universidade federal da bahia - TWiki

i
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
ANA LUIZA SILVA XAVIER
“PALEOTECTÔNICA DAS ÁREAS DE PROVENIÊNCIA E
PETROGRAFIA DA FORMAÇÃO SALOBRO, BACIA DO RIO
PARDO – BAHIA”
Salvador
2009
ii
ANA LUIZA SILVA XAVIER
“PALEOTECTÔNICA DAS ÁREAS DE PROVENIÊNCIA E
PETROGRAFIA DA FORMAÇÃO SALOBRO, BACIA DO RIO
PARDO – 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.
Orientador: Dr. Augusto José de C. L. Pedreira da Silva
Co-orientador: Prof° Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador
TERMO
DE APROVAÇÃO
2009
iii
ANA LUIZA SILVA XAVIER
PALEOTECTÔNICA DAS ÁREAS DE PROVENIÊNCIA E
PETROGRAFIA DA FORMAÇÃO SALOBRO, BACIA DO
RIO PARDO - BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel
em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________
1º Examinador - Dr. Augusto José de C. L. Pedreira da Silva – Orientador
CPRM – Serviço Geológico do Brasil
________________________________________________________________
2º Examinador - Prof° Dr. Carlson de Matos Maia Leite – Co-orientador
Instituto de Geociências, UFBA / Petrobrás
________________________________________________________________
3º Examinador – Profº Dr. Geraldo da Silva Villas Bôas
Instituto de Geociências, UFBa
________________________________________________________________
4º Examinador - Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Instituto de Geociências, UFBa
Salvador
2009
iv
"É melhor atirar-se em luta em busca de dias melhores, do que permanecer estático
como os pobres de espírito, que não lutam, mas também não vencem; não conhecem a
dor da derrota, mas também não têm a glória de ressurgir dos escombros. Esses
pobres de espírito ao final de sua jornada na terra não agradecem a Deus por terem
vivido, mas se desculpam ante Ele por simplesmente terem passado pela vida."
Roosevelt.
v
AGRADECIMENTOS
Chegar até aqui não é tarefa fácil. E em razão disso, com toda a felicidade por
mais essa conquista, agradeço antes de tudo a Deus, por ter guiado meus passos e
nunca ter permitido que eu desistisse. Mostro também todo meu reconhecimento às
pessoas que me incentivaram, deram apoio e “meteram a mão na massa” comigo,
enfim, todos aqueles que tiveram ao meu lado nesses quase seis anos de luta.
Dedico aos meus pais, Luiz Henrique e Jussara, este trabalho, agradecendo pela
criação que me deram, mostrando que o estudo é o alicerce para se chegar a um futuro
próspero e desejado. A Pedro, meu segundo pai, pelos conselhos e pelas broncas.
Aos meus irmãos Mara, Júnior e Jean, pela união e por sempre estarem
presentes quando precisava, dando amor e carinho.
Aos amigos, em especial, Cleiton (Keko) e Leidiane, e também, Carlito, Gilcimar,
Eraldo, Dum, Diego, Rafaela, MadMax, Fernandinha, Jana, Tico, Nívia, Linda, Deco,
Tica, Vera, Erisson, Dinha, Portugal, Andrezão, Val e Fortran, por terem me aturado
todo esse tempo e aos colegas, Natanael, Goiaba, Jailma, Josafá, Metafórmica, Ganja,
Rafa (Bahia), por agora fazerem parte da minha “thurma”. Também às companheiras
de “ralação” no TFG, Gisele, Carol, Leila, Ana Maciel e Joilma.
Não posso deixar de agradecer ao meu grande amigo e orientador Augusto
Pedreira por ter me aceitado como sua orientanda quando tinha me deparado com
várias portas fechadas. Ao professor Carlson que aceitou co-orientar-me e ajudou
muito, mas muito mesmo, para a construção desse trabalho.
Aos professores, Ângela, Flávio, Marcão, Telésforo, Félix, Arno, Rosa e Haroldo
Sá, pela grande ajuda durante o curso, por serem grandes profissionais e por agora
fazerem parte da minha história, e também a todos os funcionários, em especial, André.
Agora a uma pessoa muito especial, que me fez despertar para a Geologia
quando pensava em desistir, que me incentivou e acreditou em meu potencial, que
ainda me abre os olhos para a vida e para o mundo profissional, pela paciência, amor,
carinho, alegrias e tristezas, não sei até quando, mas hoje agradeço, de verdade, a
Jofre, meu namorado e amigo de todas as horas, por esses momentos vividos.
vi
RESUMO
A Bacia do Rio Pardo representa um dos registros mais importantes da evolução do
Cráton do São Francisco e das Faixas Móveis brasileiras, em especial, a Araçuaí. Está
localizada na porção sudeste do estado da Bahia, encontra-se no limite entre o Cráton
do São Francisco e a Faixa Araçuaí. A Formação Salobro, objeto de estudo deste
trabalho, está situada no setor nordeste da Bacia do Rio Pardo e caracteriza-se por
uma sucessão de rochas metassedimentares clásticas, imaturas com metarenitos
carbonáticos e argilosos; metagrauvacas; metarcóseos finos e grossos; metassiltitos
laminados;
ardósias
e
metaconglomerados
polimíticos.
Seus
protólitos
foram
depositados em uma bacia do tipo antepaís ou foreland periférica. O estudo da
tectônica das áreas-fonte da Formação Salobro, objetivou a determinação da relação
entre o tipo específico de ambientes tectônicos, suas áreas-fonte e também os seus
eventos deposicionais. A petrografia permitiu a caracterização dos metarenitos como
metarcóseos, com proporções de feldspato superiores às de quartzo, seguidos de
fragmentos líticos. A aplicação do método de Gazzi-Dickinson, utilizado para estudos de
proveniência em bacias anerozóicas, mostrou que os sedimentos foram provenientes
de um embasamento que foi soerguido e posteriormente erodido, mas estes resultados
podem estar comprometidos, pois a bacia em questão é de idade Neoproterozóica e foi
afetada por metamorfismo de grau baixo a médio. Fontes múltiplas a partir do
embasamento cratônico e orogênico são indicadas pela composição do arcabouço de
alguns metaconglomerados, que contêm seixos de granulito, com clastos de
metavulcânica; carbonato, gnaisses, além de fragmentos de metassiltito da própria
bacia em algumas amostras de metarenito. A fácies metamórfica foi determinada a
partir das paragêneses minerais encontradas, estando na interface Xisto Verde /
Epidoto-Anfibolito, indicando temperaturas entre 500 e 600 ºC e pressões entre 2 e 6
Kbar.
Palavras-chave: Bacia do Rio Pardo; Cráton do São Francisco; Orógeno Araçuaí;
método Gazzi-Dickinson; Xisto Verde / Epidoto-Anfibolito.
vii
ABSTRACT
The Rio Pardo Basin represents one of the most important records of the evolution of
the São Francisco and Brazilian Orogens, in particular, the Araçuaí. It is located in the
southeastern portion of the state of Bahia, in the limit between the São Francisco Craton
and the Aracuaí Belt. The Salobro Formation, object of the present study, is located in
the northeast sector of the Rio Pardo Basin and is characterized by a succession of
clastic metasedimentary rocks with immature carbonate-clay rich meta-sandstones;
meta-graywackes; fine and coarse grained meta-arkoses; laminated meta-siltstone;
slate and polymitic meta-conglomerates. The sediments were deposited in a Forelandtype basin or peripheral foreland. The study of the tectonics of the source areas of
Salobro Formation, aimed to determine the relationship between the specific type of
tectonic environments, their source areas and also their depositional events. The
petrography allowed the characterization of meta-sandstones as meta-arkoses, with
higher proportions of feldspar to quartz, followed by lithic fragments. The GazziDickinson, used for provenance studies in Phanerozoic basins, also showed that the
sediments were from a basement that was uplifted and subsequently eroded. However
these results may be compromised because the basin in question is Neoproterozoic and
was affected by low to medium grade metamorphism. Multiple sources from the cratonic
and orogenic basement are indicated by the composition of the framework of some
meta-conglomerates as they contain granulite pebbles, metavolcanic, metacarbonate
and gneiss clasts and also fragments of meta-siltstone from the basal sequences of the
basin, in some samples of meta-sandstone. The interface of greenschist / epidoteamphibolite metamorphic facies was determined from the mineral paragenesis and they
suggest, temperatures between 500 and 600 ° C and pressures between 2 and 6 kbar.
KEYWORDS: Rio Pardo Basin; São Francisco craton; Araçuaí orogen; Gazzi-Dickinson
method; greenschist / epidote-amphibolite.
viii
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS
LISTA DE TABELAS
LISTA DE FOTOGRAFIAS
ix
x
xi
xii
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ................................................................................................................. 15
1.1. OBJETIVOS E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA ........................................................................15
1.2. JUSTIFICATIVAS E RELEVÂNCIA ..................................................................................................16
1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO ..........................................................................................16
1.4. TRABALHOS ANTERIORES............................................................................................................17
1.5. CLASSIFICAÇÃO TECTÔNICA DA BACIA .....................................................................................19
1.6. O CONCEITO DE BACIA DE ANTEPÁIS (FORELAND) .................................................................22
CAPÍTULO 2- METODOLOGIA DE ESTUDO .......................................................................................... 25
2.1. CONFECÇÃO DO MAPA GEOLÓGICO E COLETA DE AMOSTRAS DE ROCHA ........................25
2.2. ESTUDOS DE PROVENIÊNCIA E DE PALEOTECTÔNICA...........................................................28
2.2.1. Seleção do Método....................................................................................................................28
2.2.2. Maturidade Composicional, Granulometria e Proveniência ......................................................28
2.2.3. Rochas Amostradas ..................................................................................................................29
2.2.4. Método Petrográfico ..................................................................................................................30
CAPÍTULO 3 - GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................................................33
3.1. INTRODUÇÃO ................................................................................................................................33
3.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS.............................................................................................33
3.2.1. Embasamento Cristalino ...........................................................................................................34
3.2.2. Grupo Rio Pardo........................................................................................................................36
3.2.2.1. Formação Panelinha .........................................................................................................38
3.2.2.2. Subgrupo Itaimbé ...............................................................................................................38
3.2.2.3. Formação Salobro..............................................................................................................40
ix
3.3. EVOLUÇÃO TECTÔNICA ................................................................................................................42
CAPÍTULO 4 - PETROGRAFIA..................................................................................................................45
4.1 ASPECTOS INICIAIS ........................................................................................................................45
4.2 DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA ........................................................................................................46
A) Metarcóseos ..................................................................................................................................46
B) Metaconglomerados .......................................................................................................................58
4.3 CLASSIFICAÇÃO E PROVENIÊNCIA...............................................................................................61
CAPÍTULO 5 - METAMORFISMO .............................................................................................................64
5.1 INTRODUÇÃO ...................................................................................................................................64
5.2 PROCESSOS, TEXTURAS E REAÇÕES METAMÓRFICAS...........................................................64
5.2.1 Saussuritização ..........................................................................................................................65
5.2.2 Sericitização ...............................................................................................................................65
5.2.3 Cloritização .................................................................................................................................65
5.3 METAMORFISMO .............................................................................................................................66
CAPÍTULO 6 - DISCUSSÃO E CONCLUSÕES............................................................................. ............69
REFERÊNCIAS...........................................................................................................................................72
ANEXOS......................................................................................................................................................79
xix
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: Localização e vias de acesso à área do projeto, está hachurada em vermelho, Modificado de
Pedreira(1996).............................................................................................................................................17
Figura 1.2: Propostas para estratigrafia da Bacia do Rio Pardo. (Modificado de Karmann et al. 1989)......19
Figura 1.3: Modelo Geotectônico para a Bacia do Rio Pardo, proposto por Siqueira et al., 1978... .......... 20
Figura 1.4: Modelo Geotectônico para a Bacia do Rio Pardo. Modificado de Pedreira, 1999. ...................21
Figura 1.5: Relação espacial a partir do orógeno entre bacias de foreland periférica e retroarco.
Modificado de Van der Pluijm & Marshak 2004...........................................................................................23
Figura 1.6: Modelo Geotectônico esquemático de uma bacia foreland de antepaís periférica. (Modificado
de Mial, A.D. in Busby & Ingersoll,1995).................................................................................... .................24
Figura 2.1: Alguns pontos amostrados e suas respectivas localizações dentro da coluna estratigráfica da
Formação Salobro (Modificado de Pedreira, 1996).....................................................................................27
Figura 2.2: Dois exemplos dos Diagramas de distribuição de modas detríticas para arenitos (Dickinson –
1985; 1988). As abreviaturas constam na tabela 2.2.................................................................. ................32
Figura 3.1: Mapa Geológico Regional mostrando os principais litotipos da Bacia Rio-Pardo e seu
embasamento. Modificado de Moraes Filho & Lima (2007).......................................................... ..............35
Figura 3.2: Geologia Simplificada da Bacia do Rio Pardo. Modificado de Pedreira (1996). ......................36
Figura 3.3: Coluna Estratigráfica do Grupo Rio Pardo................................................................................37
Figura 3.4: Coluna Estratigráfica da Formação Salobro................................................................ .............41
Figura 3.5: Mapa simplificado mostrando os limites do Craton do Sao Francisco (contorno vermelho) e as
Faixas Moveis marginais. (Cruz, 2004). Área de trabalho hachurada em preto.........................................43
Figura 3.6: Bloco-diagrama esquemático da Bacia do Rio Pardo. (Modificado de Pedreira & PedrosaSoares, 1996)........................................................................................................................................... ...44
Figura 4.1: Bloco de metaconglomerado da Pedreira MARGRASIL, Faz. Monte Sagrado. UTM: 8288278 /
475461. Conglomrado Salobro....................................................................................................................59
Figura 4.2: Diagrama de composição dos arenitos (sensu lato) da Formação Salobro na Bacia do Rio
Pardo segundo a classificação de Folk (1974)............................................................................................62
Figura 4.3: Diagrama Qt-F-L dos arenitos (sensu lato) da Formação Salobro na Bacia do Rio Pardo,
indicando a provável natureza das suas áreas-fonte (segundo Dickinson, 1985; 1988). As abreviações
constam na tabela 2.2 ............................................................................................................... .................63
Figura 5.1: Diagrama P-T mostrando a relação entre as paragêneses minerais e a transição das fácies
metamórficas que indicam condições especiais de pressão e temperatura. Modificado de Spear, 1993..68
xix
LISTA DE TABELAS
Tabela 2.1: Localização dos pontos amostrados....................................................................................... 26
Tabela 2.2: Classificação e símbolos dos tipos de grãos, segundo Dickinson, 1985.......................... ......31
Tabela 2.3: Principais tipos de proveniência e aspectos composicionais das areias derivadas, segundo
Dickinson (1985)..........................................................................................................................................32
Tabela 4.1: Composição modal dos metarenitos (abreviaturas constam na Tabela 2.2).................... .......62
Tabela 5.1:Paragêneses e associações mineralógicas existentes nas lâminas analisadas.............. ........66
xixii
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 4.1: (a) Afloramento de metarenito cinza-esverdeado com porções arroxeadas, na estrada
para a localidade de Jacarandá, margem esquerda. UTM: 8279026 / 467669. Amostra Al-18; (b)
Afloramento de metarenito na estrada para a cidade de Mascote mostrando caráter isotrópico UTM:
8287844 / 453904. Amostra AL-14..............................................................................................................46
Fotografia 4.2: Afloramento de metarenito mostrando estruturas do tipo flaser indicadas pelas setas
vermelhas. Estrada para a cidade de Mascote. UTM: 8287662 / 456700. Amostra AL-16.........................47
Fotografia 4.3: Afloramento do (meta) conglomerado Lapão. Predominância de seixos de carbonato.
