mapeamento e geologia estrutural das rochas do - TWiki

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
MAPEAMENTO E GEOLOGIA ESTRUTURAL DAS ROCHAS DO
SETOR OESTE DO FAROL DE ITAPUÃ, SALVADOR, BA: CINTURÃO
SALVADOR-ESPLANADA, CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
EDUARDO LUIZ VIEIRA CARRILHO
Salvador-BA
2013
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
EDUARDO LUIZ VIEIRA CARRILHO
MAPEAMENTO E GEOLOGIA ESTRUTURAL DAS ROCHAS DO
SETOR OESTE DO FAROL DE ITAPUÃ, SALVADOR, BA: CINTURÃO
SALVADOR-ESPLANADA, CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
Trabalho Final de Graduação elaborado
como pré-requisito parcial para a obtenção
do grau de Bacharel em Geologia pelo
Instituto de Geociências da Universidade
Federal da Bahia.
Orientadora:
Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Co-orientadora:
Profa. Dra. Jailma Santos de Souza
Salvador - BA
2013
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“...É bom!
Passar uma tarde em Itapuã
Ao sol que arde em Itapuã
Ouvindo o mar de Itapuã
Falar de amor em Itapuã...”
(Vinicius de Moraes/Toquinho)
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AGRADECIMENTOS
Obrigado meu Deus! Por ter me concedido mais essa vitória.
À minha família, pelo apoio e estruturação. Darlane, que me ajudou com o abstract.
À minha professora e orientadora Simone, pela paciência e pela ciência.
À geóloga Rita de Oliveira, por ter aceitado participar da banca.
Aos professores Osmário, Vilton, Ernande, Jerônimo, Amalvina, Ângela, Iracema, Olívia,
Jailma, Flávio, Geraldo, Félix, Michael, César, Johildo, Telésforo, Glória, Sérgio, Haroldo Sá
e Pedro, pelos ensinamentos teóricos e práticos de campo e de vida.
A todos os meus amigos geológicos, em especial, Lila, que me mostrou a Geologia, Ramon,
Zé, Gabriel e Anderson Coelho. Aos meus amigos não geológicos Tito, Inácio e Os Cara.
Gostaria de ter citado todos, acabei deixando essa parte por último, por isso tive que ser breve.
Aos funcionários Carlos Bossal, André, Edgar e Mércia, sem vocês não haveria Instituto de
Geociências.
À equipe da Cabral Mineração, da CBPM, da CPRM, do NEA e do NGB.
À Sarah, “meu coração, não sei por que, bate feliz, quando te vê...”.
“Shine on you crazy diamond…”
(Waters/Wright/Gilmour)
...on the rock!
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RESUMO
A área de estudo está inserida no Cinturão Salvador-Esplanada, segmento oriental do Orógeno
Itabuna-Salvador-Curaçá pertencente à porção setentrional do Cráton do São Francisco. A
exiguidade de estudos científicos efetuados nesse cinturão incentivou a busca pelo seu
conhecimento geológico. Com isso, foram executados trabalhos de mapeamento geológico e
análise estrutural no setor oeste do Farol de Itapuã onde afloram rochas de alto grau
metamórfico com objetivo geral de contribuir com o entendimento da geologia do Cinturão
Salvador-Esplanada. Como objetivos específicos, tem-se: (i) identificar e classificar os
litotipos que ocorrem no lado leste do Farol de Itapuã; (ii) inventariar o arcabouço estrutural
da área e as relações estruturais entre as unidades aflorantes; e (iii) propor um modelo
geológico evolutivo para a área de trabalho. A partir dos estudos efetivados em campo foram
cartografados os seguintes litotipos: (i) paragnaisses migmatíticos metatexíticos e diatexíticos;
(ii) ortognaisse (augen milonito); (iii) granodiorito; (iv) granitoides diversos; (v) encraves
microgranulares máficos; (vi) diques máficos; e (vii) rochas carbonáticas, terrígenas e
sedimentos recentes. Duas fases deformacionais compressivas foram identificadas e
denominadas Dn e Dn+1. A fase Dn foi subdividida nos estágios Dn’, Dn” e Dn”’,
progressivos. As relações de campo sugerem que a migmatização ocorreu no estágio Dn”’.
