindo crescimento da mica branca (Mb)
a apartir da biotita (Bi). Ponto TC-06 (100X),
luz plana.
Fotomicrografia 4.13- Textura de reação
sugerindo crescimento da mica branca (Mb)
a apartir do k-feldspato(Fss). Ponto TC-042
(100X), luz plana..
36
Pl
Ep
Al
Ep
Fotomicrografia 4.14- Textura sugerindo
reação envolvendo epidoto (ep) e
plagioclásio (pl). Ponto TC-42, (25X) NC.
Foto
Fotomicrografia 4.15- Textura poiquilítica
envolvendo crescimento do epidoto (Ep) a partir
de alanita (Al). Ponto TC-42, (25X). Nicóis
cruzados. Pl- Plagioclásio.
A presença de texturas de reação sugere a interação de fluido aquoso
com a rocha encaixante. Algumas reações podem ser aventadas, tais como:
Na4CaAl6Si14O40 (plagioclásio) + 1.5 KAlSI3O8 (ortoclásio) + 0.5 K+ + 0.5 H2O +
3.5 H+ = 0.5 Ca2Al3Si3O12(OH) (zoizita) + 2 KAl3Si3O10 (OH)2 (moscovita) + 1
SiO2 (quartzo) + 4 Na+1 (Bryant 1966)
A
mica
branca
ocorre
em
algumas
rochas
como
coloração
esbranquiçada, com forma tabular e grãos subédricos. Frequentemente está
associada à biotita e aos feldspatos. Não é comum a todas as rochas, mas
somente naquelas em que fraturas de cisalhamento são encontradas em
campo. O epidoto (sensu strictu), por sua vez, ocorre como grãos com
coloração verde pálida, anédrico e granular. Está frequentemente associado à
biotita. A titanita ocorre granular, anédrica, associada com a biotita verde.
4.2.2. Tectonofácies 2: tonalito-granodiorito Umbaúba Gnaissificado
Ocupa cerca de 40% da área. Ocorre bordejando o tonalito-granodiorito
Umbaúba ou como faixas descontínuas em seu interior, isolando núcleos
amendoados e alongados seguindo a foliação principal. Em campo, diferencia-
37
se da tectonofácies 1 por apresentar um bandamento composicional marcado
pela alternância de níveis tonalíticos e níveis graníticos (Foto 4.4).
S0//S1
Foto
4.4
Umbaúba
gnaissificado
apresentando
bandamento composicional S1 paralelo à foliação
magmática S0. Ponto TC-26, em planta.
Em geral predominam ultramilonitos, constituindo gnaisses com
bandamento tabular milimétrico a centimétrico, mas faixas de milonitos podem
ser encontradas. Neste caso, ocorrem como augen-gnaisses.
Ao microscópio, essas rochas apresentam-se fortemente recristalizadas.
A trama ígnea é ausente a pouco expressiva. As texturas predominantes
refletem atuação de processos deformacionais e mecanismo de recristalização
sintectônica associados com a formação da foliação principal, sendo
classificadas como milonítica e granoblástica, por vezes poligonal. Em alguns
domínios ainda pode-se reconhecer a textura núcleo-manto típica da transição
milonito-ultramilonito (Fotomicrografia 4.16).
Em geral, predomina a textura
granoblástica (Fotomicrografia 4.17).
Essas rochas apresentam também textura lepidoblástica, marcada pela
orientação dos cristais de biotita e Ribbons de quartzo. As texturas observadas
e relacionadas com a foliação gnaíssica não envolvem texturas de reações
entre os minerais, mas uma mudança da forma dos mesmos através da
atuação de processos deformacionais e de mecanismos de recristalização.
38
Fotomicrografia 4.16 – Trama milonítica (estado sólido) no tonalito-granodiorito Umbaúba
gnaissificado. Notar subgrão (seta). Fa- Feldspato alcalino. Aumento de 25 vezes, nicóis
cruzados.
Fotomicrografia 4.17 – Trama ultramilonítica (estado sólido) no tonalito-granodiorito Umbaúba
Gnaissificado0. Fss- Feldspato, Qz- Quartzo, Ep- Epidoto (sensu strictu). Notar subgrão (seta).