Serra do Lapão. UTM: 8291805 / 462035...................................................................................................61
xii
xiii
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 4.1: Aspecto geral da lâmina mostrando bandamento composicional marcado por
bandas formadas pelos minerais opacos (Opc) e bandas quartzo-feldspáticas (qtz+fds). Fotografia em
luz plana polarizada. (a) Amostra AL-08; (b) Amostra AL-14.....................................................................47
Fotomicrografia 4.2: Aspecto geral da lâmina não foliada mostrando textura inequigranular polimodal.
Fotografia em luz plana polarizada. Amostra AL-15...................................................................................48
Fotomicrografia 4.3: (a) Plagioclásio com geminação preservada (Pl1) e saussuritizado (Pl2). Fotografia
com polarizadores cruzados. Amostra Al-15. (b) Cristais de plagioclásio preservando geminação (Pl1),
parcialmente saussuritizado (Pl2) e fraturado (Pl3). Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL16.................................................................................................................................................................48
Fotomicrografia 4.4: Grãos de plagioclásio (Pl) mostrando geminação albita reliquiar. Também é visto
cristal neoformado em suas bordas. Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL-18..................49
Fotomicrografia 4.5: Cristal de mesopertita (Mp) preservado com tamanho aproximado de 0,1 mm.
Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL-14............................................................................49
Fotomicrografia 4.6: Cristal de microclínio (Kfs) preservado..................................................................... 49
Fotomicrografia 4.7: Grão de feldspato (microclínio) (Kfs) parcialmente sericitizado (Src) apresentando
geminação albita-periclina reliquiar (b). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores
cruzados (b). Amostra AL-20......................................................................................................................50
Fotomicrografia 4.8: Grão de quartzo (Qtz) subidiobástico com cor de interferência amarela. Aparecem na
mesma seção cristais de epidoto (Epd) Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL-20............50
Fotomicrografia 4.9: Grão de quartzo fraturado (Qtz), plagioclásio parcialmente saussuritizado (Plg) e
carbonato associado à saussuritização (Cb). Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL-16....51
Fotomicrografia 4.10: Cristal alongado e orientado de clorita (Chl) mostrando coloração esverdeada (a) e
cor de interferência azul-arroxeada (b). Na mesma seção, epidoto (Epd) em forma de meia lua e sericita
(Src). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-19..........51
Fotomicrografia 4.11: Cristal de clorita (Chl) associado a opaco (Opc) próximos a epidoto (Epd) granular.
Fotografia em luz plana polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-14.......................52
xiii
xiv
Fotomicrografia 4.12: Carbonato (Cbt) associado à saussuritização e sericita (Src) como produto de
sericitização. Presença também de titanita (Ttn) mostrando cor castanha. Fotografia em luz plana e
polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b)....................................................................................... 52
Fotomicrografia 4.13: Plagioclásio (Pl) saussuritizado, com carbonato (Cb) nas bordas. Fotografia em luz
plana polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-14.................................................... 53
Fotomicrografia 4.14: Cristal granular de epidoto (Epd) mostrando hábito pseudo-hexagonal e cristal de
clorita (Chl) mostrando coloração esverdeada (a) e hábito aparentemente quadrático. São vistos também
nessa seção relíquia de microclínio (Kfs) e grão de quartzo (Qt) com contato reto (b). Fotografia em luz
plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-19.................................................53
Fotomicrografia 4.15: Grão de epidoto pseudo-prismático (Epd) substituindo plagioclásio (Pl), mostrando
reação de saussuritização. No mesmo campo, são vistas clorita (Chl), mostrando tons esverdeados (a) e
cor de interferência cinza (b) e apatita (Apt) inclusa em grão de quartzo (a). Fotografias em luz plana e
polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-18..............................................................54
Fotomicrografia 4.16: Cristal de moscovita alongado mostrando cloritização incipiente (Ms). Na mesma
seção são vistos cristais de epidoto (Epd), titanita (Ttn), quartzo (Qt) e plagioclásio (Pl) mostrando
geminação reliquiar. Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra
AL- 19.........................................................................................................................................................54
Fotomicrografia 4.17: : Biotita (Bt) parcialmente cloritizada e deformada ao lado de opacos (Opc).
Fotografia em luz plana polarizada. Amostra AL-14...................................................................................55
Fotomicrografia 4.18: Cristal de biotita (Bt) parcialmente cloritizado e deformado. Fotografia em luz plana
e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-16..........................................................55
Fotomicrografia 4.19: Cristal de titanita (Ttn) subidioblástico ao lado de banda de opacos (Opc).
Fotografia em luz plana polarizada. Amostra AL-14.................................................................................. 56
Fotomicrografia 4.20: Cristal pseudo-triangular de titanita (Ttn) mostrando tons rosados (a) e
birrefringência moderada (b). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b).
Amostra AL-19............................................................................................................................................56
Fotomicrografia 4.21: Fragmentos de metassiltito (Mts) parcialmente sericitizados (a) e com grau de
sericitização mais acentuado (b). Fotografias com polarizadores cruzados. Amostra AL-16....................57
xiv
xv
Fotomicrografia 4.22: Processo de alteração intempérica e formação de goethita (Gth) a partir de opacos
(Opc). Biotita (Bt) acastanhada em processo de alteração metamórfica. Fotografia em luz plana
polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-15.............................................................57
Fotomicrografia 4.23: Cristal de apatita (Apt) incluso em grão de quartzo (Qt). Titanita (ti) e epidoto (Epd)
como produtos de metamorfismo. Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados
(b). Amostra AL-16.....................................................................................................................................58
Fotomicrografia 4.24: Concentração de cristais de apatita (Apt) inclusos em quartzo (a) e feldspato (b),
também zircão (Zr) incluso em grão de feldspato (b). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com
polarizadores cruzados (b). Amostra AL-20...............................................................................................58
Fotomicrografia 4.25: Textura ofítica reliquiar em seixo de rocha vulcânica (a). Detalhe da textura ofítica
mostrando as ripas de plagioclásio (Pl) envolvendo anfibólio cloritizado (Anf). Fotografias em luz plana
polarizada. Amostra AL-12.........................................................................................................................60
Fotomicrografia 4.26: Matriz arcoseana com sericita (Src), clorita (Chl), Plagioclásio (Pl), Micrcoclínio
(Kfs), opacos (Opc) e biotita (Bt). Fotografia em luz plana polarizada (a) e com polarizadores cruzados
(b). Amostra AL-12......................................................................................................................................60
15
________________________________________CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
1.1. OBJETIVOS E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
Este trabalho tem como objetivo geral a petrografia e a determinação da
paleotectônica das áreas-fonte dos sedimentos da Formação Salobro – Bacia do
Rio Pardo – Bahia e a e como objetivo específico o entendimento da evolução do
metamorfismo.
O estudo da paleotectônica das áreas-fonte utilizou principalmente a
metodologia de Dickinson (1985;1988) que relaciona a composição de arenitos
(sensu lato) às áreas-fonte de acordo com o ambiente tectônico no qual estariam
inseridas estas áreas.
A aplicação do método de Dickinson (1988) envolve estudos petrográficos e
de distribuição modal dos grãos constituintes do arcabouço das rochas
sedimentares. É assim, um teste para a determinação da paleotectônica de áreasfonte distintas com histórias diacrônicas de evolução tectônica.
Estudos de paleocorrentes a partir das estratificações cruzadas, marcas
onduladas e imbricamento dos seixos de conglomerados, inferem origem dos
sedimentos da Formação Salobro tanto do embasamento cristalino como das
formações Água Preta, Serra do Paraíso e Santa Maria Eterna, estas constituintes
da própria Bacia do Rio Pardo, (Karmann, 1987; Chaves, 1987).
16
1.2. JUSTIFICATIVAS E RELEVÂNCIA
A Bacia do Rio Pardo está situada em contexto geológico de interesse para
os estudos de evolução geotectônica do limite do Cráton do São Francisco com a
Faixa Araçuaí durante a orogenia Brasiliana. Segundo Pedreira (1999), a Formação
Salobro, unidade deposicional que ocorre no topo dessa bacia, evoluiu como bacia
de antepaís periférica, adjacente ao Orógeno Araçuaí. Para testar esse modelo, o
método de Dickinson (1985) é de grande utilidade, pois o mesmo permite identificar
áreas-fonte, tanto cratônicas quanto de arcos magmáticos relacionados à evolução
orogênica, e mesmo orógenos reciclados, pelos processos sedimentares.
Outra relevância deste estudo é testar este método que foi desenvolvido para
rochas sedimentares fanerozóicas, em rochas sedimentares pré-cambrianas com
efeito de metamorfismo em suas texturas e composições mineralógicas.
1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área de trabalho localiza-se na porção sudeste do Estado da Bahia (figura
1.1). A cidade de Santa Luzia foi escolhida como sede da área da pesquisa, devido
a sua proximidade em relação às seções geológicas levantadas. Ela está distante da
cidade de Salvador, cerca de 564 km.
O acesso até a área de estudo é feito através das rodovias BR-324 (Salvadorentroncamento da BR-101); BR-101 e BA-262 até Ilhéus via Uruçuca; BA-001
(Ilhéus-entroncamento da BA-270) e pela BA-270 até Santa Luzia. Outra alternativa
de acesso é o trajeto pela BR-324 (Salvador-entroncamento da BR-101); BR-101
(até o entroncamento com a BA-270) e BA-270 (BR-101 – Santa Luzia).
17
Figura 1.1: Localização e vias de acesso à área do projeto que está hachurada em vermelho,
Modificado de Pedreira (1996).
1.4. TRABALHOS ANTERIORES
Atribui-se a Hartt (1941), a primeira menção à Bacia do Rio Pardo e a primeira
publicação de trabalho referente à mesma. Este autor estabeleceu a primeira coluna
estratigráfica para a bacia, determinando somente a presença de conglomerados
superpostos a xistos (metassiltitos) e arenitos da atual Formação Salobro, nas
proximidades da localidade de Cachoeirinha do Rio Pardo, referindo-se também à
presença de restos vegetais de provável idade devoniana.
Gorceix (1885) e Chatrian (1886) fizeram referência aos conglomerados
diamantíferos ocorrentes na região do rio Salobro. Derby (1905) identificou uma
seqüência de camadas de arenitos e folhelhos com intercalação de conglomerado,
constituído de fragmentos de rochas graníticas e gnáissicas, formando uma camada
mais espessa.
18
Oliveira & Leonardos (1940) definiram a Formação Salobro constituída por
metaconglomerados associados à metarenitos e metapelitos. Reconheceram ainda
sequência de metapelitos associados à metacarbonatos, definindo-a como
Formação Rio Pardo, que, de acordo com aquele trabalho se apresenta sobreposta
à Formação Salobro. Almeida, (1954) descreve toda a seqüência sedimentar da
Formação Rio Pardo, além de propor correlação da mesma com as rochas do Grupo
Macaúbas e da Série Bambuí.
Pedreira et al. (1969) ao final dos trabalhos de mapeamento sistemático da
bacia realizados a partir de 1967, apresentaram o primeiro mapa geológico integrado
das rochas metassedimentares da região cacaueira no Estado da Bahia. Aqueles
autores designaram essas rochas como integrantes do Grupo Rio Pardo, composto
por cinco unidades litoestratigráficas, designadas da base para o topo: formações
Panelinha, Camacan, Salobro, Água Preta, Serra do Paraíso e Santa Maria.
Cordani (1973) contribuiu com os estudos referentes à Bacia do Rio Pardo,
obtendo idades em torno de 670 Ma para o metamorfismo que foi submetido às
rochas constituintes do Grupo homômino, com base em datações geocronológicas
utilizando os métodos K-Ar e Rb-Sr.
Andrade e Nunes (1974) reconheceram somente as unidades Serra do
Paraíso, Camacan e Salobro como formações, sendo as unidades Panelinha e Água
Preta consideradas apenas repetições das formações Salobro e Camacan
respectivamente.
Siqueira et al. (1978) redefiniram o Grupo Rio Pardo como sendo composto
pelas formações Panelinha, Serra do Paraíso e Camacan estando a Formação
Salobro, em discordância sobre este grupo (Figura 1.2).
Karmann (1987) redefiniu as formações Camacan – Água Preta – Serra do
Paraíso e Santa Maria como membros da Formação Itaimbé; estudando em detalhe
a tectônica, propôs a existência de três deformações regionais: duas de SW para NE
e uma de W para E.
19
Karmann et al. (1989) definiram a Formação Santa Maria Eterna,
complementando sua seção-tipo e propuseram modificações na estratigrafia reconsiderando as formações e designando a Formação Itaimbé como Subgrupo
Itaimbé.
A figura 1.2 mostra esquematicamente as colunas estratigráficas da Bacia do
Rio Pardo adotadas por alguns dos trabalhos anteriores.
Figura 1.2: Propostas para a estratigrafia da Bacia do Rio Pardo. (Modificado de Karmann et al.
1989).
Pedreira (1996) ressaltou as potenciais mineralizações de diamante, ouro,
carbonatos, areia silicosa e agregados.
Moraes Filho & Lima (2007) atribuíram as formações Camacan, Água Preta,
Serra do Paraíso e Santa Maria Eterna como de idade Neoproterozóica e a
Formação Salobro como Neoproterozóica – Paleozóica (entre o Ediacarano e o
Cambriano).
1.5. CLASSIFICAÇÃO TECTÔNICA DA BACIA
Classificações
tectônicas
baseadas,
anteriormente,
em
modelos
de
geossinclinais (Pedreira et al. 1969 e Siqueira et al., 1978) e no modelo da tectônica
de placas (Pedreira, 1999) foram propostas para a Bacia do Rio Pardo. Na primeira
linha de pensamento, foi sugerido um empilhamento estratigráfico do tipo “bolo de
camadas” em uma bacia sedimentar intracratônica, onde a Formação Salobro
estaria posicionada entre as formações Camacan e Água Preta, estando em contato
20
gradativo com a primeira (Pedreira et al. 1969). Os mesmos autores incluem as
formações Serra do Paraíso e Santa Maria (Eterna) no topo dessa seqüência,
fazendo parte do Grupo Rio Pardo.
Siqueira et al. 1978, propuseram um novo esquema estratigráfico para o
Grupo Rio Pardo, composto apenas por três formações: Panelinha, Camacan e
Serra
do
Paraíso
(Figura
1.2).
A
Formação
Salobro
estaria
disposta
discordantemente sobre o Grupo Rio Pardo. As rochas que fazem parte desse grupo
estariam inseridas na faixa de dobramentos Araçuaí, apresentando de sudoeste
para nordeste um zoneamento tectônico caracterizado pela seqüência: sulco
eugeossinclinal, ruga geoanticlinal, sulco miogeossinclinal e uma depressão
molássica, preenchida pelos sedimentos da Formação Salobro (Figura 1.3).