Essas fases estão relacionadas com a orogênese riaciana-orosiriana que estruturou o Cinturão
Salvador-Esplanada, Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, Cráton do São Francisco.
Palavras-chave: Cinturão Salvador-Esplanada; migmatito; zonas de cisalhamento.
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ABSTRACT
The area of this study is located at the Salvador-Esplanada Belt, oriental section of the
Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen that belongs to the northern portion of São Francisco
Craton. As the scientific study done in this belt motivated the seek for geologic knowledge.
With that, geological mapping and structural analyses were executed in the west sector of the
Itapuã Lighthouse where outcrops high grade metamorphic rocks. The main objective was to
contribute with the geological understanding of the Salvador-Esplanada Belt, with the
following specific objectives: (i) to indentify and classify the litotypes that occur in the west
side of the Itapuã Lighthouse; (ii) to map the structural framework of the area and the
structural relationships between the emerging unities; and (iii) to suggest an evolutive
geological model to this studied area. Based on the studies done in the field, the following
litotypes were mapped: (i) metatexitics and diatexitics migmatitics paragneisses; (ii)
ortogneiss (augen mylonite); (iii) granodiorite; (iv) a diversity of granitoids; (v) microgranular
mafic encraves; (vi) mafic dykes; and (vii) carbonatics and terrigens rocks and recent
sediments. Two deformational and compressive phases were identified and named as: Dn e
Dn+1. The Dn phase was subdivided into the progressivelly stages: Dn’, Dn” e Dn”’. The
relation in the field suggests that the migmatization occured in the stage Dn”’. These phases
are related to the Rhyacian-Orosirian Orogenesis that had structured the Salvador-Esplanada
Belt, Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, São Francisco Craton.
Keywords: Salvador-Esplanada Belt; migmatites; shear zones.
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SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS
RESUMO
ABSTRACT
LISTA DE FIGURAS
LISTA FOTOGRAFIAS
LISTA DE ANEXOS
CAPÍTULO 1 - CONSIDERAÇÕES INICIAIS..................................................................22
1.1. Introdução.........................................................................................................................22
1.2. Localização e acesso.........................................................................................................22
1.3. Contextualização e apresentação do problema.............................................................24
1.4. Objetivos...........................................................................................................................24
1.5. Justificativa.......................................................................................................................24
1.6. Método de trabalho..........................................................................................................25
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL..........................................................................26
2.1. O Cráton do São Francisco.............................................................................................26
2.2. Unidades do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.........................................................27
2.3. Colisão paleoproterozóica e desenvolvimento do Orógeno Itabuna-SalvadorCuraçá......................................................................................................................................39
2.4. Geologia da cidade de Salvador......................................................................................42
CAPÍTULO 3 - MIGMATITO E METAMORFISMO DE ALTO GRAU.......................49
3.1. Migmatito: Definição, gênese e classificação.................................................................49
3.2. Metamorfismo de Alto Grau...........................................................................................57
CAPÍTULO 4 - GEOLOGIA LOCAL E ANÁLISE ESTRUTURAL...............................62
4.1. Características macroscópicas das rochas e sedimentos aflorantes............................62
4.1.1. Ortognaisse......................................................................................................................63
4.1.2. Paragnaisses migmatíticos..............................................................................................65
a) Metatexitos............................................................................................................................65
7
b) Diatexitos..............................................................................................................................73
b.1) Diatexitos com granada.........................................................................................73
b.2) Diatexitos sem granada.........................................................................................76
4.1.3. Granodioritos..................................................................................................................82
4.1.4. Encraves Máficos............................................................................................................89
4.1.5. Granitoides......................................................................................................................90
4.1.6. Diques Máficos...............................................................................................................95
4.1.7. Rochas carbonáticas, terrígenas e Sedimentos..............................................................100