Aumento de 25 vezes, nicóis cruzados.
39
O plagioclásio apresenta-se anédrico, em agregados poligonais com
contatos retos as curvos entre si. Porfiroclastos são raros e quanto presentes
estão imersos em matriz de grãos poligonais. A geminação predominante é a
albita e, através do método Michel-Levi pôde-se verificar que os grãos
possuem teor de anortita em torno de 25%, como na tectonofácies 1.
O quartzo ocorre anédrico, formando agregado de grãos poligonais.
Alguns porfiroclastos foram observados e esses encontram-se imersos em
manto de novos grãos. Quando poligonais, apresentam contatos interlobados
entre si e retos com os feldspatos. Os porfiroclastos, por sua vez, apresentam
contatos interlobados com a microclina e com o plagioclásio. Grãos estirados
de quartzo podem ser encontrados formando ribbons.
A microclina ocorre como grãos anédricos, com tamanhos variados
devido a recristalização dos porfiroclastos (Fotomicrografia 4.16). Encontramse geminados segundo a lei Albita-Periclina. Apresentam contatos curvos entre
si e com o quartzo e plagioclásio.
A biotita apresenta cor castanha, com pleocroísmo variando de castanho
claro a castanho escuro. Ocorre como grãos subédricos a anédricos, tabulares,
com orientação de forma. Ocorre em aglomerados e está, freqüentemente,
associada ao esfeno e à mica branca.
4.3. ASPECTOS ESTRUTURAIS MULTIESCALARES ASSOCIADOS COM A
DEFORMAÇÃO DO TONALITO-GRANODIORITO UMBAUBA
Macroscopicamente, o tonalito-granodiorito Umbaúba (Tectonofácies 1)
é caracterizado por apresentar uma foliação S0 marcada pela orientação de
forma de feldspato e biotita (Foto 4.5).
40
S0//S1
Foto 4.5-Tonalito-granodiorito Umbaúba, detalhe das
biotitas estiradas Ponto TC-05
Enclaves máficos foram observados em campo. Em geral, esses
enclaves apresentam-se com eixo maior paralelizado com a foliação principal
das rochas. A foliação principal do corpo apresenta-se com amplo
espalhamento, com máximo posicionado em N351/72 (Figura 4.3). Em virtude
da carência de exposição do plano XZ, a lineação de estiramento associada
com a foliação principal do corpo não foi observada.
Uma série de diques de aplitos e pegmatóides, com geometria tabular
ocorre cortando essas rochas e sendo cortados pela foliação magmática.
Alguns deles, inclusive, encontram-se dobrados isoclinalmente, sendo
transpostos por essa foliação (Foto 4.6). Uma geração de diques mais tardia
ocorre truncando a foliacao deformacional S1//S0 (Foto 4.6).
Esses diques apresentam uma variação de posição (Figura 4.4), mas,
em geral, e encontram-se segundo N150/82SW. Associado a esses corpos, um
conjunto de zonas de cisalhamento com componente de movimento direcional
horária e antihorária e dobras com geometrias diversas podem ser observadas
(Figura 4.5). As zonas com componente sinistral se posicionam em N029/33,
ao passo que as destrais, em N349/79NE (Figura 4.5). Nos diques de
pegmatóides, a lineação de crescimento mineral se posiciona segundo E-W. O
campo de tensão relacionado com a formação dessas estruturas está
apresentado na figura 4.4 e 4.5.
41
Figura 4.3 – Diagramas estereográficos sinópticos das estruturas associadas com o tonalitogranodiorito Umbaúba e Umbaúba gnaissificado. Hemisfério inferior, N= número de medidas.
S0//S1
Foto 4.6– Foliação magmática S1//S0 no Granitóide
Umbaúba. Notar presença de dobras intrafoliais e de dique
tardio à foliação (seta verde). Ponto TC-03.