Figura 1.3: Modelo Geotectônico para a Bacia do Rio Pardo, proposto por Siqueira et al., (1978).
Com a evolução dos conhecimentos acerca da tectônica global, o modelo da
Tectônica de Placas passa a ser adotado para a Bacia do Rio Pardo. Pedreira
(1999), sugere uma evolução e empilhamento estratigráfico a partir de uma margem
passiva, em uma bacia remanescente, com a deposição dos sedimentos das
formações Camacan, Água Preta, Santa Maria Eterna e Serra do Paraíso.
Posteriormente, a Formação Salobro seria depositada em uma bacia de foreland
(antepaís), produto da erosão das unidades superiores, durante a edificação da
Faixa Araçuaí (Figura 1.4).
21
N
S
N
S
N
S
Figura 1.4: Modelo Geotectônico para a Bacia do Rio Pardo. Modificado de Pedreira, (1999).
22
1.6. O CONCEITO DE BACIA DE ANTEPÁIS (FORELAND)
As bacias sedimentares abrigam os principais registros dos processos
geológicos que atuam no globo terrestre. Elas contêm produtos da interação entre o
clima, tectônica e, em especial, da isostasia, responsável pelo equilíbrio das
massas, rochosas litosféricas.
Em um regime tectônico compressional, uma bacia foreland periférica se
diferencia da bacia foreland de Retroarco pela sua posição em relação ao cinturão
orogênico (Figura 1.5). Sua sedimentação resulta do preenchimento de uma
depressão, causada pela deflexão do substrato da placa em subducção em resposta
à carga exercida pelo peso do cinturão de dobramentos criado durante essa
tectônica compressiva (Figura 1.6).
O transporte de massas rochosas que produz aumento da espessura crustal
regional envolve também os sedimentos da bacia de antepaís. Essa característica
faz com que a bacia tenha altas taxas de soerguimento tornando-a autofágica no
processo da sedimentação.
A alternância de dois fatores, a erosão e a cinemática do posicionamento da
cunha de empurrão, é fundamental no controle estratigráfico e preenchimento dessa
bacia, que terá uma sedimentação de natureza detrítica, proveniente da erosão das
rochas da faixa dobrada em porções mais elevadas. A subsidência mecânica para
esse caso será uma resposta à carga imposta a essa bacia.
A Formação Salobro seria um registro desse sistema compressivo, com
criação
de
uma
antefossa
preenchida
por
sedimentos
provenientes
do
embasamento e das sequências sedimentares inferiores da própria bacia que foram
soerguidas durante o processo orogênico (Pedreira, 1999).
23
Figura 1.5: Relação espacial a partir do Orógeno entre bacias de foreland periférica e retroarco.
Modificado de Van der Pluijm & Marshak (2004).
24
Figura 1.6: Modelo Geotectônico esquemático de uma bacia foreland de antepaís periférica.
(Modificado de Mial, A.D. apud Busby & Ingersoll,1995).
25
________________________________________CAPÍTULO 2
METODOLOGIA DE ESTUDO
2.1.
CONFECÇÃO
DO
MAPA
GEOLÓGICO
E
COLETA
DE
AMOSTRAS DE ROCHA
Na primeira viagem de campo (19/05/09 a 22/05/09) foram levantadas as
seções geológicas (anexo) (a) ao longo da BR-101, entre o entroncamento de
Camacan e a cidade de São João do Paraíso; (b) na antiga BR-101, entre o
entroncamento da cidade de Pau Brasil e o Rio Água Preta e (c) Serra do Lapão
(Pedra do Sino) e a BR-101 e Mascote. Foi feita a coleta das amostras, bem como
feito o registro destes pontos amostrados em mapa geológico na escala 1:100.000,
(anexo) (Xavier, 2009). Este mapa foi confeccionado utilizando-se o Software ARC
Gis 9.2, tendo como base cartográfica, as folhas Camacan (SD.24-Y-D-III) e
Mascote (SD.24-Y-D-VI) na escala 1:100.000 (SUDENE / SSRH).
A geologia do mapa em anexo foi compilada das folhas: Mascote Noroeste
(Souto et al. 1971) e Nordeste (Souto et al. 1970), Potiraguá Nordeste (Souto et al.
1971) e Camacan Sudoeste (Souto et al. 1972) todos na escala 1:100.000,
integrantes do Projeto Levantamento Geológico do Sul da Bahia 1970/71, realizado
em convênio entre a CEPLAC (Comissão Executiva do Plano da Lavoura
Cacaueira), Secretaria das Minas e Energia do Estado da Bahia e Universidade
26
Federal da Bahia, além do Mapa Geológico do Grupo Rio Pardo (escala 1:100.000)
de Karmann (1987).
Como a amostragem na primeira etapa de campo não foi satisfatória, pois as
amostras foram coletadas próximas a zonas de cisalhamento, foi realizada uma
segunda campanha de campo (22/09/09 a 25/09/09). Foram visitados, entre as duas
campanhas de campo, vinte e um afloramentos e coletadas quinze amostras de
rocha representativas de toda a coluna estratigráfica da Formação Salobro (Tabela
2.1). Algumas dessas amostras foram laminadas e analisadas petrograficamente
(Tabela 2.1).
Tabela 2.1: Localização dos pontos amostrados
27
Algumas dessas amostras estão identificadas de acordo com a sua posição
na coluna estratigráfica da Formação Salobro, como mostra o exemplo da figura 2.1.
Figura 2.1: Alguns pontos amostrados e suas respectivas posições na coluna estratigráfica da
Formação Salobro. (Modificado de Pedreira, 1996).
28
2.2. ESTUDOS DE PROVENIÊNCIA E DE PALEOTECTÔNICA
2.2.1. Seleção do Método
Alguns métodos podem ser utilizados no estudo de proveniência dos sedimentos
de uma bacia, como, por exemplo: a) Análise Modal da composição detrítica principal
da rocha; (b) a análise convencional, através da determinação da assembléia dos
minerais constituintes; (c) a análise varietal ou análise de minerais pesados de alta
resolução, que qualifica as diferentes variedades de espécies dos minerais presentes,
individualmente, destacando aspectos como morfologia, cor e estrutura interna dos
grãos; e (d) geoquímica dos minerais pesados, utilizando até da combinação de
técnicas analíticas (microssonda eletrônica e ICP-MS laser ablation), (Copjaková et al.
2005). Métodos isotópicos complementares como Termocronologia por Traços de
Fissão, K-Ar e Ar40 / Ar39, Rb-Sr, Sm-Nd e U-Pb são úteis para delimitar a história
petrológica das fontes sedimentares. A seleção do método depende do objetivo
principal do trabalho e dos recursos disponíveis para a sua execução.
2.2.2. Maturidade Composicional, Granulometria e Proveniência
A maturidade composicional de uma rocha sedimentar reflete a atuação dos
processos sedimentares durante sua formação. Tratando-se especialmente de arenitos
(lato sensu), minerais que sobrevivem ao intemperismo, ao transporte e à diagênese
são muito importantes na identificação da sua área-fonte, visto que podem ser ricos em
feldspatos, micas e minerais pesados que permitem a identificar os tipos de rocha
constituintes das fontes de sedimentação.
A granulometria, por sua vez, fornece informações sobre as condições de
transporte, seleção e deposição do sedimento, evidenciando, portanto o seu ambiente
deposicional. Segundo Heller & Frost (1988), na identificação de áreas-fonte
específicas é melhor que sejam utilizadas amostras de granulação tendendo a grossa,
pois estas podem conter fragmentos líticos das fontes.
29
O estudo de proveniência permite a identificação das rochas-matrizes que
forneceram os sedimentos para a bacia em função também do ambiente tectônico de
origem. Assim, cada tipo de detrito pode ser característico de um ambiente tectônico
específico
resultando
em
assembléias
mineralógicas
diagnósticas
(Dickinson,
1985;1988).
2.2.3. Rochas Amostradas
Arenitos
Os arenitos (lato sensu) são misturas de grãos minerais e fragmentos líticos
provenientes da erosão de vários tipos de rochas. Estes fragmentos devem possuir
tamanho granulométrico areia (entre 0,062 e 2 mm), segundo a escala de Wentworth
(1922).
Na descrição macroscópica dessas rochas foram observadas características como:
a cor (rocha sã e alterada), tamanho dos grãos constituintes, grau de seleção,
composição mineralógica, textura e estruturas sedimentares visíveis. A descrição de
todas as amostras de arenitos encontra-se nas fichas em anexo.
Conglomerados
Conglomerados são rochas sedimentares constituídas de partículas (clastos) que
apresentam dimensões acima de 2mm segundo a escala granulométrica de Wentworth
(1922). Nessas rochas, em sua maioria, o arredondamento dos clastos reflete a
distância a partir da fonte até a área de deposição e a forma do transporte. Os
conglomerados podem ser sustentados pelos clastos (ortoconglomerados) ou pela
matriz (paraconglomerados).
No campo, os (meta)conglomerados encontrados foram analisados fazendo-se
observações, de forma preliminar, quanto a sua textura e estrutura do arcabouço,
relação entre o arcabouço e a matriz, natureza do cimento da rocha e da variação
30
granulométrica dos clastos, a fim de serem utilizados como um auxílio na identificação
das áreas fontes da Bacia. Este litotipo foi caracterizado conforme a natureza do seu
arcabouço e foi separado em três classes: Metaconglomerados com predominância de
clastos de (1) granulito (conglomerado Salobro), apresentando também seixos de rocha
metavulcânica; (2) carbonato (conglomerado Lapão) e (3) gnaisse (conglomerado
Mascote), que seguem essa mesma ordem (1), (2) e (3) estratigraficamente em direção
ao topo. Somente uma amostra foi analisada petrograficamente (AL-12) e corresponde
ao conglomerado Salobro.
2.2.4. Método Petrográfico
Geralmente, partículas monocristalinas em uma lâmina delgada são contadas
como grãos minerais, e as policristalinas, como fragmentos de rocha. Essa prática, para
Dickinson (1970), funciona para arenitos mais grossos e deixa dúvidas em relação aos
arenitos finos, pois os fragmentos líticos foram desintegrados para formar grãos
minerais de tamanho menor. Assim, para o mesmo autor, o procedimento de contagem
de pontos em lâmina delgada restringe a contagem de fragmentos líticos a materiais
afaníticos, menores que 0,0625 mm. Estes, então, são contados como grãos minerais,
independentemente se eles ocorrem realmente como partículas clásticas isoladas ou
como constituintes de um grão policristalino, pois o estudo de proveniência admite
contagem de pontos em arenitos onde o tamanho dos grãos possam ser comparáveis.
Por esta razão, foi desenvolvido por Dickinson & Suczek (1979) e Dickinson
(1985; 1988), o método conhecido como Gazzi-Dickinson que tem sido muito utilizado
por vários autores. Este método consiste na análise modal da composição detrítica
principal de uma rocha sedimentar (arenitos – lato sensu), através da contagem dos
grãos de quartzo, feldspato e fragmentos de rocha presentes e se faz muito importante
na identificação do tipo de rocha e dos ambientes tectônicos de proveniência.
31
Para Dickinson (1985) a granulometria ideal para a análise petrográfica de
contagem de grão, é a de tamanho médio entre 0,25 a 0,5 mm, favorecendo assim os
cálculos estatísticos e a identificação dos grãos.
Para a execução das análises, os arenitos são laminados, e em cada lâmina
delgada são contados 300 grãos, os quais são classificados conforme designado na
Tabela 2.2.
Tabela 2.2: Classificação e símbolos dos tipos de grãos, segundo Dickinson (1985).
A moda detrítica, recalculada para 100% como a soma de grãos de Qm, Qp, P, K,
Lv e Ls (Tabela 2.2) é plotada em diagramas triangulares (Figura 2.2) de distribuição da
composição detrítica dos arenitos apresentando pólos para 100% de cada tipo de grão,
a exemplo do diagrama (Qt-F-L) de Folk (1974). Para Lawton (1986 apud Pedreira
1994) a contagem de 300 pontos seria suficiente para assegurar um desvio padrão 2σ
igual ou menor do que 5% da rocha total para qualquer porcentagem modal calculada
(Van der Plas & Tobi, 1965 apud Pedreira, 1994).
A partir da análise modal e plotagem dos dados de composição nos diagramas,
é possível se definir o tipo de proveniência (Tabela 2.3) para aquela rocha. Fazendo-se
32
uma comparação entre os diagramas apresentados, vê-se que eles oferecem
respostas distintas de acordo com a sua composição. Neste trabalho será utilizado o
diagrama indicado pela letra A da figura 2.2 porque enfatiza a estabilidade dos grãos e
assim, o intemperismo, o relevo da área-fonte, os mecanismos de transporte e a
própria área-fonte. No indicado pela letra B a ênfase é mudada para a granulometria da
rocha-fonte, uma vez que as rochas de granulação mais fina fracionam mais
fragmentos líticos no tamanho areia.
Figura 2.2: Dois exemplos dos Diagramas de distribuição de modas detríticas para arenitos (Dickinson –
1985; 1988). As abreviações constam na tabela 2.2.
Tabela 2.3: Principais tipos de proveniência e aspectos composicionais das areias derivadas, segundo
Dickinson (1985).
33
__________________________________________CAPÍTULO 3
GEOLOGIA REGIONAL
3.1 INTRODUÇÃO
A Bacia do Rio Pardo localiza-se na porção sudeste do Estado da Bahia,
compreendendo a borda sudeste do Cráton do São Francisco e limitando-se com a
Faixa de Dobramentos Araçuaí (Figura 3.1). Esta bacia está subdividida em duas subbacias (Pedreira, 1976), separadas por uma descontinuidade estrutural materializada
na falha inversa Rio Pardo-Água Preta com transporte tectônico para nordeste
(Karmann, 1987).
Granulitos, gnaisses e migmatitos constituem o embasamento da bacia do Rio
Pardo. A SW da falha Rio Pardo – Água Preta a bacia foi afetada pelos dobramentos
da Faixa Araçuaí, de idade Neoproterozóica.
Este capítulo descreve sucintamente as unidades litológicas que compõem o
embasamento cristalino, a faixa dobrada e as que preenchem a bacia.
3.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS
34
3.2.1. Embasamento Cristalino
As unidades litoestratigráficas que compõem o embasamento cristalino da Bacia
Rio Pardo compreendem os Complexos Buerarema, pertencente ao domínio do Cráton
do São Francisco; Itapetinga, incluído no domínio da Faixa Araçuaí e Ibicaraí, estando
distribuído nos dois domínios.
O Complexo Ibicaraí, de idade paleoproterozóica (Silva et al. 2002) é composto
por rochas ortoderivadas de origem plutônica, deformadas e granulitizadas. Seus
componentes granulíticos apresentam composições charnokítica, enderbítica e
trondhjemítica, em sua maioria, podendo ser também de composição norítica (Moraes
Filho & Lima, 2007). Em sua zona de ocorrência, as rochas do Complexo Ibicaraí,
mostram-se com relevo ondulado, com serras alinhadas na direção N-S e possuindo
contato tectônico com o Complexo Buerarema e as rochas metassedimentares da
Bacia do Rio Pardo (Moraes Filho & Lima, 2007).