a) Rochas Carbonáticas...........................................................................................................100
b) Rochas Terrígenas..............................................................................................................100
c) Sedimentos..........................................................................................................................101
4.2. Geologia Estrutural........................................................................................................102
4.2.1. Unidades geológicas principais e estruturas associadas...............................................102
a) Ortognaisses........................................................................................................................102
b) Paragnaisses Migmatíticos..................................................................................................104
c) Granodioritos......................................................................................................................110
d) Diques máficos e félsicos...................................................................................................111
4.2.2. Fases deformacionais compressionais..........................................................................112
4.3. Discussões........................................................................................................................117
4.3.1. Discussões sobre aspectos relacionados com os litotipos.............................................117
4.3.2. Discussões sobre a Geologia Estrutural........................................................................119
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES...............................................122
CAPÍTULO 6 – REFERÊNCIAS........................................................................................124
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LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: a) Mapa com os limites do Estado da Bahia; b) Mapa de situação da área de
trabalho......................................................................................................................................23
Figura 1.2: Mapa de localização da área de estudo...................................................................23
Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco e suas coberturas
paleo/meso e noeproterozóicas representadas pelas sequências Espinhaço/Macaúbas/Bambuí,
além das faixas marginais brasilianas e coberturas fanerozóicas. Destaca-se a nova
delimitação com a Faixa Araçuaí. A área de estudo encontra-se na região Salvador ressaltada
em vermelho..............................................................................................................................27
Figura 2.2: Bloco Gavião, parte norte.......................................................................................29
Figura 2.3: Bloco Gavião, partes oeste, central e sul................................................................30
Figura
2.4:
Compartimentação
geológica
do
Bloco
Serrinha....................................................................31
Figura 2.5: Compartimentação geológica do Bloco Uauá........................................................33
Figura 2.6: Compartimentação geológica do Bloco Jequié......................................................34
Figura 2.7: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte norte..........................................................35
Figura 2.8: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte sul..............................................................36
Figura 2.9: Compartimentos geológicos do Cinturão Salvador-Esplanada..............................38
Figura 2.10: Posições postuladas para as placas paleoproterozóicas durante a colisão riacianaorosiriana...................................................................................................................................40
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Figura 2.11: Mapa do zoneamento metamórfico do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.........42
Figura 2.12: Modelo digital de terreno onde se encontra a área de estudo. Notar contraste
topográfico e controle estrutural. BR–Bacia do Recôncavo, HS–Horst de Salvador e MCA–
Margem Costeira Atlântica.......................................................................................................43
Figura 2.13: Mapa geológico simplificado da cidade de Salvador com indicação da área de
estudo........................................................................................................................................45
Figura 2.14: Configuração em três dimensões das diferentes fases de deformação dúcteis e
dúctil-rúptil das rochas metamórficas do Alto de Salvador......................................................46
Figura 3.1: Partes de um migmatito..........................................................................................50
Figura 3.2: Diferentes tipos de leucossoma. 1) In situ. 2) Na fonte (in source). 3) Em veio ou
diques........................................................................................................................................51
Figura 3.3: (a) Inclusões de magma (melt inclusions) com arranjo zonal em granada. (b)
Imagem de elétrons retroespalhados de um "nanogranito" (6 µm) trapeado num cristal de
granada......................................................................................................................................52
Figura 3.4: Classificação morfológica dos migmatitos segundo Mehnert (1968). (a) Agmatito.