42
As diques de aplitos se encontram dobrados em vários estilos. Neste
sentido, são encontradas dobras pitigmáticas, em geral assimétricas, e dobras
assimétricas com geometria em S e em Z a depender da posição dessas
estruturas (Figuras 4.5 e 4.6a). Na figura 4.6a pode ser visualizado que as
dobras simétricas, em geral, possuem plano de achatamento posicionado em
N330/78NE. As dobras em S, por sua vez, apresentam-se desenvolvidas em
diques posicionados em N200/82SW(figura 4.6b), ao passo que as dobras
assimétricas em Z ocorrem em diques orientados segundo N344/77NE. A
direção da tensão principal máxima interpretada para essas estruturas
encontra-se representadas na figura 4.7.
A distribuição das assimetrias das dobras em campo, das falhas e da
distribuição da foliação (S0) permitem sugerir um campo de tensão associado
com a geração dessas estruturas posicionada segundo, aproximadamente,
SSE-NNW, com variações para SSW-NNE (Figura 4.7). A relação entre esse
campo de tensão e a foliação principal sugere componente sinistral de
movimento associada com a geração dessas estruturas. Observações
cinemáticas no plano XZ da foliação milonítica gerem movimentos reversos
associados.
A foliação principal(S0) do tonalito-granodiorito Umbaúba trunca os
diques e ocorre posicionada segundo o plano axial das dobras neles
desenvolvidas (Foto 3.26). Tal feição sugere cogeneticidade entre essas
estruturas, ou sejam entre a formação da foliação principal(S0) e das dobras.
Truncando a foliação magmática (S0), diques pegmatóides e de aplitos
posiciona em 150/85 SW (Figura 4.5d).
43
Figura 4.4- Diagramas estereográficos sinópticos das estruturas deformacionais cartografadas.
Hemisfério inferior, N= Número de medidas.
44
Figura 4.5- Diagramas estereográficos sinópticos das estruturas deformacionais cartografadas.
Hemisfério inferior, N= Número de medidas.
45
Figura 4.6 – Conjunto de estruturas levantadas em campo com as respectivas direções. A seta
em azul representa a direção de encurtamento máximo interpretada.
Figura 4.7 – Análise cinemática sintética das estruturas deformacionais truncadas por S0.
Em direção à tectonofácies 2, os diques de aplitos e pegmatóides
tornam-se gradativamente paralelizados entre si e com a foliação milonítica
(S//S0), semelhante ao que foi demonstrado por Paschier & Trouw (2005) para
a geração de gnaisses a partir de rotação rígida de elementos tabulares. A
rotação desses elementos levou ao desenvolvimento de um proeminente
bandamento composicional que está parelelizado com a foliação milonítica
46
principal. Este bandamento é marcado pela alternância de bandas claras,
rosadas, de composição quartzo-feldspáticas, semelhantes aos diques de
rochas graníticas e pegmatóides descritos na tectonofácies 1, e bandas
acinzentadas, de composição tonalítico a granodiorítico, com características
macroscópicas e composicionais semelhantes aos granitóides da tectonofácies
1. A foliação S1 nessas rochas posiciona-se em N344/69 NE (Figura 4.5c).
Sobre essa foliação desenvolve-se uma lineação de estiramento mineral
marcado pelo quartzo e agregados poligonais de feldspatos. Esta estrutura
posiciona-se em 22 p/ 161.
Alternando-se com essas bandas podem ser encontrados níveis de
composição máfica, intensamente estirados e compondo o bandamento
gnáissico. Feições de boudinagem envolvendo enclaves de rocha básica e
diques de granitóides são comuns (Foto 4.7).
S0//S1
Foto 4.7- Boudin (Seta verde) em Umbaúba gnaissificado.
Ponto TC-25.
Ao microscópio, o aumento da deformação e atuação de mecanismos de
recristalização levou à destruição das feições ígneas do protólito, sem,
contudo, haver a atuação de processos de reação entre minerais. A presença
de porfiroclastos de feldspato e quartzo com subgrãos e manto de grãos
poligonais (textura núcleo-manto) em seu entorno sugere a atuação de
mecanismo de recristalização sin-tectônica por rotação de subgrãos. Junções
tríplices entre grãos poligonais de quartzo e entre grãos poligonais de
47
feldspatos são comuns. Em geral, o contato entre os grãos recristalizados é
reto a interlobados.