O Complexo Itapetinga (Souza et al. 2003) possui idade neoarqueana a
paleoproterozóica (Mascarenhas et al. 1994) está representado por rochas gnáissicas e
migmatíticas que conformam um relevo colinoso suave. Essas rochas apresentam
contato tectônico com os Complexos Ibicuí-Ipiaú (Martins & Santos, 1997) e
Jequitinhonha (Almeida & Litwinki, 1984) e com o Grupo Macaúbas. Com o Complexo
Ibicaraí e o Grupo Rio Pardo os contatos são tectônicos e discordantes,
respectivamente (Moraes Filho & Lima, 2007).
O Complexo Buerarema (Souza et al. 2003), de idade paleoproterozóica (Silva et
al. 2002), compõe-se de ortognaisses granulíticos e ortognaisses em fácies anfibolito.
Essas rochas correspondem a segmento de acresção crustal de idade riaciana, que
estão tectonicamente encaixados em ortognaisses TTG neoarqueanos (Delgado et al.
2003). Apresentam contato tectônico com o Complexo Ibicaraí e discordante com as
rochas metassedimentares da Bacia do Rio Pardo (Moraes Filho & Lima, 2007).
35
28
Figura 3.1: Mapa Geológico Regional mostrando os principais litotipos da Bacia Rio-Pardo e seu embasamento. Modificado de Moraes Filho &
Lima (2007).
36
28
3.2.2. Grupo Rio Pardo
A Bacia do Rio Pardo (Figura 3.2) tem forma aproximadamente circular. Os seus
contatos com o embasamento granulítico a norte se fazem por falhas normais. A oeste
o contato com os migmatitos é por falhas contracionais com transporte tectônico de W
para E. A sua borda oriental é coberta em não-conformidade por sedimentos
Cenozóicos da Formação Barreiras.
Figura 3.2: Geologia Simplificada da Bacia do Rio Pardo. Modificado de Pedreira, (1996).
37
O Grupo Rio Pardo compreende seis formações metamorfisadas na fácies
xisto-verde a epidoto-anfibolito, quatro das quais estão reunidas em um subgrupo.
Essas unidades litoestratigráficas são mostradas na Figura 3.3 e descritas
sucintamente a seguir.
Figura 3.3: Coluna Estratigráfica do Grupo Rio Pardo. Modificado de Pedreira 1996.
38
3.2.2.1. Formação Panelinha
A Formação Panelinha (Pedreira et. al. 1969) está na base do Grupo Rio
Pardo, apresentando espessura em torno de 200 metros (Karman et al. 1989). Ela
aflora em corpos descontínuos nas bordas norte, noroeste e oeste da bacia, a
sudeste da localidade de São João do Panelinha, no vale homônimo, a oeste de
Camacan e a norte, noroeste e sudoeste de Pau-Brasil (Karman et al. 1989). Esta
formação é composta essencialmente por metaconglomerados polimíticos, com
matriz de metagrauvaca grossa, feldspática e arcoseana, na base e metagrauvacas
conglomeráticas e metarcóseo no topo (Moraes Filho & Lima, 2007).
Os sedimentos precussores são interpretados como leques aluviais e
sistemas fluviais entrelaçados, indicativos de deposição e soterramento rápido,
sugerindo sua origem associada à falhamentos normais, segundo Karmann et al.
(1989), em blocos elevados do embasamento (Pedreira, 1969).
Recentemente foi determinada a presença de diamictitos na Formação
Panelinha. (A. J. Pedreira, inf. verbal).
3.2.2.2. Subgrupo Itaimbé
O Subgrupo Itaimbé ocupa os setores noroeste, sudoeste, sudeste e uma
faixa do setor norte da Bacia do Rio Pardo (Karmann et al. 1989) e compreende as
formações Camacan, Água Preta, Serra do Paraíso (Pedreira et al. 1969) e Santa
Maria Eterna (Lima et al. 1981).
A sedimentação dessas formações se deu em ambiente litorâneo e foi
controlada pela variação da profundidade da lâmina d’água, com a predominância
de sedimentos de planície de maré lamosa ou carbonática distribuídos na periferia
da bacia, ao passo que encontram-se turbiditos em sua porção central e nas
porções mais distais da bacia (Pedreira, 1999). Estes sedimentos representam o
preenchimento de uma bacia de margem passiva (Delgado et al. 2003).
39
A) Formação Camacan
A Formação Camacan (Pedreira et al., 1969) ocorre na porção cratônica da
Bacia Rio Pardo, margem norte, em uma faixa que se estende entre a cidade de
Camacan e Santa Luzia.
As rochas sedimentares dessa formação representam juntamente com as das
formações Serra do Paraíso e Santa Maria Eterna, a zona de deposição mais rasa,
ou seja, as margens da bacia. Compreende metassiltitos e ardósias laminadas e
intercalações de metarenitos, metagrauvacas, metadolomitos e metacalcários
representando fácies de uma planície de maré lamosa e carbonática média a
superior (Pedreira 1996).
B) Formação Água Preta
A Formação Água Preta (Pedreira et al., 1969), está depositada nas porções
central e sul da bacia. A nordeste, está limitada pela falha Rio Pardo-Água Preta,
onde esta a coloca sobre a Formação Salobro. Faz contato transicional com as
formações Serra do Paraíso e Santa Maria Eterna e é recoberta pelos sedimentos
da Formação Barreiras em suas porções leste, sudeste e sul (Pedreira, 1996).
Esta formação compõe-se de filitos com lentes de carbonato (depositadas em
zonas rasas com baixo aporte terrígeno), arenito e siltito interpretados como
turbiditos, indicando deposição em águas mais profundas de uma margem
continental.
C) Formação Serra do Paraíso
Antes conhecida como Formação Rio Pardo (Oliveira & Leonardos, 1940),
esta formação foi re-definida por Pedreira et al. (1969). Compreende rochas
carbonáticas, aflorando em uma faixa com direção aproximada N-S que assume a
direção E-W, próximo à localidade de Gurupá-Mirim - Bahia (Souto et al., 1971),
gradando para a Formação Santa Maria Eterna em direção a leste.
40
As rochas que constituem esta formação afloram na Bacia do Rio Pardo em
suas bordas oeste e sudoeste, e também ocorrem isoladamente nas proximidades
de Potiraguá (Pedreira et al. 1969). Reconhecimento geológico recente na região a
sul da cidade de Potiraguá, determinou a existência de argilitos e quartzitos além
dos carbonatos (Pedreira, inf. Verbal, 2009). As rochas da Formação Serra do
Paraíso, compreendem metacalcários dolomíticos, metadolomitos, quartzitos e,
subordinadamente, filitos, refletindo uma diminuição da profundidade na margem
sudoeste da bacia e uma diminuição no seu aporte sedimentar (Pedreira, 1996).
Estromatólitos registrados nessa formação e também, estruturas do tipo tepee,
formadas por ressecamento de tapetes algais que indicam exposição subaérea,
sugerem deposição em ambiente de intermaré (Pedreira, 1996).
D) Formação Santa Maria Eterna
A Formação Santa Maria Eterna (Lima et al. 1981) substitui a denominação
Formação Santa Maria, anteriormente atribuída por Pedreira et al., (1969) e ocorre
no setor sudeste da Bacia Rio Pardo. Apresenta contatos transicionais e
interdigitados com as formações Serra do Paraíso, a oeste e Água Preta, a sul e
nordeste, enquanto que a norte e sudeste é sobreposta pelos sedimentos da
Formação Barreiras (Pedreira, 1971).
Compõe-se de quartzitos puros, brancos e de granulação média às vezes
avermelhados, micáceos e carbonáticos. Localmente, observa-se alternância entre
os quartzitos e metadolomitos com acamamento fortemente inclinado.
A presença de estruturas do tipo tepee assim como brechas intraformacionais
contidas nos carbonatos indicam uma transição entre um ambiente de plataforma
marinha carbonática para um ambiente de supra e intermarés com sedimentação
local carbonática de águas rasas e cordões litorâneos arenosos (Karmann et al.
1989).
3.2.2.3. Formação Salobro
A Formação Salobro, objeto de estudo deste trabalho, foi definida por
Pedreira et al. (1969). Situa-se no setor nordeste da Bacia do Rio Pardo e
caracteriza-se por uma sucessão de sedimentos clásticos imaturos com metarenitos
41
(carbonáticos, argilosos e micáceos); metagrauvacas e metarcóseos (finos e
grossos); metassiltitos laminados, ardósias, metaconglomerados polimíticos e metaparaconglomerados (Karmann et al. 1989). Estes litotipos podem ser observados
na coluna estratigráfica (Figura 3.4).
Figura 3.4: Coluna Estratigráfica da Formação Salobro. Modificado de Pedreira, 1999.
Esta formação está limitada a norte, em contato discordante, com a
Formação Camacan, e a sul, por falha, com a Formação Água Preta; no seu setor
oeste, o contato é tectônico com o Complexo Ibicaraí. A Formação Salobro constitui
o topo do Grupo Rio Pardo.
De acordo com Karman et al. (1989) a deposição da Formação Salobro
ocorreu posteriormente à litificação das unidades subjacentes, já que estas serviram
de fonte juntamente com o embasamento que foi soerguido e posteriormente
42
erodido. Ainda de acordo com este autor, a predominância de sedimentos grossos,
mal selecionados e imaturos, sugere uma deposição movida por gravidade,
associada a grandes desníveis com forte energia de transporte.
Karmann (1987) baseando-se em medidas de paleocorrentes tomadas em
estratificações cruzadas e em marcas onduladas pôde determinar prováveis áreasfonte para os sedimentos da Formação Salobro. Ele concluiu que estes são
derivados de uma fonte situada a nor-noroeste da bacia havendo também aporte de
oés-noroeste para és-sudeste.
Da mesma forma, Chaves (1987) baseou-se em medidas de estratificações
cruzadas e observou uma diminuição da espessura dos conglomerados de sudoeste
para nordeste. Estes resultados mostram uma aparente discrepância entre as
áreas-fonte determinadas pelos dois autores, porém podendo ser explicado, visto
que a Formação Salobro foi depositada dentro de uma calha alongada na direção
NW-SE.
3.3. EVOLUÇÃO TECTÔNICA
O Estado da Bahia está contido, quase que totalmente, no domínio do Cráton
do São Francisco (CSF) que segundo Almeida (1977) representa uma entidade
tectônica que foi consolidada no final do Paleoproterozóico. Como cinturões
orogênicos associados ao Cráton em questão, têm-se o Araçuaí - Oeste Congo,
Brasília, Sergipano, Riacho do Pontal e Rio Preto (Figura 3.5). Neste cenário, a área
de trabalho abordada nesta monografia está inserida no contexto do Cráton do São
Francisco e adjacente à Faixa Araçuaí (Figura 3.6).
Segundo Pedreira (1999), a Bacia do Rio Pardo evoluiu de um sistema de
riftes intracontinentais, com a deposição dos sedimentos pertencentes à Formação
Panelinha, superpostos em discordância pelo Subgrupo Itaimbé. O Subgrupo
Itaimbé depositou-se em uma margem passiva (Delgado et al. 2003), representando
uma bacia oceânica remanescente (Pedreira, 1999). Durante a edificação do
Orógeno Araçuaí, a bacia passa a evoluir como uma bacia oceânica contracional
que é flanqueada pelo menos por uma margem convergente, e cujo assoalho é
43
coberto por turbiditos derivados de zonas de sutura associadas (Busby & Ingersoll,
1995).
Após convergência e colisão intercontinental, com a Faixa Araçuaí,
envolvendo as rochas sedimentares do Subgrupo Itaimbé, houve soerguimento da
faixa dobrada, posteriormente erodida e depositada em uma fossa, dando origem à
Formação Salobro, objeto deste estudo.
(Fonte: Cruz, 2004)
Figura 3.5: Mapa simplificado mostrando os limites do Cráton do São Francisco (contorno vermelho)
e suas Faixas Móveis marginais. (Cruz, 2004). Área de trabalho hachurada em preto.
44
Figura 3.6: Bloco-diagrama esquemático da Bacia Rio Pardo. (Modificado de Pedreira & PedrosaSoares, 1996).
45
________________________________________CAPÍTULO 4
PETROGRAFIA
4.1 ASPECTOS INICIAIS
Após o trabalho de campo, as amostras coletadas foram selecionadas para a
confecção de 08 (oito) lâminas delgadas.
Inicialmente os arenitos (lato sensu) analisados foram classificados com base
em sua composição mineralógica, na proporção de quartzo, feldspato e fragmentos
de rocha (Folk, 1974) para depois serem plotados nos diagramas de Dickinson
(1985 ; 1988). Todavia na análise petrográfica identificou-se que os mesmos
apresentam transformações metamórficas importantes o que dificulta a análise com
a utilização do método de Gazzi-Dickinson.
As amostras de conglomerado contribuíram para a indicação de uma possível
área fonte para os sedimentos, possuindo seixos de vários tipos de rocha e
apresentando-se também metamorfisado.
As características texturais de cada amostra serão descritas e indicadas na
lâmina, onde algumas poderão ser visualizadas nas fotomicrografias apresentadas.
Contudo, suas principais transformações metamórficas, serão descritas em trechos
do capítulo subseqüente.
46
4.2 DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA
A) METARCÓSEOS
Em geral, estas rochas apresentam uma coloração acinzentada, sendo
isotrópicas, com grãos angulosos a subarredondados e o aspecto geral mostra uma
textura maciça média a grossa (Fotografia 4.1); outras possuem intercalação de
níveis mais arenosos e espessos com níveis conglomeráticos, conferindo à rocha
um aspecto anisotrópico.
Fotografia 4.1: (a) Afloramento de metarenito cinza-esverdeado com porções arroxeadas, na
estrada para a localidade de Jacarandá, margem esquerda. UTM: 8279026 / 467669. Amostra AL-18;
(b) afloramento de metarenito na estrada para a cidade de Mascote mostrando caráter isotrópico
UTM: 8287844 / 453904. Amostra AL-14.
Pode-se ver também em algumas amostras grânulos de feldspatos dispersos
que chegam a até 4 mm, além de estruturas do tipo flaser (Fotografia 4.2).
Em análise microscópica esta rocha apresenta uma textura inequigranular
polimodal, com grãos ou fragmentos angulosos a subarredondados e com tamanhos
que variam de 0,01 a 1,6 mm. É visto também uma textura foliada (lepidoblástica)
conferida pelas micas e grãos de clorita. Em algumas amostras é observada uma
orientação dada por minerais máficos (opacos) que se alternam com faixas
quartzosas e feldspáticas (Fotomicrografia 4.1). Os processos secundários nesta
lâmina são devidos ao metamorfismo e ao intemperismo. Em outras, não há
orientação preferencial dos minerais constituintes (Fotomicrografia 4.2). Além disso,
47
esta rocha é constituída mineralogicamente por: feldspatos (20,8 - 35,25 %); quartzo
(7,23 - 20,86 %); clorita (9,57 - 17,96%); carbonato (1,23 - 16,06 %); epidoto (8,73 13,49 %); moscovita (1,97 - 13,37%); sericita (5,54 - 12,95 %); opacos (1,16 - 11,0
%); titanita (1,92 - 10,46 %); biotita (2,61 - 6,65 %); goethita (1,16 - 5,1 %);
fragmento de rocha (0,66 – 2,56 %); zircão (< 2,0 %) e apatita (< 1,0 %).