(b) Dictionito ou Dictionítico. (c) Migmatito-Schöllen. (d) Flebítico. (e) Estromático. (f)
Migmatito surreítico. (g) Migmatito com dobras. (h) Veios ptigmáticos. (i) Estrutura
oftálmica ou augen. (j) Estrutura estictolítica. (k) Estrutura schlieren. (l) Estrutura
nebulítica...................................................................................................................................53
Figura 3.5: Classificação dos migmatitos.................................................................................54
Figura 3.6: (a) O magma reveste os grãos de plagioclásio e preenche os espaços em formato
de cunha (wedge-shaped pockets) entre os grãos de K-feldspato. (b) Os produtos da fusão são
precipitados ao longo das bordas dos grãos e fraturas intergranulares nos grãos de K-feldspato
em um alto ângulo em relação ao estiramento (stretching lineations). (c) A infiltração do
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magma e o fluxo reativo (reactive porous flow) resultam numa desintegração progressiva da
trama original da rocha.............................................................................................................57
Figura 3.7: Diagrama de fácies metamórfica. A condições de alto grau metamórfico está
hachurada em amarelo, e em verde, está demonstrada as condições do metamorfismo de ultraalta temperatura (UHT).............................................................................................................58
Figura 3.8: Ambientes tectônicos variados produzindo rochas metamórficas de alto grau
(segundo Newton, 1987). (a) Hot-spot. (b) Subducção-A (intracontinental). (c) Subducção
continental global (Underthrusting). (d) Colisão continental ..................................................59
Figura 4.1: Foto aérea da área de estudo...................................................................................62
Figura 4.2: Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn” e guirlanda. N = número de
medidas. Hemisfério inferior..................................................................................................113
Figura 4.3: Diagrama de isodensidade polar para a lineação de estiramento Lxn”. N = número
de medidas. Hemisfério inferior..............................................................................................114
Figura 4.4: Diagrama de planos de zonas de cisalhamento dextrais encontradas nos
afloramentos da área de estudo. Hemisfério inferior; N = número de medidas......................115
Figura 4.5: Síntese da evolução estrutural da área de trabalho...............................................116
Figura 4.6: Diferentes tipos de hibridização obtidos por injeção de magma máfico num
sistema granítico em diferentes estágios de cristalização do magma félsico. O aumento da
cristalinidade e, subsequentemente, da viscosidade do magma félsico reduz progressivamente
as interações/trocas entre os magmas coexistentes.................................................................118
Figura 4.7: Principais formas dos diques máficos da orla de Salvador. 1) Tabular. 2)
Lenticular e zigue zague/segmentado. 3) Bifurcado com ramos estreitos. 4) Bifurcado com
ramos largos. As setas indicam o sentido do fluxo magmático.............................................121
11
Figura 4.8: Orientação das juntas de resfriamento nos diques. 1) Paralela e ortogonal às
margens do conduto. 2) Paralelas e ortogonais nas margens e diagonais no centro. 3)
Progressivamente curva para dentro. 4) Diagonal. As setas indicam a posição do tensor
principal..................................................................................................................................121
12
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Foto 4.1: Contato entre o ortognaisse e o migmatito diatexítico sem granada. Visada em
planta. O martelo indica o norte................................................................................................63
Foto 4.2: Aspecto geral do ortognaisse. Notar a presença de mineral do grupo do epidoto
(seta) e a foliação da rocha. Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte..................64
Foto 4.3: Encraves máficos em ortognaisse, além da presença de diques graníticos que
truncam essas rochas. Visada em seção para NE......................................................................65
Foto 4.4: Contato do metatexito estromático com o granodiorito. Visada em seção para E....66
Foto 4.5: Migmatito metatexítico com estrutura de dilatação. Visada em perfil para
NNE.................................................................................................................................66
Foto 4.6: Aspecto macroscópico do metatexito estromático. Notar melanossoma segregado na
borda do leucossoma. Visada em planta. A bússola indica o norte..........................................67
Foto 4.7: Metatexito estromático exibindo neossomas dobrados. Visada em planta. O martelo
indica o norte.............................................................................................................................67
Foto 4.8: Metatexito estromático com leucossomas paralelos à foliação principal. Visada em
planta. Ponta da caneta indica o sul..........................................................................................68
Foto 4.9: Leucogranito com granada associado ao migmatito estromático. Visada em planta.
A bússola indica o norte............................................................................................................68
Foto 4.10: Detalhe do leucossoma granítico com granada, que pode ser classificado como do
tipo “na fonte (in source)”. Observar bolsão de biotita. Visada em planta..............................69
13
Foto 4.11: Detalhe do leucossoma no migmatito metatexítico estromático com bordas ricas
em melanossoma constituído por biotita, granada e minerais félsicos subordinadamente.