4.4 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
O conjunto de dados levantados nas escalas macro (afloramentos),
meso (amostra de mão) e microscópica (seções delgadas) sugere que a
foliação do tonalito-granodiorito umbaúba está relacionada com a atuação de
processos deformacionais e mecanismos de recristalização no estado sólido.
Tais mecanismos envolvem, sobretudo, a atuação de processos de rotação de
subgrãos. Além disso, na macro-escala, a relação plano axial da foliação
milonítica e as dobras, a assimetria das dobras, assim como a formação de um
bandamento gnáissico a partir da rotação e estiramento desses elementos, nos
domínios mais deformados, sugerem que essas estruturas foram formadas e
associadas a um plano de cisalhamento. Este plano está materializado pela
foliação milonítica (S0//S1). A primeira possibilidade é que essas estruturas
tenham se desenvolvido em estágio sin-magmático, ou de transição entre este,
e o estágio sólido. Os principais argumenttos neste sentido, baseado nos
trabalhos de Paschier & Trow (2005) e Chauvet et al. (1999), são:
a) a foliação apresenta uma distribuição dômica, compatível com a
geometria do corpo;
b) as tectonofácies mais deformadas ocorrem nas borda do corpo e sua
geometria segue a foliação principal. Ao ocorrer no interior dos granitóides,
formam geometrias típicas associadas com zonas de cisalhamento, ou seja,
formam corpos amendoados, menos deformados, ou poods de deformação,
conforme Ramsay (1980);
c) a foliação milonítica ocorre nos granitóides e nos diques de aplitos
neles encaixados. Isso significa que é posterior ou contemporânea com a
formação desses corpos. A distribuição dômica da foliação milonítica inserida
tanto nos granitóides, quanto nos diques, sugere, entretanto, que essas são
coetâneas. O seu caráter milonítico, por sua vez, sugere a atuação de
processos de deformação associado com a colocação dos corpos ígneos. O
fato de a foliação milonitica ser plano axial das dobras desenvolvidas nos
diques corrobora o caráter transicional sin-magmático-estado sólido da
deformação;
48
d) a deformação aumenta, em geral, do centro para a borda do corpo
estudado;
e) somando-se todas as argumentações acima, a forma alongada do
corpo pode sugerir a sua deformação durante a sua colocação.
Tomando-se como base esses argumentos e partir do que foi observado
em campo e em lâmina, uma primeira hipótese pode ser aventada para explicar
a colocação do tonalito-granodiorito de Umbaúba (Figura 4.8). Na meso-escala,
a história evolutiva do tonalito-granodiorito de Umbaúba inicia-se com o
desenvolvimento de uma foliação de fluxo magmático. Diques de pegmatitos e
aplitos são colocados sem orientação preferencial. Ao serem submetidos a um
campo de tensão, essas estruturas são dobradas e rotacionadas, se
paralelizando com a foliação principal S0//S1, de caráter milonítico. Neste
contexto, dobras isoclinais, intrafoliais são geradas, culminando com a geração
de uma trama de transposição.
Na micro-escala, a formação da foliação magmática, possivelmente,
inicia-se com a orientação de forma de cristais tabulares de biotita e feldspatos
(Figura 4.8). Com o aumento do volume de material magmático cristalizado, em
virtude do campo de tensão e da elevada temperatura do sistema, inicia-se a
deformação no estado plástico com recristalização sin-tectônica dos minerais já
cristalizados e formação de uma foliação milonítica (S0//S1) em estágio
transicional entre o magmático e sólido. Sendo o resfriamento mais rápido na
borda do corpo com relação ao seu centro, assim como a maior velocidade de
cristalização, enquanto no núcleo imperam processos em estado plástico, na
borda imperam processos no estágio sólido, que levaram à paralelização da
trama.