Fotografia 4.2: Afloramento de metarenito mostrando estruturas do tipo flaser indicadas pelas setas
vermelhas. Estrada para a cidade de Mascote. UTM: 8287662 / 456700. Amostra AL-16.
Fotomicrografia 4.1: Aspecto geral da lâmina mostrando bandamento composicional marcado por
bandas formadas pelos minerais opacos (Opc) e bandas quartzo-feldspáticas (qtz+fds). Fotografia
em luz plana polarizada. (a) Amostra AL-08; (b) Amostra AL-14.
48
Fotomicrografia 4.2: Aspecto geral da lâmina não foliada mostrando textura inequigranular
polimodal. Fotografia em luz plana e polarizada. Amostra AL-15.
Os
feldspatos
mostram-se,
em
geral,
alterados
(sericitizados
e/ou
saussuritizados), substituídos por sericita, epidoto e/ou carbonato, porém quando
preservados ainda é possível serem vistas as suas geminações (Fotomicrografia
4.3). São subidioblásticos a idioblásticos, mas algumas vezes não apresentam
forma definida. Exibem tamanhos entre 0,21 e 0,40 mm, sendo que os cristais
maiores e mais deformados ocasionalmente mostram bordas com grãos menores
neoformados e com tamanho inferior a 0,12 mm (Fotomicrografia 4.4). Seus
contatos são curvos, retos e longos com grãos de quartzo e outros grãos de
feldspato, mas, em geral, são irregulares. Mostram cristais de pertita e também
mesopertita (Fotomicrografia 4.5) porém, predominam microclínio (Fotomicrografia
4.6 e 4.7).
Fotomicrografia 4.3: (a) Plagioclásio com geminação preservada (Pl1) e saussuritizado (Pl2).
Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra Al-15. (b) Cristais de plagioclásio preservando
geminação (Pl1), parcialmente saussuritizado (Pl2) e fraturado (Pl3). Fotografia com polarizadores
cruzados. Amostra AL-16.
49
Fotomicrografia 4.4: Grãos de plagioclásio (Pl) mostrando geminação albita reliquiar. Também é
visto cristal neoformado em suas bordas. Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL-18.
Fotomicrografia 4.5: Cristal de mesopertita (Mp) preservado com tamanho aproximado de 0,1 mm.
Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL-14.
Fotomicrografia 4.6: Cristal de microclínio (Kfs) preservado. Fotografia com polarizadores cruzados.
Amostra AL-19.
50
Fotomicrografia 4.7: Grão de feldspato (microclínio) (Kfs) parcialmente sericitizado (Src)
apresentando geminação albita-periclina reliquiar (b). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com
polarizadores cruzados (b). Amostra AL-20.
Os grãos de quartzo são subidioblásticos a xenoblásticos (Fotomicrografia
4.8), variando em tamanho, de 0,15 a 0,75 mm. Seus contatos são suturados,
curvos, retos, longos e pontuais com outros grãos de quartzo e também de
feldspato. Mostram evidências de recristalização, não apresentam orientação
preferencial,
exibem
extinção
fortemente
ondulante
e
subordinadamente
ligeiramente ondulante. (Fotomicrografia 4.9). Alguns dos cristais maiores contêm
inclusões de zircão e apatita.
Fotomicrografia 4.8: Grão de quartzo (Qtz) subidiobástico com cor de interferência amarela.
Aparecem na mesma seção cristais de epidoto (Epd). Fotografia com polarizadores cruzados.
Amostra AL-20.
51
Fotomicrografia 4.9: Grão de quartzo fraturado (Qtz), plagioclásio parcialmente saussuritizado (Plg)
e carbonato associado à saussuritização (Cb). Fotografia com polarizadores cruzados. Amostra AL16.
A clorita ocorre como cristais quadráticos e/ou alongados, orientados ou não,
substituindo biotita. Exibe grãos subidioblásticos a idioblásticos, podendo ocorrer
também associada à moscovita formando agregados aciculares. Mostra leve
pleocroísmo, variando em tons de verde claro a médio, com cor de interferência
cinza a azul arroxeada (Fotomicrografia 4.10) e apresentando tamanhos que variam
entre 0,1 a 0,5 mm. Está associada também a titanita e opacos (Fotomicrografia
4.11).
Fotomicrografia 4.10: Cristal alongado e orientado de clorita (Chl) mostrando coloração esverdeada
(a) e cor de interferência azul-arroxeada (b). Na mesma seção, epidoto (Epd) em forma de meia lua e
sericita (Src). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL19.
52
Fotomicrografia 4.11: Cristal de clorita (Chl) associado a opaco (Opc) próximos a epidoto (Epd)
granular. Fotografia em luz plana polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-14.
Carbonato e sericita são produtos de substituição de plagioclásio cálcico e
feldspato alcalino respectivamente, ao longo das bordas desses minerais e nos seus
planos cristalográficos reliquiares (Fotomicrografia 4.12). O carbonato geralmente
ocorre nas bordas dos feldspatos, mas também é encontrado em dispersos na
lâmina. Em razão de não apresentarem forma bem definida, constituem grãos
parcialmente individualizados ou neoformados (Fotomicrografia 4.13). Já a sericita
constitui agregados microcristalinos e não exibe forma e tamanho definidos dando à
rocha um aspecto manchado e de tonalidade amarronzada.
Fotomicrografia 4.12: Carbonato (Cb) associado à saussuritização e sericita (Src) como produto de
sericitização. Presença também de titanita (Ttn) mostrando cor castanha. Fotografia em luz plana e
polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-15.
53
Fotomicrografia 4.13: Plagioclásio (Pl) saussuritizado, com carbonato (Cb) nas bordas. Fotografia
em luz plana polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-14.
O epidoto apresenta coloração esverdeada ocorrendo em geral como cristais
subidioblásticos e pseudo-hexagonais, com tamanho variando entre 0,14 a 0.23 mm
(Fotomicrografia 4.14). Às vezes mostra-se em forma de meia-lua, como agregados
granulares
ou
pseudo-prismático
substituindo
os
grãos
de
plagioclásio
(Fotomicrografia 4.15). Encontra-se também associado a carbonato e sericita, sendo
produto de saussuritização.
Fotomicrografia 4.14: Cristal granular de epidoto (Epd) mostrando hábito pseudo-hexagonal e
cristal de clorita (Chl) mostrando coloração esverdeada (a) e hábito aparentemente quadrático. São
vistos também nessa seção relíquia de microclínio (Kfs) e grão de quartzo (Qt) com contato reto (b).
Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-19.
54
Fotomicrografia 4.15: Grão de epidoto pseudo-prismático (Epd) substituindo plagioclásio (Pl),
mostrando reação de saussuritização. No mesmo campo, são vistas clorita (Chl), mostrando tons
esverdeados (a) e cor de interferência cinza (b) e apatita (Apt) inclusa em grão de quartzo (a).
Fotografias em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-18.
A moscovita ocorre geralmente como cristais lamelares e orientados com
tamanhos que podem chegar a até 0,5 mm. Pode ocorrer também associada à
clorita e plagioclásio, mostrando cristais menores e aciculares, formando agregados.
Os cristais maiores foram interpretados como reliquiares e estão parcialmente
cloritizados (Fotomicrografia 4.16), já os menores, como produto do metamorfismo.
Fotomicrografia 4.16: Cristal de moscovita (Ms) alongado mostrando cloritização incipiente. Na
mesma seção são vistos cristais de epidoto (Epd), titanita (Ttn), quartzo (Qtz) e plagioclásio (Pl)
mostrando geminação reliquiar. Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores
cruzados (b). Amostra AL- 19.
Os grãos de biotita estão em geral cloritizados, exibindo pleocroísmo que
varia de castanho-escuro a castanho-avermelhado, e encontram-se associados à
clorita, titanita e opacos. Constituem cristais alongados muitas vezes deformados,
55
mostrando tamanho médio de 0,20 mm (Fotomicrografia 4.17). Em alguns grãos
podem ser vistas kink-bands em resposta a processo deformacional que
acompanhou o metamorfismo (Fotomicrografia 4.18).
Fotomicrografia 4.17: Biotita (Bt) parcialmente cloritizada e deformada ao lado de opacos (Opc).
Fotografia em luz plana polarizada. Amostra AL-14.
Fotomicrografia 4.18: Cristal de biotita (Bt) parcialmente cloritizado e deformado. Fotografia em luz
plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-16.
Titanita ocorre como cristais acastanhados a rosados, sob formas variadas,
com tamanhos entre 0,12 e 0,20 mm (Fotomicrografia 4.19). Alguns grãos são
idioblásticos podendo estar inclusos em quartzo, estando em geral associados à
biotita, clorita e opacos. Agregados de titanita também são encontrados e mostramse como grãos subidioblásticos. Por vezes exibe cristais idioblásticos, com formas
pseudo-triangulares ocorrendo isoladamente e sem orientação (Fotomicrografia
4.20).
56
Fotomicrografia 4.19: Cristal de titanita (Ttn) subidioblástico ao lado de banda de opacos (Opc).
Fotografia em luz plana polarizada. Amostra AL-14.
Fotomicrografia 4.20: Cristal pseudo-triangular de titanita (Ttn) mostrando tonalidade rosada (a) e
birrefringência moderada (b). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com polarizadores cruzados
(b). Amostra AL-19.
A ocorrência dos minerais opacos difere a cada lâmina. Em algumas lâminas,
mostram-se segregados ao longo da foliação e em outras, correspondem a pouco
mais que 1%. Apresentam formas variadas e tamanhos entre 0,06 a 0,32 mm. Estes
minerais aparecem muitas vezes associados à biotita e titanita, sendo produto de
alteração da biotita.
Fragmentos de rocha ocorrem como metassiltitos, por vezes orientados e
parcialmente sericitizados. Apresentam formas ovaladas e podem chegar a
tamanhos de até 1,6 mm (Fotomicrografia 4.21).
57
Fotomicrografia 4.21: Fragmentos de metassiltito (Mts) parcialmente sericitizados (a) e com grau de
sericitização mais acentuado (b). Fotografias com polarizadores cruzados. Amostra AL-16.
Goethita ocorre como produto de intemperismo associado aos minerais
opacos contidos na lâmina. Mostra-se como uma mancha vermelho-alaranjada e
sem forma definida (Fotomicrografia 4.22).
Fotomicrografia 4.22: Processo de alteração intempérica e formação de goethita (Gth) a partir de
opacos (Opc). Biotita (Bt) acastanhada em processo de alteração metamórfica. Fotografia em luz
plana polarizada (a) e com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-15.
Zircão e apatita definem grãos subarredondados, ocorrendo como acessórios
na lâmina e possuindo tamanho inferior a 0.06 mm. Podem ocorrer como grãos
individuais ou inclusos em quartzo e feldspato (Fotomicrografia 4.23 e 4.24).
58
Fotomicrografia 4.23: Cristal de apatita (Apt) incluso em grão de quartzo (Qtz). Titanita (Ttn) e
epidoto (Epd) como produtos de metamorfismo. Fotografia em luz plana e polarizada (a) e com
polarizadores cruzados (b). Amostra AL-16.
Fotomicrografia 4.24: Concentração de cristais de apatita (Apt) inclusos em quartzo (a) e feldspato
(b), também zircão (Zr) incluso em grão de feldspato (b). Fotografia em luz plana e polarizada (a) e
com polarizadores cruzados (b). Amostra AL-20.
Com base nas características macroscópicas e microscópicas acima
descritas, esta rocha corresponde a um metarcóseo.
B) METACONGLOMERADO
Rocha conglomerática, polimítica, com seixos ou blocos de tamanhos
variados predominando àqueles entre 4 e 10 cm, mas podendo chegar até mais que
30 cm (matacão). Os seixos compreendem rochas vulcânicas, gnaisses, quartzitos e
predominantemente granulitos (Conglomerado Salobro) (Figura 4.1).
59
Figura 4.1: Bloco de metaconglomerado da Pedreira MARGRASIL, Faz. Monte Sagrado. UTM:
8288278 / 475461. Conglomerado Salobro. Amostra AL-12.
A matriz dessa rocha é de granulação grossa e tem uma coloração
esverdeada dada pela presença de clorita e epidoto. Em alguns locais é possível
observar cimentação carbonática. A secção dessa amostra para a confecção da
lâmina permitiu a visualização, miscroscopicamente, de parte de um seixo de rocha
vulcânica e matriz, esta correspondendo a 20% desta lâmina. O seixo mostra um
tamanho de aproximadamente 3 cm e uma textura ofítica reliquiar característica,
dada pelos cristais de plagioclásio envolvendo anfibólio e/ou clorita, mas em alguns
pontos ainda podem ser vistos grãos preservados de piroxênio. As ripas de
plagioclásio podem chegar até 0.6 mm e o anfibólio até 0.42 mm (Fotomicrografia
4.25).
60
Fotomicrografia 4.25: Textura ofítica reliquiar em seixo de rocha vulcânica (a). Detalhe da textura
ofítica mostrando as ripas de plagioclásio (Pl) envolvendo anfibólio cloritizado (Anf). Fotografias em
luz plana polarizada. Amostra AL-12.
A matriz é arcoseana e predominam feldspatos sobre quartzo. Esta matriz
mostra um processo de sericitização que confere a rocha uma textura difusa. Ainda
podem ser encontradas titanita, opacos, mimerquita, pertita, biotita, fragmentos
líticos, clorita, carbonato e também zircão (Fotomicrografia 4.26).
Fotomicrografia 4.26: Matriz arcoseana com sericita (Src), clorita (Chl), Plagioclásio (Pl), Microclínio
(Kfs), opacos (Opc) e biotita (Bt). Fotografia em luz plana polarizada (a) e com polarizadores
cruzados (b). Amostra AL-12.
Com base nas características macroscópicas e microscópicas acima
descritas, esta rocha corresponde a um metaconglomerado, tendo como
associações mineralógicas: a) matriz (clorita + biotita + feldspato + sericita + epidoto
+ carbonato); b) seixos (anfibólio (tremolita) e/ou clorita + plagioclásio).
61
Foram identificadas outras fácies de metaconglomerado na área de trabalho,
porém amostras não foram coletadas, isso se deve ao fato de que os afloramentos
estavam
bastante
compactos
dificultando
a
amostragem.
Contudo,
suas
características principais foram anotadas. Como já dito anteriormente, os
metaconglomerados mostram predominância de seixos, carbonato (Fotografia 4.3) e
de gnaisse (conglomerado Mascote - não fotografado).
Fotografia 4.3: Afloramento do (meta) conglomerado Lapão. Predominância de seixos de carbonato.
Serra do Lapão. UTM: 8291805 / 462035.