Visada em planta.......................................................................................................................69
Foto 4.12: Migmatito metatexítico patch com contatos difusos no migmatito estromático,
indicado pela seta. Observar leucossoma na forma de estroma na parte superior da foto.
Visada em planta. O martelo indica o norte..............................................................................70
Foto 4.13: Dique leucocrático de leucossoma truncando o paleossoma do metatexito com
contatos bruscos. Visada em planta. A bússola indica o norte.................................................70
Foto 4.14: Leucossoma em diques leucocráticos truncando o metatexito. Visada em perfil
para E........................................................................................................................................71
Foto 4.15: Metatexito estruturado em diques de acordo com a terceira ordem de classificação
de Sawyer & Brown (2008). Notar dobras no paleossoma. Visada em planta. A bússola indica
o norte.......................................................................................................................................71
Foto 4.16: Domínio quartzítico (limites em amarelo) com biotita encravado no paragnaisse
migmatítico próximo ao granodiorito. Visada em perfil para E...............................................72
Foto 4.17: Neossoma com pórfiros de feldspatos em diatexitos. Notar melanossoma. Visada
em planta. O martelo indica o norte..........................................................................................73
Foto 4.18: Neossoma com granada em diatexito. Visada em perfil para E..............................74
Foto 4.19: Domínio rico em biotita (melanossoma) no diatexito com granada. Visada em
planta para W............................................................................................................................74
Foto 4.20: Melanossoma representado por corpo máfico alongado segundo a foliação
principal (Seta amarela) em diatexito com granada. O martelo indica o norte.........................75
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Foto 4.21: Concentrações de minerais máficos (biotita, anfibólio?) formando estrutura
schlieren em migmatito diatexítico. Visada em planta para ESE............................................75
Foto 4.22: Diatexito com granada estruturado em dique. Notar paleossoma do metatexito
estromático (apontado pela seta). Visada em planta. O martelo indica o norte........................76
Foto 4.23: Matacão do diatexito sem granada com neossoma composto por leucossoma com
mesoestrutura pegmatoidal e por schlieres de biotita marcando o paleossoma. Visada em
perfil para NE............................................................................................................................77
Foto 4.24: Neossoma do diatexito sem granada exibindo um leucossoma com pórfiros
euédricos a subédricos de feldspato potássico. Notar orientação de fluxo magmático. Observar
no canto esquerdo da rocha o aspecto de schlieres de minerais máficos. Visada em perfil para
W...............................................................................................................................................77
Foto 4.25: Schlieres de biotita, acima do martelo, em migmatito diatexítico sem granada.
Notar presença de porções pegmatoidais, além da orientação dos constituintes em matacão do
migmatito. Visada em perfil para SE........................................................................................78
Foto 4.26: Estrutura schöllen em migmatito diatexítico sem granada. Observar no canto
direito contato brusco com o augen gnaisse. Visada em planta. O martelo indica o W...........78
Foto 4.27: Migmatito diatexítico sem granada com estrutura schöllen. Visada em planta para
SSW..........................................................................................................................................79
Foto 4.28: Estrutura nebulítica, acima da ponta do martelo, no migmatito diatexítico sem
granada evidenciando uma alta intensidade de fusão. Observar, no canto inferior direito,
margem difusa entre o neossoma granítico porfirítico e o paleossoma, o que sugere fusão
parcial in situ de acordo com Sawyer (2008). Encraves máficos ocorrem com frequência.