A distribuição dos elementos estruturais sugere que o nível de
exposição atual aflora a porção dos plútons em que os planos de achatamento
encontram-se subverticais ou de alto ângulo, excluindo a possibilidade de estar
exposta à cúpula do granitóide. A presença do sinforme na porção oeste do
corpo pode estar relacionada com fluxos de massa no flanco dos domos,
conforme modelo apresentado por Choukroune, 1995.
Segundo essa hipótese a deformação do Umbaúba e sua colocação
possivelmente está relacionada com a evolução da zona de cisalhamento de
49
Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo. Tal fato é sugerido pela relação espacial entre
os campos de tensões encontrados, a distribuição dos elementos estruturais,
em especial, foliação S1 e Lx1, e os resultados obtidos por Mesquita (2007). A
figuras 4.8 apresenta a relação espacial e temporal entre a evolução da zona
de cisalhamento em questão e a evolução da foliação magmáticadeformacional do tonalito-granodiorito Umbaúba. Ao passo que a figura 4.9
apresenta o campo de tensão associado.
Hipótese I: Colocação do tonalito-granodiorito Umbaúba em condições
sin-tectonicas a zona de cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo
Hipótese II: A colocação do tonalito-granodiorito Umbaúba seja anterior
à nucleação da zona de cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo (Figura
4.9). Um fator que vai de encontro a esta hipótese é a concordância entre a
foliação (S0) do tonalito-granodiorito Umbaúba e a foliação milonítica singnaissificação. Um outro aspecto é o fato da foliação magmática ser plano axial
das dobras nucleadas em diques graníticos.
50
Figura 4.8 - Hipótese I que explicaria de evolução deformacional para explicar a evolução da
trama no Granitóide Umbaúba. Ver texto para discussão. L=liquido, C=cristal, P=porfiroclasto,
GR=novo grão poligonal
Figura 4.9 – Correlação entre o campo de tensão da zona de cisalhamento Ibiassuçê-IguatemiMocambo e o campo encontrado no Granitóide Umbaúba. Em azul, a tensão principal máxima.
51
CAPÍTULO 5 – CONCLUSÕES
A partir dos dados apresentados e discutidos, conclui-se que:
1. No tonalito-granodiorito Umbaúba podem ser individualizadas duas
tectonofácies distintas associadas com a formação de rochas da fácies
milonítica. A primeira, denominada de tonalito-granodiorito Umbaúba foliado,
possui feições do protólito ígneo muito bem preservadas, permitindo classificála como protomilonítica. A segunda, o tonalito-granodiorito Umbaúba
Gnaissificado, ocorre bordejando ou concordante com a trama do tonalitogranodiorito Umbaúba. Nesta tectonofácies, feições de deformação e
processos de recristalização coexistem com feições reliquiares do protólito
ígneo, nos termos miloníticos. Nos termos ultramiloníticos, a trama primária foi
quase totalmente destruídas pelas feições de deformação no estado sólido.
2. O tonalito-granodiorito Umbaúba possui uma foliação marcada pela
orientação de cristais, predominantemente, de plagioclásio e biotita pouco
deformados imersos em uma matriz granodiorítica. Tal relação sugere que
trata-se de uma foliação formada ainda no estágio magmático. O termo
gnaissificado possui uma foliação milonítica materializada pela presença de
textura mortar e granoblástica. Tais características sugerem que trata-se de
foliação gerada em estado sólido. O estágio submagmático não foi verificado
nessas rochas.
3. Texturas pós magmáticas/pós gnaissificação são encontradas nessas
rochas e representadas por feições que sugerem a presença de fluido
hidrotermal envolvendo a biotita, mica branca, clorita, epidoto e esfeno, em
condições de fácies xisto verde.
4. A distribuição da foliação nas tectonofácies identificadas sugere uma
estrutura dômica alongada segundo aproximadamente, NS. Os elementos
estruturais obtidos sugerem duas hipóteses. A primeira propõe que o tonalitogranodiorito em questão foi colocado sob regime transpressional sinistral, cuja
evolução está relacionada com a presença de zonas de cisalhamento
regionais. A tensão principal possivelmente posicionou-se segundo SSE-NNW.