4.3 CLASSIFICAÇÃO E PROVENIÊNCIA
A análise petrográfica das lâminas estudadas permitiu determinar um
tamanho granulométrico médio de 0,23 mm para os metarcóseos. O valor máximo
para esse tamanho foi de 0,90 mm e o mínimo de 0,01 mm. A seleção é considerada
baixa, tendo grãos em geral, subarredondados a angulosos.
Para classificar os metarcóseos utilizou-se o diagrama de classificação de
Folk (1974) (Figura 4.2). Foi construída uma tabela (Tabela 4.1) que mostra a
composição modal por amostra, recalculada para 100%, admitindo-se somente,
62
grãos de quartzo (Qt), feldspato (F) e fragmentos líticos (L), para serem plotadas
nesse diagrama e no diagrama de Dickinson indicado pela letra A da figura 2.2.
Tabela 4.1: Composição modal dos metarenitos (abreviaturas constam na Tabela 3.2).
Figura 4.2: Diagrama de composição dos arenitos (sensu lato) da Formação Salobro na Bacia do Rio
Pardo segundo a classificação de Folk (1974).
63
Figura 4.3: Diagrama Qt-F-L dos arenitos (sensu lato) da Formação Salobro na Bacia do Rio Pardo,
indicando a provável natureza das suas áreas-fonte (segundo Dickinson, 1985; 1988). As abreviações
constam na tabela 2.2.
Na análise modal só foram considerados como feldspatos aqueles grãos que
se encontraram preservados ou parcialmente alterados. Os cristais modificados
foram contados como um novo mineral, a grãos de carbonato, epidoto e/ou sericita.
Desse modo, a quantidade de feldspato na lâmina pode ter sido subestimada, bem
como a quantidade de fragmentos líticos. Estes podem ter sido transformados
durante o metamorfismo.
A análise petrográfica, juntamente com o diagrama de Folk (1974) (Figura 4.2)
mostrou que os arenitos (sensu lato) são arcoseanos e possuem uma quantidade de
feldspato superior a 50%, como mostra a tabela 4.1. Esse resultado, para o
diagrama de Dickinson oferece uma resposta de fonte, para os sedimentos, a partir
do embasamento que foi soerguido (Figura 4.3). Outras fontes foram inferidas,
quando da identificação de fragmentos de metassiltitos preservados em alguns
metarenitos, além da análise macroscópica de alguns metaconglomerados. Estes
exibem seixos de metacarbonato, gnaisse, granulito e metavulcânicas, o que indica
que as unidades inferiores da Bacia do Rio Pardo (Subgrupo Itaimbé), os granulitos
do Cráton o São Francisco, os gnaisses da Faixa Araçuaí e o vulcanismo do estágio
de arco magmático do Orógeno Araçuaí foram fontes para a sedimentação da
Formação Salobro.
64
________________________________________CAPÍTULO 5
METAMORFISMO
5.1 INTRODUÇÃO
Pesquisas relacionadas, especificamente, ao estudo do metamorfismo na
Bacia do Rio Pardo ainda são preliminares. Trabalhos como os de Cordani (1973),
mostram idade de aproximadamente 670 Ma, através dos métodos Rb-Sr e K-Ar,
para o metamorfismo do Grupo Rio Pardo.
Karmann, (1987) faz referência às fases de deformação que afetaram o
Grupo Rio Pardo, e mostra que ocorreram por esforços de caráter compressivo.
Para este autor, a Formação Salobro como parte integrante deste grupo e
pertencente ao domínio cratônico da bacia, foi afetada por dobramentos
relacionados à somente uma fase deformacional, atingindo grau metamórfico fraco.
5.2 PROCESSOS, TEXTURAS E REAÇÕES METAMÓRFICAS
Durante o metamorfismo cada mineral se comporta de maneira própria. Isso
dependerá do seu equilíbrio termodinâmico e, por sua vez, das condições
metamórficas (condições de pressão, temperatura, presença e composição de
fluidos, redução/ oxidação, etc.) a eles impostas. Assim, estes minerais sofrerão a
ação dos processos de cristalização metamórfica, resultando em novos minerais
(neo-cristalização) ou em novos grãos minerais da mesma espécie (recristalização),
segundo um novo arranjo textural.
65
Os feldspatos, por exemplo, são minerais susceptíveis à ação do
metamorfismo, principalmente em presença de fluidos. Deste conjunto a microclina é
a variedade mais resistente, seguida do plagioclásio sódico e, por último, o cálcico.
Saussuritização, sericitização e cloritização foram os processos mais
observados de reações metamórficas e marcam a evolução do metamorfismo que
afetou as rochas do Grupo Rio Pardo, em especial, da Formação Salobro.
5.2.1 Saussuritização
É o processo de substituição de um plagioclásio (cálcico) por uma
paragênese de sericita e/ou epidoto, podendo vir acompanhado por albita, quartzo,
carbonato, clorita e ocasionalmente, granada. Pode ser representada pela reação:
(Anortita)
(Epidoto)
+
3CaAl2Si2O8 + Ca² + 2H2O → 2Ca2Al3Si3O12(OH)2 + 2H+ (Spear, 1993)
5.2.2 Sericitização
Dá-se pela formação de sericita a partir da alteração de feldspatos e/ou
argila, e é representada pela equação genérica:
3K(AlSi3O8)(feldspato) + H2O → KAl2(OH)2 (AlSi3O10)(sericita) + 6SiO2 + K2O
(Spear, 1993).
5.2.3 Cloritização
É o processo de formação de clorita a partir dos minerais ferro-magnesianos,
por exemplo, biotita, como mostra as reações abaixo.
Ti-biotita + moscovita + quartzo + H2O → clorita + titanita (Yardley, 2004).
66
5.3 METAMORFISMO
Com a análise petrográfica e conseqüente observação das texturas foi
possível identificar as reações metamórficas e as paragêneses resultantes dessas
reações que caracterizam o metamorfismo na área de trabalho. Essas, por sua vez,
são mostradas na tabela 5.1. A clorita (Fotomicrografias 4.10 e 4.11), epidoto
(Fotomicrografias 4.14 e 4.15), sericita (ver Fotomicrografia 4.12) e titanita
(Fotomicrografias 4.18 e 4.19) em todas as lâminas analisadas, assim como
carbonato
(Fotomicrografias
4.12
e
metamórficas na Fm Salobro.
Tabela 5.1: Paragêneses minerais metamórficas
4.13),
representam
as
paragêneses
67
O metamorfismo de rochas pelíticas pode ser interpretado utilizando-se
diagramas petrogenéticos no sistema químico KFMASH (K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2H2O) para determinar as condições P-T e as reações metamórficas de formação das
paragêneses minerais definidas, fazendo-se comparações.
A cristalização dos minerais de metamorfismo reflete o grau metamórfico pelo
qual as rochas foram submetidas bem como a ação dos fluidos nas transformações
mineralógicas.
Assim, podemos definir as seguintes reações metamórficas a partir das
texturas observadas em lâmina, de forma mais simplificada:
(1) Ti-biotita + H2O → clorita + titanita + opacos + K+ (Spear, 1993)
(2) plagioclásio cálcico + H2O + CO2 → epidoto + carbonato (Spear, 1993)
(3) K-feldspato + H2O → sericita (Spear, 1993)
(4) feldspato + H2O → moscovita (Spear, 1993)
Para o seixo de rocha vulcânica no metaconglomerado a transformação do
anfibóilio em clorita envolveria a seguinte reação:
(5) plagioclásio + anfibólio + H2O → clorita + epidoto (Spear, 1993)
O campo de estabilidade da paragênese epidoto + quartzo pode ser
identificado no diagrama abaixo (Figura 5.1). Este campo define as condições de
temperatura e pressão, bem como, a fácies na qual foi formada essa paragênese
mineral.
Segundo Spear (1993) a presença de fases ricas em Titânio como minerais
de ilmenita ou titanita podem caracterizar uma fácies metamórfica de grau médio
(epidoto-anfibolito). Como já visto, estas fases estão presentes nos metarcóseos
caracterizam a desestabilização da biotita que, deveria ser rica em titânio e ferro.
68
De acordo com o mesmo autor, o aparecimento de epidoto e sua coexistência
com clorita e plagiocásio cálcico são também indicadores da transição entre as
fácies metamórficas xisto-verde / epidoto-anfibolito. A análise do gráfico (Figura 5.1)
permitiu inferir as condições P-T de equilíbrio da paragênese mineral apresentada e
mostrar o campo de estabilidade da fácies metamórfica experimentada pela Fm
Salobro. Diante das observações citadas, podemos concluir que os metarcóseos e
metaconglomerados foram submetidos a metamorfismo de grau baixo a médio,
entre a fácies xisto-verde e epidoto-anfibolito, com temperaturas em torno de 500 °C
e pressões entre 2 e 6 kbar.
Figura 5.1: Diagrama P-T mostrando a relação entre as paragêneses minerais e a transição das
fácies metamórficas, e que indicam os intervalos de pressão e temperatura. Modificado de Spear
(1993).
69
________________________________________CAPÍTULO 6
DISCUSSÃO E CONCLUSÕES
Com base nos estudos realizados nos (meta)conglomerados e nos arenitos
(sensu lato) da Formação Salobro (Bacia do Rio Pardo - Ba) foi possível indicar a
Paleotectônica das áreas de proveniência dos sedimentos que preencheram esta
bacia, bem como as condições metamórficas experimentadas por essa bacia na
Orogênese Brasiliana.
O estudo petrográfico mostrou que os metarenitos são impuros, imaturos, e
possuem uma composição maior de feldspato e quartzo, enquanto que os
fragmentos líticos de metassiltito correspondem a menos que 10% do seu
arcabouço. Os demais constituintes nesses metarenitos são: epidoto, clorita,
carbonato, sericita, titanita, biotita, moscovita e opacos. Estes últimos minerais
caracterizam o metamorfismo na área de trabalho.
Os metaconglomerados analisados possuem composições distintas, com
predominância de clastos de granulito (Conglomerado Salobro), carbonato
(Conglomerado Lapão) e gnaisse (Conglomerado Mascote). O primeiro tipo
representa a base da seqüência estratigráfica e o último, o topo. Tendo em vista
essas observações, podemos inferir que houve três ciclos deposicionais (erosivos)
principais responsáveis pelo aporte de sedimentos para a bacia. O primeiro ciclo, em
estágio de forebulge (entumescimento) do antepaís da bacia forneceu detritos
provenientes do embasamento granulítico do Cráton do São Francisco. O segundo
70
ciclo ocorreu durante a exumação do Orógeno Araçuaí que forneceu detritos de
unidades inferiores da própria bacia (Subgrupo Itaimbé), como os carbonatos
encontrados no conglomerado Lapão e a presença de metassiltitos em algumas
amostras de metarcóseos. O último ciclo correspondeu à erosão de gnaisses do
embasamento da Faixa Araçuaí, Complexo Itapetinga, quando este já se encontrava
exposto e soerguido por movimentação tectônica e compensação isostática. Diante
do exposto é visto que a variedade de fontes caracteriza a dinâmica do relevo na
área de trabalho e assim sua paleotectônica. A presença de detritos das unidades
basais da própria bacia mostra o caráter autofágico, que é diagnóstico de bacias
famintas do tipo foreland, como no caso abordado.
Foi visto também que o método Gazzi-Dickinson, que é utilizado para estudos
de proveniência em bacias fanerozóicas (Lawton, 1986; Makino et al., 2007 e
Remus et al., 2008), apresentou limitações como método de pesquisa para a
determinação da paleotectônica, visto que a bacia é de idade Neoproterozóica e
experimentou metamorfismo de baixo a médio grau que modificou a composição
original da rocha sedimentar. Por esta razão, os resultados devem ser vistos com
parcimônia considerando-se as transformações sofridas, principalmente, pelos
feldspatos e fragmentos líticos, o que leva a supor que esses dois componentes do
arcabouço da rocha sedimentar original podem estar subestimados e mal
posicionados no diagrama de Dickinson (1985 ; 1988).
O estudo do metamorfismo, a partir da análise petrográfica, indicou uma
paragênese principal constituída por quartzo + clorita + sericita + carbonato +
epidoto + titanita + opacos que provém da desestabilização de grãos líticos,
feldspato, biotita e moscovita da rocha original sedimentar (arcóseo). As principais
reações metamórficas definidas pelo estudo do metamorfismo indicam paragênese
mineral formada em condições de circulação de fluidos ricos em H2O e CO2. Essas
reações são compatíveis com a transição entre as fácies xisto verde alto e epidotoanfibolito, ou seja, temperaturas em torno de 500 ºC e pressões entre 2 e 6 kbar.
Sugere-se,
para
trabalhos
futuros
um
estudo
detalhado
dos
metaconglomerados da Formação Salobro e ampliar a amostragem dos metarenitos
para análise petrográfica e aplicação do método de Gazzi-Dickinson. Adicionar a
71
este, outros métodos e técnicas que envolvem o estudo de proveniência para a
confirmação dos dados apresentados neste trabalho, como, por exemplo, a análise
de minerais pesados e a utilização de métodos isotópicos. É necessário também
aprofundar as pesquisas voltadas ao metamorfismo e à geologia estrutural visto que
a área de trabalho está situada em contexto geológico de interesse para os estudos
da evolução geotectônica do limite do Cráton do São Francisco com a Faixa Araçuaí
durante a orogenia Brasiliana.
72
______________________________________REFERÊNCIAS
ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS. Conheça a ABNT:
normalização, um fator para o desenvolvimento. Rio de Janeiro, 2002/2003.
______, NBR 5892: norma para datar: Rio de Janeiro, 2002. 2 f.
______, NBR 6023: informação e documentação: elaboração. Rio de Janeiro,
2002. 24 p.
______, NBR 6024: informação e documentação: numeração progressiva das
seções de um documento escrito: apresentação. Rio de Janeiro, 2002. 3 p.
______, NBR 6027: informação e documentação: sumário: apresentação. Rio de
Janeiro, 2003. 2 p.
______, NBR 6028: informação e documentação: resumos: apresentação. Rio
de Janeiro: 2003. 4 p.
______, NBR 6029: informação e documentação: livros e folhetos:
apresentação. Rio de Janeiro: 2002. 9 p.
______, NBR 6033: ordem alfabética. Rio de Janeiro: 2002. 8 p.
73
______, NBR 6034: informação e documentação: índice: procedimento. Rio de
Janeiro: 2004/2005. 6 p.
______, NBR 10520: informação e documentação: citações em documentos:
apresentação. Rio de Janeiro: 2002.
______, NBR 14724: informação e documentação: trabalhos acadêmicos:
apresentação. Rio de Janeiro : 2005/2006.
ALMEIDA, F.F.M. de. Relatório anual do diretor da divisão de geologia e
mineralogia, 1953. Rio de Janeiro: DNPM. DGM; 1954.
ALMEIDA, F.F. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira Geociências, vol. 4,
p. 349-364. 1977.
ALMEIDA, F. F. M.; LITWINSKI, N. Província Mantiqueira - Setor Setentrional. In:
O Pré-Cambriano do Brasil, São Paulo, p. 282-307. 1984
ANDRADE, A. R. F.; NUNES, A. B. Mapeamento geológico da bacia do Rio
Pardo. In: Anais do XXVIII Congresso Brasileiro de Geologia, 28., 1974, Porto
Alegre. Resumo das comunicações. Porto Alegre: SBG. (Boletim 1). p. 253-256.