Visada em perfil para SW.........................................................................................................79
15
Foto 4.29: Migmatito diatexítico sem granada com neossoma estruturado em diques. Visada
em planta...................................................................................................................................80
Foto 4.30: Agregado de magnetita em leucossoma granítico porfirítico no diatexito sem
granada. Visada em planta........................................................................................................80
Foto 4.31: Dique leucocrático com magnetita em diatexito sem granada. Observar
zoneamento concentrando o metálico no centro da intrusão. Visada em planta. A ponta da
bússola indica o norte................................................................................................................81
Foto 4.32: Aspecto do paleossoma do diatexito sem granada. Biotita gnaisse. Visada em
planta. A bússola indica o norte................................................................................................82
Foto 4.33: Diatexito sem granada com estrutura nebulítica. O neossoma ocorre bem
distribuído por toda a rocha. Visada em planta. O martelo indica o norte................................82
Foto 4.34: Aspecto macroscópico do granodiorito. Notar isotropia e faturamento circular
devido ao intemperismo físico com formação de esfoliação esferoidal. Visada em
planta.........................................................................................................................................83
Foto 4.35: Encrave microgranular máfico com forma elipsoidal e alongado segundo a foliação
de fluxo magmático em granodiorito. Visada em perfil para SSW..........................................84
Foto 4.36: Dique granítico com anfibólio (pontos pretos) em granodiorito. Observar que o
dique está dobrado. Visada em perfil........................................................................................84
Foto 4.37: Encrave de rocha gnáissica em granodiorito. Notar semelhança desse encrave com
os migmatitos paraderivados metatexíticos. Visada em planta. O lápis indica o norte............85
Foto 4.38: Encrave félsico em granodiorito. Visada em planta. O martelo indica o norte.......85
Foto 4.39: Associação entre granitoide e granodiorito truncada por zona de cisalhamento.
Visada em planta. O martelo indica o norte..............................................................................86
16
Foto 4.40: Dique granítico dobrado em granodiorito. Visada em perfil para NNW. O martelo
indica o norte.............................................................................................................................86
Foto 4.41: Dique granítico dobrado truncando o granodiorito. Visada em perfil para E. O
martelo indica o norte...............................................................................................................87
Foto 4.42: Diques graníticos segmentados. Visada em planta. O martelo indica o norte.........87
Foto 4.43: Mistura química (mixing) entre um granitoide intrusivo e o granodiorito
encaixante. Visada em perfil.....................................................................................................88
Foto 4.44: Mineral do grupo do epidoto no granodiorito. Visada em planta............................88
Foto 4.45: Encraves máficos associados ao granitoide. Visada em planta. O martelo indica o
norte..........................................................................................................................................89
Foto 4.46: Encrave máfico associado ao migmatito metatexítico estromático e ao ortognaisse.
Notar diques félsicos truncando as rochas. Visada em perfil para SSW..................................90
Foto 4.47: Encraves máficos no ortognaisse. Observar que alguns deles são truncados pelo
encaixante, o que sugere que, além da mistura física, houve mistura química. Visada em
planta. A bússola indica o norte................................................................................................90
Foto 4.48: Dique félsico granítico pegmatítico truncando o ortognaisse. Visada em planta. A
bússola indica o norte................................................................................................................91
Foto 4.49: Dique granítico truncando dique máfico. Observar bifurcação, o que indica que se
propagou de ESE para WNW. Notar o crescimento dos grãos de feldspato ortogonal às
paredes da encaixante máfica. Visada em planta. A caneta indica o norte...............................91
Foto 4.50: Afloramento do granitoide. Visada em seção para W.............................................92
17
Foto 4.51: Encraves máficos associados ao granitoide. Visada em perfil para E. O martelo
indica o norte.............................................................................................................................92
Foto 4.52: Dique granítico com pórfiros de feldspatos alcalinos orientados segundo a foliação
magmática (S0). Visada em planta. A bússola indica o norte...................................................93
Foto 4.53: Dique félsico em contato brusco bem marcado com a encaixante ortognáissica.
Visada em planta. A bússola indica o norte..............................................................................94
Foto 4.54: Detalhe do nível pegmatoide do ortognaisse com feições sugerindo o
“entelhamento” dos grãos durante o fluxo magmático. Visada em planta. A bússola indica o
norte..........................................................................................................................................94
Foto 4.55: Concentração de magnetita em dique félsico no migmatito sem granada. Visada em
planta e perfil para NW. A bússola indica o norte....................................................................95
Foto 4.56: Dique máfico com geometria tabular e contatos bruscos e retos com o ortognaisse.