Na segunda, a colocação do tonalito-granodiorito estudado é anterior à
nucleação da zona de cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo
52
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Almeida F. F. 1977. O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc., 4: 349-364
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.
Babinsk, M., Van-Schmus, W. R., Chemale, J. R. F., Brito-Neves, B. B., Rocha,
A. D. 1993. Idade isocrônica Pb/Pb em rochas carbonáticas da Formação
Caboclo em Morro do Chapéu, BA. In: SBG/SGM, Simpósio sobre o Cráton
do São Francisco, 2, Anais, p. 160-163
Babinski , M., Brito-Neves, B. B., Machado, N., Noce, C. M., Ulhein, A., Van
Schumus, W. R. 1994. Problemas na metodologia U/Pb em zircões de
vulcânicas continentais: o caso do Grupo Rio dos Remédios, Supergrupo
Espinhaço, no estado da Bahia. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia,
Boletim de Resumos Expandidos, 2, p. 409-410
Barbosa, J. S. F., Sabaté, P., Leite, C. M. M. 2001. Os quatro blocos arqueanos
do embasamento do Cráton do São Francisco na Bahia e a colisão no
paleoproterozóico. In: SBG/NNE, Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos,
8, Anais, p. 131-133.
Barbosa, J. S. F. & Sabaté, P. 2002. Geological feature and the
paleoproterozoic od four archean crustal segments of the São Francisco
Craton, Bahia, Brazil. A syntesis. An. Acad. Bras. Cienc., 2: 343-359.
Bastos-Leal, L.R. 1998. Geocronologia U/Pb (Shrimp), 207Pb/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
Bastos-Leal, L. R., Teixeira, W., Macambira, M. J. B., Cordani, U., Cunha, J. C.
1996. 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.
Bastos-Leal, L. R., Teixeira, W., Cunha, J. C., Macambira, M.J.B. 1998.
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.
Battilani, G.B., Vascaoncelos, P. M., Gomes, N. S., Guerra, W. J. 2005.
Geochronological data of dykes and sills intruding proterozoic sequences of
the Tombador Formation, Bahia, Brasil. In: Simpósio do Cráton do São
Francisco, 1, Salvador, SBG, p. 139-142
Blenkinsop, T.G. 2000. Deformation microstructures and mechanisms in
minerals and rocks. Kluwer Academic Publisher, Dordrecht, 150p.
Brito-Neves, B. B., Cordani, U. G., Torquato, J. R. 1980. Evolução
geocronológica do Precambriano no estado da Bahia. In: Inda, H.A.D. &
Duarte, F.B. Geologia e Recursos Minerais do Estado da Bahia, 3, SMECOM, pp.. 1-101.
Bucher, K. & Frey, D. 1994. Petrogenesis of Metamorphic Rocks. SpingerVerlag , Germany. 307p.
Choukroune, P. 1995. Deformação e deslocamentos da crosta terrestre.
Editora, Unissinos, Rio Grande do Sul, 272p.
Cruz, S.C.P. 2004. Tectônica do Embasamento na Porção Sul do Corredor do
Paramirim-MG/BA e sua relação com o orógeno Araçuaí-Oeste Congo.
Tese de Doutorado. Departamento de Geologia, Universidade Federal de
Ouro Preto, 505p.
Cruz, S.C.P. & Alkmim, F.F. 2006. 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.
Cunha, J. C., Lopes, G. A. C., Fróes, R. J. B., Oliveira, N. S., Santana, E. A. N.
1996b. Projeto Ibitira-Brumado: Relatório Final. Salvador, CBPM, 1996, não
publicado.
Danderfer Fo, A. 1990. Análise estrutural descritiva e cinemática do
Supergrupo Espinhaço na região da Chapada Diamantina (BA). Dissertação
de Mestrado, Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro
Preto, 99p.
Danderfer Fo A. & Dardenne, M. A. 2001. Tectonoestratigrafia da bacia
Espinhaço na porção centro-norte do Cráton do São Francisco: registro de
uma evolução policíclica, multitemporal e poliistórica. In: SBG/NNE,
Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos, 8, Anais. SBG-NE, p. 145-148
Dominguez, J. M. L. 1993. 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.