1974.
BUSBY, C. J. & INGERSOLL, R. V. Tectonics of sedimentary basins. Cambridge:
Blackwell Science, 579 p. 1995.
CHANG, H. K. Conceitos de análise de bacias e sua aplicabilidade no estudo de
sequências sedimentares Proterozóicas. Revista Brasileira de Geociências, vol.
22, n. 4, p. 437-448, dez. 1992.
CHATRIAN, N. Sur lê gisement de diamant de salobro, Brésil. Societée Française
de Mineralogie et de Cristallographie. Bulletin, Paris: v.9, p. 302-305, 1886.
74
CHAVES, M.L.S.C. Conglomerados diamantíferos da região do rio Salobro
(Canavieiras, Bahia). In: SBG, Simpósio sobre Sistemas Deposicionais no PréCambriano, Ouro Preto, Anais, p. 155-162. 1987.
COPJAKOVÁ R., SULOVSKÝ, PATERSON B.A. Major and trace elements in
garnets from variscan moldanubian felsic granulites as sediment provenance
indicators. Li thos, 82:51-70. 2005.
CORDANI, U. Evolução geológica pré-cambriana da faixa costeira do Brasil
entre Salvador e Vitória. Inst. de Geociências, Universidade de São Paulo, São
Paulo, Tese de Livre Docência, 98p. 1973.
CRUZ, S.C.P. A interação tectônica entre o aulacógeno do Paramirim e o
orógeno Araçuaí - Oeste Congo. Inst. de Geociências, Universidade Federal de
Ouro Preto, Minas Gerais:Tese de Doutoramento, 503 f. 2004.
DELGADO, I. M. et. al Geotectônica do escudo atlântico. In: BIZZI, L. A.,
Schobbenhaus, C., Vidotti, R.M., Gonçalves, J.H.. Geologia, tectônica e recursos
minerais do Brasil: texto, mapas & GIS. Serviço Geológico do Brasil, Brasília: 2003.
DERBY, O. A. Lavras diamantinas. Revista Instituto Geográfico e Histórico da
Bahia, vol. 11, n.30, p.143-153.1905.
DICKINSON, W. R. Interpreting detrital modes on greywacke and arkose: Jour.
Sed. Petrology, v. 40, p. 695-707. 1970.
DICKINSON W. R. & SUCZEC C. A. Plate tectonics and sandstone composition:
AAPG. Bull., 63:2164-2182.1979.
DICKINSON, W. R. Interpreting provenance relations from detrital modes os
sandstone. in ZUFFA, G. G., Provenance of Arenites, p. 333-361, D. Reidel
Publishing Company, 1985.
75
DICKINSON, W.R. Provenance and sediment dispersion in relation to plate
tectonics and petrography of sedimentary basins. In: KLEINSPEHN, K. &
PAOLA, C., Eds., New Perspectives in Basin Analysis. New York, Springer-Verlag,
p.3-25.1988.
FOLK, R.L.. Petrology of sedimentary rocks. 2º Austin, Hemphil Public. Co. 184 p.
1974.
GORCEIX, H. Estudo sobre a Monazita e a Xenotima do Brasil. Anais da escola
de Minas, Ouro Preto, v.4, p. 29-48.1885.
HARTT, C. F. Geologia e geografia física do Brasil. Série 5ª, vol. 200, Brasiliana,
1941.
HELLER, P.L.; FROST, C.D. Isotopic provenance of clastic deposits; application
of geochemistry to sedimentary provenance studies. In: K. KLEINSPEHN & C.
PAOLA, Editors, New Perspectives in Basin Analysis, Springer, New York, p. 27–
42.1988.
HUBERT J.F. Analysis of heavy-mineral assemblage. In: Carver R.E. (ed.)
Procedures in Sedimentary Petrology. Athens, Geórgia, Wiley Interscience, p.453478. 1971.
KARMANN, I. O Grupo Rio Pardo (Proterozóico Médio a Superior): uma
cobertura para-plataformal da margem sudeste do cráton do São Francisco.
Inst. De Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo: Dissertação de
Mestrado, p. 57-74. 1987.
KARMANN, I.; SILVA, M. E. da; TROMPETTE, R. Litoestratigrafia do Grupo Rio
Pardo, Proterozóico Médio a Superior do sudeste do Estado da Bahia. Revista
Brasileira de Geociências, vol. 19, n. 3, p. 290-302, set. 1989.
76
LAWTON, T.F. Compositional trends within a clastic wedge adjacent to a foldthrust belt: Indianola group, central Utah, USA. In: ALLEN. P.A. & HOMEWOOD,
P. Eds. Foreland Basins (IAS Sp. Publs. int. Ass. Sediment. 8). p.411-423. 1986.
LIMA, M.I.C. et al. Geologia. In: BRASIL. Departamento Nacional da Produção
Mineral. Projeto RADAM BRASIL. Folha SD.24, Salvador. Rio de Janeiro:
(Levantamento de Recursos Naturais, 24). p. 25-192,1981.
MAKINO, F.T.G.; MOURA, C.A.V.; CHEMALE JR, F. Estudo de proveniência
sedimentar em arenitos da Formação Monte Alegre , região de Monte Alegre
(PA). In: 4º PDPETRO, vol. 1, p. 139-1 – 139-6, Campinas, São Paulo, 2007.
MIALL, A. D. Principles of sedimentary basin analysis. New York, Spinger-Verlag,
490 p. 1984.
MORAES FILHO, J. C. R.; LIMA, E. S. Região de Itapetinga, sul da Bahia (borda
SE do Cráton do São Francisco): geologia e recursos minerais. Série Arquivos
Abertos, CBPM, vol. 27, 2007.
OLIVEIRA, A. I.& LEONARDOS, O. H. Geologia do Brasil. Rio de Janeiro: 1940.
RAJA GABAGLIA, G.P.; MILANI, E. J. Origem e evolução de bacias
sedimentares. p. 61-62, Rio de Janeiro: 1990.
PEDREIRA, A. J.; SOUTO, P. G.; AZEVEDO, H. Metassedimentos do grupo Rio
Pardo - Bahia - Brasil. In: Anais do XXIII Congresso Brasileiro de Geologia,
Salvador, 1969, p.87-99.
PEDREIRA, A. J. Estrutura da bacia metassedimentar do Rio Pardo. In: 29º
congresso Brasileiro de Geologia, Ouro Preto, Anais, vol.2, p.157-168. 1976.
PEDREIRA, A.J. O Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina centrooriental, Bahia: sedimentologia, estratigrafia e tectônica. Inst. de Geociências,
Universidade de São Paulo, São Paulo:Tese de Doutoramento, 126 p. 1994.
77
PEDREIRA, A. J. Geologia e recursos minerais da bacia metassedimentar do
Rio Pardo. Série Arquivos Abertos, vol. 11, CBPM, 1996.
PEDREIRA, A. J. Uma síntese: Evolução sedimentar e tectônica da bacia
metassedimentar do Rio Pardo. Revista Brasileira de Geociências, vol. 29, n. 3. p.
339-344, set. 1999.
PEDROSA-SOARES, A.C. & PEDREIRA, A.J. O Setor Setentrional da Faixa
Araçuaí. V Excursão E-12. XXXIX Congresso Brasileiro de Geologia, SBG Núcleo
BA-SE, 58 p. 1996.
REMUS, M.V.D. et al. Proveniência sedimentar, métodos e técnicas analíticas
aplicadas. Revista Brasileira de Geociências. SBG. v.38. nº 2 (suplemento). 2008.
SILVA, L..C. da, et. al . Reavaliação da evolução geológica em terrenos précambrianos brasileiros com base em novos dados U-Pb shrimp, parte I: limite
centro-oriental do Cráton do São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de
Geociências, vol. 32, n. 4, p. 501-512, dez. 2002.
SIQUEIRA, L. P.; GONÇALVES, J. C. V.; NEVES, J. P. das. Geossinclinal do Rio
Pardo: novas considerações sobre a geologia da bacia metassedimentar do baixo
rio Pardo, Bahia. Anais do XXX Congresso Brasileiro de Geologia, v. 1, Recife, 1978.
SOUTO, P. G.; AZEVEDO, H. C. A. de; BEZERRA, J.C. Geologia da folha de
Potiraguá nordeste. Boletim Técnico nº 15. CEPEC / CEPLAC. 1971.
SOUTO, P. G.; BEZERRA, J. C.; SAMPAIO, E. VILAS-BOAS, G. Geologia da folha
de Mascote noroeste. Boletim Técnico nº 12. CEPEC / CEPLAC. 1971.
SOUTO, P. G.; AZEVEDO, H. C. A. de; PEDREIRA, A.J. Geologia da folha de
Camacan sudoeste. Boletim Técnico nº 20. CEPEC / CEPLAC. 1972.
78
SOUZA, J.D. et al. Geologia e recursos minerais do Estado da Bahia: sistema de
informações geográficas – SIG e Mapas. Versão 1.1. Salvador, CPRM, 2003. CDROM.
SPEAR, F.S. Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time
paths. Min. Soc. Am. Monograph 1. MSA, Whashington, D.C. Cap. 10:
Methamorfism of pelites. 1993.
VAN DER PLAS, L. & TOBI, A. C. A chart for judging the reliability of point
counting results. Am. J. Sci., 263:87-90. 1965.
VAN DER PLUIJM, B.A. & MARSHAK, S. Earth Structure: An introduction to
structural geology and tectonics. W. W. Norton & Company, New York, cap. 17,
p.412-443. 2004.
WENTWORTH, C.K . A scale of grade and class terms for clastic sediments.
Journal of Geology. 30: p. 377-392. 1922.
YARDLEY, B.W.D. Introdução à petrologia metamórfica. Tradução de
REINHARDT FUCK, 2ª ed. Editora Universidade de Brasília, Brasília, 2004.
79
___________________________________________ANEXOS
80
AMOSTRA No AL-08A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 8291538 / 462023
Referência: Serra do Lapão
Rocha de coloração cinza esverdeada, mal selecionada (tamanho de grãos: areia média a grossa, com seixos
dispersos e às vezes formando camadas).
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Feldspato (Plg + K-felds.)
40,0
Clorita
3,0
Sericita
11,0
Titanita
< 0,5
Quartzo
29,0
Zircão
traço
Opacos
10,0
Biotita
7,0
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
A rocha apresenta textura inequigranular, com granulometria variando entre 0,06 a 0,75mm. Alguns grãos
angulosos e uma orientação dada pela concentração de minerais máficos (opacos).
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Quartzo: apresenta-se como grão monominerálico, mostrando cristais anédricos a subarredondados e com feições
de recristalização. Possuem tamanho entre 0,15 e 0,75 mm.
Sericita: constituinte secundário está associado à alteração dos feldspatos pré-existentes.
Feldspatos: apresentam-se pouco preservados, em cristais de palgioclásio e e em geral alterados a sericita
Biotita: estão parcialmente a totalmente cloritizadas. Quando preservadas mostram coloração marromavermelhada e algumas mostram feições deformacionais, em kinks.
Titanita: mostram cristais acastanhados e subarredondados, estando associados às biotitas.
Opacos: são numerosos na lâmina, em formas variadas, anédricos e até euédricos com cristais cúbicos, Estão
associados às biotitas e às titanitas.
5. OBSERVAÇÕES:
O metamorfismo nessa lâmina é evidente em vários aspectos: pela presença de sericita que mostra a alteração
dos feldspatos; pelo processo de cloritização nas biotitas indicando um fácies metamórfico de baixo grau; pelas
kinks mostradas em algumas biotitas indicando que estas recristalizaram sob a ação de esforços tectônicos,
portanto, em ambiente metamórfico. Além disso, o efeito de recristalização nos grãos de quartzo reflete um
aumento de tamanho dos mesmos.
6.PROTÓLITO: Arcóseo
8.NOME/CLASSIFICAÇÃO: Metarcóseo.
7.FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito
81
AMOSTRA No AL-12A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 82915388288278 / 475461
Referência: MARGRASIL – Faz. Monte Sagrado
Rocha conglomerática, polimítica e de matriz esverdeada de granulação grossa. Os seixos variam em tamanho
podendo chegar até mais que 30 cm, sendo a maior parte de seus seixos, de granulito e gnaisse.
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Matriz
20,0
Arcabouço
80,0
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
A lâmina foi seccionada favorecendo a visualização de parte de um seixo de rocha vulcânica e matriz. A matriz
corresponde a 20% da lâmina e é de composição arcoseana. Encontra-se em processo de sericitização, mas ainda
mostra grãos preservados de feldspato. O seixo de vucânica mostra uma textura reliquiar ofítica característica e
possui um tamanho de aproximadamente 3 cm.
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Quartzo: apresenta-se como grão monominerálico, mostrando cristais anédricos a subarredondados e com feições
de recristalização, fazendo contato reto e côncavo-convexo com outros grãos de quartzo e também de feldspato.
Sericita: constituinte secundário está associado à alteração dos feldspatos pré-existentes na matriz da rocha.
Feldspatos: apresentam-se pouco preservados, em cristais de palgioclásio e microclínio e em geral estão
alterados a sericita e saussurita.
Biotita: estão parcialmente a totalmente cloritizadas em cristais lamelares com tamanho médio de 0,21 mm.
Titanita: mostram cristais acastanhados e subarredondados, estando associados às biotitas.
Opacos: são numerosos na lâmina, em formas variadas, anédricos . Estão associados às biotitas e às titanitas.
5. OBSERVAÇÕES
A matriz mostra características de metamorfismo devido à presença de sericita por alteração dos feldspatos, além
de cloritização, pela transformação das biotitas. Essas evidências podem caracterizar um retrometamorfismo.
6.PROTÓLITO: Conglomerado
8.NOME/CLASSIFICAÇÃO: Metaconglomerado
7.FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito
82
AMOSTRA No AL-14A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 8287844 / 453904
Referência: Pimenta
Rocha de coloração cinza esverdeada e textura aparentemente isotrópica e fanerítica média a grossa, apresenta
grânulos dispersos de feldspato de até 4 mm.
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Feldspatos(Plg + K-felds.)
35,25
Epidoto
9,29
Titanita
1,92
Clorita
15,70
Sericita
6,40
Biotita
0,96
Quartzo
13,14
Frag. de Rocha
2,56
Zircão
traço
Carbonato
11,22
Opacos
2,24
Apatita
traço
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
A rocha apresenta textura inequigranular polimodal com cristais subidioblásticos a xenoblásticos e variando em
tamanho de 0,1 a 0,4 mm. A presença de clorita também confere à rocha uma textura lepidoblástica.
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Feldspatos: estão parcialmente alterados e quando preservados mostram grãos subidioblásticos a xenoblásticos
com tamanho médio de 0,30 mm. Seus processos de alteração incluem saussuritização e sericitização que
conferem ao mineral um aspecto difuso.
Clorita: encontra-se associado à alteração das biotitas exibindo tonalidades esverdeadas.
Quartzo: Mostram-se em cristais subidioblásticos a xenoblásticos com contatos curvos, retilíneos e suturados,
exibindo forte extinção ondulante. Apresenta tamanho máximo de 0,4 mm.