Observar espessura de aproximadamente 1,2 m. Notar segmentação para a esquerda. Visada
em perfil para NW. O martelo indica o norte...........................................................................96
Foto 4.57: Dique máfico tabular de menor espessura. Visa em perfil. O martelo indica o
norte..........................................................................................................................................96
Foto 4.58: No primeiro plano observam-se diques de granitos truncando ortognaisse bem
como o encrave máfico deformado. No segundo plano tem-se um dique máfico cortando as
rochas. Visada panorâmica e o martelo indica o norte.............................................................97
Foto 4.59: Diques félsicos truncando o dique máfico. Observar contato irregular com
encaixante gnaissificada. Visada em planta. O martelo indica o norte.....................................97
Foto 4.60: Dique granítico truncando dique máfico. Visada em planta. O martelo indica o
norte........................................................................................................................................98
18
Foto 4.61: Xenólito do ortognaisse no dique máfico. Visada em planta. A bússola aponta para
o norte.....................................................................................................................................98
Foto 4.62: Bifurcação apresentada por dique máfico mais novo. Visada em seção para SE..99
Foto 4.63: Esfoliação esferoidal visível próximo ao cabo do martelo no dique máfico
indeformado. Visada em planta. O martelo indica o norte.....................................................99
Foto 4.64: Aspecto macroscópico das rochas carbonáticas. Visada em planta......................100
Foto 4.65: Vista panorâmica dos ortoconglomerados. Visada em perfil para NE..................101
Foto 4.66: Vista panorâmica com fragmentos de rocha rolados e areias de praia. Visada em
perfil para NW........................................................................................................................101
Foto 4.67: Estrutura do tipo augen contornada pela xistosidade, que é marcada,
principalmente, por grãos de biotita. Visada em planta..........................................................103
Foto 4.68: Dobras desenvolvidas no ortognaisse (augen-milonito). Visada em planta. A caneta
indica o norte...........................................................................................................................104
Foto 4.69: Lineação de estiramento mineral de baixo rake associada ao paragnaisse
migmatítico. Visada em planta................................................................................................105
Foto 4.70: Lineação de estiramento mineral de alto rake em paragnaisse migmatítico
metatexítico estromático. Visada em perfil para NW.............................................................105
Foto 4.71: Dobras intrafoliais, isoclinais, sem raiz, associadas ao leucossoma do migmatito
estromático. Foliação Sn’, em verde, que está paralelizada à foliação Sn”, em vermelho,
formando a superfície Sn’//Sn”. Visada em planta. A bússola indica o norte........................106
Foto 4.72: Bandamento e xistosidade dobrados no metatexito estromático. Visada em planta.
A bússola indica o norte..........................................................................................................107
19
Foto 4.73: Dobra fechada, harmônica, com chaneira arredondada em metatexito estromático.
Visada em planta. O martelo indica o norte...........................................................................107
Foto 4.74: Leucossoma do migmatito estromático dobrado. Visada em planta. A bússola
indica o norte...........................................................................................................................108
Foto 4.75: Dobras parasíticas, assimétricas, em “Z” no paragnaisse migmatítico. Visada em
planta. A bússola indica o norte..............................................................................................108
Foto 4.76: Figura de interferência em laço, do tipo 3 de Ramsay (1967), em paragnaisse
migmatítico. Visada em planta. A bússola indica o norte.......................................................109
Foto 4.77: Zona de cisalhamento dúctil-rúptil com movimento aparente dextral em
paragnaisse migmatítico sem granada. Observar que o dique granítico também é afetado pelo
deslocamento. Visada em planta. A bússola indica o norte....................................................110
Foto 4.78: Zona de cisalhamento truncando granodiorito. Visada em planta. O martelo indica
o norte.....................................................................................................................................111
Foto 4.79: Juntas de resfriamento tranversais próximas ao contato entre o dique máfico e o
paragnaisse migmatítico. Visada em planta. O martelo indica o norte...................................111
Foto 4.80: Falha com deslocamento aparente dextral em dique félsico que trunca o dique
máfico mais velho. Visada em planta.....................................................................................112
Foto 4.81: Dobras de arrasto em dique máfico. Visada em planta. A bússola indica o
norte........................................................................................................................................112
20
LISTA DE ANEXOS
Apêndice 1....................................................................................................................................