Dominguez, J. M. L. 1996. 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.
Graham, W. & Dixon, J. 1982. Reaction and geometrical softening in granitoid
mylonites. Textures and Microstructures, 4: 223-239.
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., Teixeira, L. R., Silva, M´G., Martins, A. A., Filho, E. L. A.,
Loureiro, H. S. C., Arcanjo, J. B., Dalton de Souza, J., Neves, J. P.
Mascarenhas, J. F., Melo, R. C., Bento, R. M. V. 2005. Datações U-Pb em
rochas magmáticas intrusivas no Complexo Paramirim e no rifte Espinhaço:
Uma contribuição ao estudo da evolução geocronológica da Chapada
Diamantina. In: Simpósio do Cráton do São Francisco, 1, Salvador, SBG, p.
159-161.
Hibbard, M.J. 1997. Deformation of incompletely crystallised magma systems:
granitic, gneisses and their tectonics implications. Journal Structural
Geology, 951: 543-561
Inda, H. A. V. & Barbosa, J. F. 1978. Texto Explicativo para o Mapa Geológico
do Estado da Bahia, SME/COM. 137 p.
Macedo, M. H. & Bonhome, M. G. 1984. Contribuição a cronoestratigrafia das
Formações Caboclo, Bebedouro e Salitre na Chapada Diamantina (BA)
pelos métodos RB-Sr e K-Ar. Rev. Bras. Geoc., 3: 153-163.
Macedo, M. H. F. & Bonhome, M. G. 1981. Datação Rb-Sr e K-Ar das
formações Bebedouro e Caboclo na Chapada Diamantina. In: CPM/SBG,
Simpósio sobre o Cráton do São Francisco, 1, Anais, p. 98-99.
Mascarenhas J. de F. 1973. A geologia do centro-leste do Estado da Bahia. In:
SBG, Congr. Bras. Geol., 28, Anais: 35-66
Mesquita, V. L., Caracterização estrutural multiescalar metamórfica da zona de
cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi, Mocambo Cacule Ba 2007
Misi, A. & Veizer, J. 1996. 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.
Moraes, L. C., Martins, A. B. M., Sampaio, A. R., Gil, C. A. A, Andrade Filho, E. L.,
Arcanjo, J. B., Lima, R. C. C. L., Melo, R. C., Oliveira, R. B. A. O., Margalho,
R. S. F. X. 1980. Projeto Brumado-Caetité. Relatório Final, 1a Fase.
Salvador, CPRM/DNPM, 233p.
Moutinho da Costa, L. A. & Inda, H. A. V. 1982. O Aulacógeno do Espinhaço.
Ciências da Terra, 2: 13-18
Mulchrone, K. F,.Grogan, S., Prithwijit De. 2005. The relationship betwenn
magmatic tiling, fluid flow and crystals fraction. Journal Structural Geology,
27: 179-197
Passchier, C. W. & Trouw, R. A. J. 2005. Microtectonics. Springer-Verlag,
Germany. 366p
Pedreira, A. J. C. L. 1994. O Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina
centro oriental, Bahia: Sedimentologia, estratigrafia e tectônica. Tese de
Doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de São
Paulo, 126p.
Pedrosa-Soares, A. C. & Wiedeman-Leonardos, C. 2000. Evolution of the Araçuaí
belt and its connection to the Ribeira belt, eastern Brazil. In: Cordani, U.G..
Milani, E. J., Thomaz Fo, A., Campos, D. A. (eds.) Tectonic Evolution of
South America, SBG, pp.: 265-285.
Pedrosa-Soares A. C., Noce C. M., Wiedemann C. M., Pinto C. P. 2001. The
Araçuaí-West-Congo Orogen in Brazil: an overview of a confined orogen
formed during Gondwanaland assembly. Precamb. Res., 1-4: 307-323.
Schobbenhaus, C. 1996. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre,
estado da Bahia: Revisão e novas propostas. Rev. Bras. Geoc., 4: 265-276.
.