Carbonato: encontra-se associado a plagioclásio e ocorre em suas bordas. Em razão de não apresentarem forma
bem definida, constituem grãos parcialmente individualizados ou como grão neoformado.
Epidoto: formam agregados associados aos plagioclásios, sem forma bem definida e conferem um aspecto
caótico.
Sericita: constituinte secundário está associado à alteração dos feldspatos pré-existentes.
Fragmento de rocha: Constituem fragmentos de metassiltito parcialmente sericitizados.
Opacos: constituem grãos que apresentam formas variadas, com tamanho médio de 0,05 mm e estão associados
às titanitas, biotitas e cloritas.
Titanita: Formam agregados e/ou como grão individual estando sempre associados às biotitas e epidoto.
Biotita: estão parcial a totalmente cloritizadas e mostram-se em cores marrom-avermelhadas.
Zircão: Ocorre como acessório na lâmina e mostra-se em geral subarredondados.
Apatita: Ocorre como mineral acessório mostrando cristais pequenos.
5.PROTÓLITO: Arcóseo
7.NOME/CLASSIFICAÇÃO: Metarcóseo
6.FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito
83
AMOSTRA No AL-15A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 8287770 / 456512
Referência: Pimenta
Rocha de coloração acinzentada, isotrópica, de textura fanerítica média a grossa.
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Feldspatos (Plg + K-felds.)
20,80
Titanita
8,87
Goethita
5,10
Clorita
17,96
Quartzo
7,23
Moscovita
3,55
Epidoto
11,31
Biotita
6,65
Zircão + Frag. de rocha
Opacos
11,00
Sericita
5,54
+ Apatita
< 3,0
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
A rocha apresenta textura inequigranular polimodal com cristais, em geral, subidioblásticos a xenoblásticos que
variam em tamanho de 0,1 a 0,3 mm. A presença de clorita e moscovita confere à rocha uma textura
lepdoblástica. Mostra também alternância composicional marcada por bandas máficas que contêm opacos e
biotitas e outra mais quartzo-feldspática.
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Feldspatos: predominam nessa rocha e incluem microclínios, pertitas, mesopertitas e plagioclásios
saussuritizados. Exibem tamanho médio de 0,22 mm, com grãos subidioblásticos e contatos irregulares.
Clorita: associadas às biotitas e moscovitas, ocorrem como agregados aciculares ou como cristais maiores
esverdeados apresentando cor de interferência roxa.
Epidoto: são esverdeados, subidioblásticos a xenoblásticos e apresentam tamanho médio de 0,21 mm.
Opacos: aparecem formando bandas com biotita e titanita associadas, mostrando cristais muitas vezes euédricos
e com tamanho médio de 0,19 mm.
Titanita: ocorre como grãos subidioblásticos formando agragados ou isolados na lâmina.
Quartzo: ocorre como grãos subidioblásticos, exibindo contatos curvos e pontuais e com tamanho variando de
0,10 a 0,30 mm. Mostra extinção que varia de fortemente a levemente ondulante.
Biotita: estão em grande parte cloritizadas, mostrando tons marrom-avermelhados a esverdeados sem forma ou
tamanho bem definido.
Sericita: ocorre como mineral secundário e constitui agregados microcristalinos dando à rocha um aspecto
manchado e de tonalidade amarronzada.
Goethita: ocorre como manchas marrom-avermelhadas associadas aos opacos.
Moscovita: formam agregados de pequenas palhetas com cores de interferência altas.
Fragmento de rocha: Constituem fragmentos de metassiltito parcialmente sericitizados, juntamente com zircão e
apatita representam menos que 3% da lâmina.
5. PROTÓLITO: Arcóseo
7. NOME/CLASSIFICAÇÃO: Metarcóseo
6.FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito
84
AMOSTRA No AL-16A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 8287662 / 456700
Referência:
Rocha de coloração cinza-esverdeada, com textura granulométrica fanerítica média a grossa. É observada a
presença de estruturas primárias ainda preservadas, como estratificação cruzada e até mesmo acamamento flaser.
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Feldspatos (Plg + K-felds.)
21,70
Sericita
9,57
Titanita
4,50
Carbonato
16,06
Epidoto
8,73
Moscovita
1,97
Quartzo
10,42
Opacos
7,32
Frag. de rocha
1,97
Clorita
9,57
Biotita
5,63
Apatita / Zircão < 3,0
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
A análise microscópica indicou uma textura inequigranular polimodal, com grãos variando em tamanho de 0,10
a 0.25 mm. A presença de clorita e moscovita indica uma textura lepidoblástica associada, mostrando também
orientação.
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Feldspatos: encontrados como grãos idioblásticos a xenoblásticos e tamanho médio de 0,23 mm. Ocorrem em
parte, alterados, e alguns mostram ainda geminação reliquiar polissintética parcial.
Carbonato: ocorre como cristais parcialmente individualizados, sendo subidioblásticos a xenoblásticos e com
tamanho médio de 0,20 mm.
Quartzo: são em geral subidioblásticos com tamanho variando de 0.20 a 0,50 mm e apresentam extinção
fortemente ondulante.
Clorita: ocorre como cristais alongados substituindo biotita e possuindo tamanho médio de 0,23 mm. Podem
estar associadas às titanitas e também opacos.
Sericita: ocorre como constituinte secundário e geralmente associa-se a feldspatos potássicos e moscovita. Não
exibe forma e tamanho definidos e encontra-se espalhada na lâmina.
Epidoto: encontrado principalmente como agregados granulares consumindo plagioclásio. Como grãos
individualizados mostram-se subidioblásticos, com tamanho médio de 0,19 mm e com formas variadas.
Opacos: apresentam formas irregulares e mostram tamanho até 0,22 mm. Estão associados às biotitas, titanitas e
também cloritas, sendo muito comuns nessa lâmina.
Biotita: ocorrem parcialmente cloritizadas e associadas à titanita e opacos. Constituem cristais alongados muitas
vezes deformados e com tamanho médio aproximado de 0,20 mm.
Titanita: são idioblásticas a subidioblástica, mostrando cor castanho-escura e tamanho inferior a 0, 16 mm.
Moscovita: se apresentam como agregados associados a cristais de cloritas, mas não possuem tamanho definido.
Fragmentos de Rocha: constituem metassiltitos parcialmente sericitizados e apresentando formas ovaladas.
Possuem tamanhos entre 0,15 e 0,40 mm e mostram-se orientados.
Apatita: ocorre inclusa em grão de quartzo mostrando cristais subarredondados e menores que 0,5 mm.
85
Zircão: define cristais subidioblásticos ocorrendo isolados na lâmina e vezes inclusos em quartzo.
5. PROTÓLITO: Arcóseo
7. NOME/CLASSIFICAÇÃO: Metarcóseo
6. FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito
86
AMOSTRA No AL-18A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 8279026 / 467669
Referência: Rua Canavieiras
Esta rocha apresenta uma coloração cinza claro, com porções de tonalidades esverdeadas. Mostra-se isotrópica e
com uma textura fanerítica média a grossa.
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Feldspatos (Plg + K-felds.)
27,60
Moscovita
9,20
Titanita
1,84
Quartzo
20,86
Clorita
7,05
Opacos
1,53
Epidoto
13,49
Biotita
4,29
Apatita / Zircão
< 2,0
Sericita
10,43
Frag. de Rocha
2,45
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
Em lâmina esta rocha apresenta uma textura inequigranular polimodal, com grãos alinhados, sendo
subidioblásticos a xenoblásticos, mostrando tamanho médio de 0,20 mm. Foram observadas também algumas
microfraturas preenchidas por quartzo.
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Feldspatos: são na maioria microcrlínios contendo alguns plagioclásios preservados. São cristais idioblásticos a
subidioblásticos com tamanho médio de 0,25 mm, mas podendo chegar até 4 mm.
Quartzo: mostra-se como grão monominerálico ou como constituinte de fragmento de rocha. São grãos
subidioblásticos a xenoblásticos e com tamanho médio em torno de 0,30 mm.
Epidoto: ocorre em geral exibindo formas pseudohexagonais e com tamanho médio de 0,14 mm.
Sericita: constituinte secundário está associado à alteração dos feldspatos pré-existentes.
Moscovita: ocorrem como cristais alongados, orientados com tamanhos que podem chegar até 0.5 mm.
Clorita: ocorre como cristais esverdeados sendo alongados possuindo também hábito quadrático e com tamanho
médio de 0,20 mm.
Biotita: Exibem tamanhos em torno de 0,2 e 0,45 mm. São em geral acastanhadas e mostram pleocroísmo a
marrom-avermelhado
Titanita: estão associadas às biotitas e muitas vezes formam agregados. Apresentando formas variadas, exibem
tamanho médio de 0,13 mm.
Opacos: são raros nessa lâmina, estando associados às biotitas e titanitas e mostram tamanho médio em torno de
0,04 mm.
Zircão: ocorre como acessório apresentando tamanho muito variável, de 0,025 até 0,04 mm. Encontram-se
isolados, mas também inclusos em grãos de quartzo.
Apatita: ocorre como cristais subidioblásticos com tamanho menor que 0,03 mm.
5.PROTÓLITO: Arcóseo
7. NOME/CLASSIFICAÇÃO:
6.FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito
Metarcóseo
87
AMOSTRA No AL-19A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 8279116 / 468001
Referência: Faz. Umbuzeiro
Esta rocha apresenta uma coloração cinza esverdeada e em alguns locais mostra uma tonalidade arroxeada.
Aparentemente isotrópica, apresenta uma textura fanerítica média a grossa.
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Feldspatos (Plg + K-felds.)
22,39
Epidoto
11,92
Carbonato
1,23
Quartzo
14,24
Titanita
10,46
Opaco
1,16
Moscovita
13,37
Sericita
6,39
Goethita
1,16
Clorita
12,79
Biotita
2,61
Zircão + Frag. de rocha
+ Apatita < 3,0
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
A lâmina mostra-se orientada apresentando também uma textura inequigranula polimodal, com grãos de
tamanhos entre 0,05 e 0,4 mm. Sendo subidioblásticos a xenoblásticos, na maioria, porém mostrando alguns
idioblásticos. Apresenta textura lepdoblástica conferida pelos cristais de clorita e moscovita.
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Feldspatos: mostram formas variadas, até cristais idioblásticos, com tamanho médio de 0,23 mm.
Quartzo: são subidioblásticos a xenoblásticos, estando também orientados e mostrando tamanho médio de 0,21
mm. Apresentam extinção fortemente ondulante, mas também ligeiramente ondulante.
Moscovita: apresentam-se como cristais alongados e orientados com tamanho médio de 0,25 mm, estando
parcialmente cloritizadas.
Clorita: encontra-se alongada seguindo a orientação da lâmina, com tamanhos que variam entre 0,18 a 0,26 mm.
Epidoto: ocorre como cristais granulares subidioblásticos esverdeados, de tamanhos variados ou formando
agregados substituindo plagioclásios.
Titanita: mostra em geral cristais subidioblásticos de cor castanha e tamanho médio de 0,16 mm
Biotita: ocorre como grãos acastanhados e alongados, parcialmente cloritizados, exibindo tamanho médio de
0,21 mm
Carbonato e sericita: são produtos de transformação metamórfica de plagioclásios cálcicos e feldspato alcalino
respectivamente, se acomodando nas terminações desses minerais e nos seus planos cristalográficos reliquiares.
Opacos: ocorrem sob formas variadas, exibindo tamanho médio de 0,12 mm. Estão associados à transformação
da biotita, juntamente com os grãos de titanita e clorita.
Goethita: ocorre como produto de intemperismo associado aos minerais opacos contidos na lâmina. Mostra-se
como uma mancha vermelho-alaranjada, sem forma definida
Zircão e apatita: ocorrem como cristais subidioblásticos a xenoblásticos e tamanho inferior a 0,06 mm.
5. PROTÓLITO: Arcóseo
7. NOME E CLASSIFICAÇÃO:
6. FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito
Metarcóseo
88
AMOSTRA No AL-20A
Ficha petrográfica
1. DADOS DE LOCALIZAÇÃO EM AFLORAMENTO E MACROSCOPIA:
Localização do afloramento: UTM: 8279167 / 468623
Referência: Estrada para Jacarandá
Rocha de coloração cinza esverdeada, fanerítica média a grossa e de estrutura maciça.
2. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA COM PERCENTAGEM % ESTIMADA DECRESCENTE:
Feldspatos (Plg + K-felds.)
28,91
Quartzo
12,35
Frag.de Rocha
2,41
Clorita
15,06
Moscovita
4,52
Goethita
1,22
Sericita
12,95
Titanita
3,92
Opacos
1,20
Epidoto
12,65
Biotita
3,61
Apatita / Zircão
< 2,0
3.DESCRIÇÃO GERAL DA TEXTURA E DE VARIAÇÕES TEXTURAIS:
Microscopicamente apresenta textura inequigranular polimodal, e lepidoblástica dada pelos cristais de clorita e
moscovita. Os processos secundários nesta lâmina são devidos ao metamorfismo e à alteração supergênica.
4. OBSERVAÇÕES MICROSCÓPICAS RELEVANTES DOS MINERAIS:
Feldspatos: estão sericitizados e saussuritizados, alguns ainda encontram-se preservados, evidenciando suas
geminações. Mostram tamanhos variando entre 0,18 a 0,32 mm.
Clorita: ocorre como grãos esverdeados associados à biotita, moscovita, titanita e até opacos. Mostram cristais às
vezes idioblásticos, bem formados e com tamanho médio de 0,22 mm
Sericita: constituinte secundário está associado à alteração dos feldspatos pré-existentes. Integram matriz da
rocha.
Quartzo: mostram-se subidioblásticos a xenoblásticos com tamanhos variados, podendo chegar até 0,41 mm. Alguns dos
cristais maiores contêm inclusões de zircão e apatita
Epidoto e titanita: ocorrem como cristais subidioblásticos algumas vezes formando agregados e estão associados
a plagioclásio e biotita respectivamente, sendo o primeiro, esverdeado e o segundo, castanho.
Moscovita: mostram tamanho médio em torno de 0,25 mm e ocorrem juntamente com cloritas e plagioclásios,
aparecendo como cristais alongados, lamelares ou como finas palhetas.
Biotita: possui tamanhos variados, podendo atingir até 0,16 mm. Com pleocroísmo em tons de castanho, ocorre
como cristais alongados e vezes deformados.
Fragmentos de rocha: correm como metassiltitos parcialmente sericitizados que podem chegar a tamanhos de até
0,9 mm.
Goethita: mostra-se como manchas vermelho-alaranjadas e estão associadas aos minerais opacos.
Opacos: ocorremcomo grãos subidioblásticos, associados às biotitas e apresentam tamanho médio de 0,1mm.
Zircão e apatita ocorrem como grãos subarredondados e são acessórios na lâmina, mostram tamanhos entre 0,01
até, no máximo, 0,035 mm e podem estar inclusos em quartzo e feldspato
5. PROTÓLITO: Arcóseo
7. NOME/CLASSIFICAÇÃO: Metarcóseo
6. FÁCIES: Xisto verde a Epidoto-anfibolito