21
CAPÍTULO 1 - CONSIDERAÇÕES INICIAIS
1.1. Introdução
Na Praia do Farol de Itapuã, região metropolitana de Salvador, afloram rochas de alto
grau metamórfico, polideformadas e metamorfisadas que, por vezes, estão migmatizadas.
Esses litotipos estão inseridos na porção setentrional do Cráton do São Francisco
(ALMEIDA, 1977) onde ocorre o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (BARBOSA &
SABATÉ, 2003). Esse orógeno compreende dois principais segmentos: um mais a oeste,
denominado Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá, e outro mais a leste, denominado Cinturão
Salvador-Esplanada. Essa monografia teve como foco o estudo petrográfico e estrutural de um
conjunto de afloramentos que ocorrem nessa praia com vistas a colaborar com o modelo de
evolução deformacional e tectônica regional dessa porção do Cráton do São Francisco.
1.2. Localização e acesso
A área de estudo localiza-se nas proximidades do Farol de Itapuã, na cidade de
Salvador, Estado da Bahia (Figura 1.1). Partindo do Instituto de Geociências da Universidade
Federal da Bahia (IGEO-UFBA), o acesso à área pode ser feito por meio de veículos de duas
(bicicleta ou moto) ou quatro rodas (carro ou ônibus) através de via asfaltada (Figura 1.2).
22
Figura 1.1: a) Mapa com os limites do Estado da Bahia; b) Mapa de situação da área de trabalho.
Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado da Bahia, SEI-BA (2000).
Figura 1.2: Mapa de localização da área de estudo.
Fonte: Google Earth (2013).
23
1.3. Contextualização e apresentação do problema
Rochas metamórficas de alto grau se formam em condições de alta pressão e
temperatura associadas ao metamorfismo regional. Em especial, as rochas paraderivadas
apresentam uma mineralogia particular que muitas vezes é indicativa das condições de
pressão e temperatura às quais foram submetidas. A cidade de Salvador, integrante do
Cinturão Salvador-Esplanada, possui um rico acervo de rochas granulíticas e estruturas
deformacionais que podem servir como um laboratório natural no estudo da evolução
geológica da porção setentrional do Cráton do São Francisco e do Cinturão SalvadorEsplanada.
Nos afloramentos do Farol de Itapuã ocorrem boas exposições de rochas orto e
paraderivadas as quais foram submetidas a fases de deformação progressivas e ao
metamorfismo regional, bem como rochas de ígneas indeformadas. Nesse sentido, surgem as
seguintes questões: qual a constituição litológica das rochas dos afloramentos do Farol de
Itapuã? Qual a relação geológica entre as rochas ígneas e as metamórficas, orto e
paraderivadas desses afloramentos? Qual a história evolutiva, deformacional e metamórfica,
das rochas cartografadas?
Responder a essas perguntas representa dar um passo significativo no entendimento da
evolução do Cinturão Salvador-Esplanada.
1.4. Objetivos
Este trabalho tem como objetivo principal, contribuir com o entendimento da geologia
do Cinturão Salvador-Esplanada.
Como objetivos específicos, tem-se:
a) identificar e classificar os litotipos que ocorrem no lado leste do Farol de Itapuã;
b) inventariar o arcabouço estrutural da área e as relações estruturais entre as unidades
aflorantes;
c) propor um modelo geológico evolutivo para a área de trabalho.
1.5. Justificativa
Apesar de estar inserido no Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, poucos estudos foram
realizados contemplando o Cinturão Salvador-Esplanada. Em sua porção sul, alguns trabalhos
científicos já foram realizados com ênfase nas rochas de alto grau da cidade de Salvador,
podendo ser citados os trabalhos de Fujimori & Allard (1966), Jesus (1978), Fujimori (1988),
24
Barbosa et al. (2005), Cruz et al. (2005), Souza (2008, 2009), Abrahão Filho (2009), Oliveira
(2010), Souza-Souza (2010) e Souza (2013), dentre outros. Esses trabalhos foram de
fundamental importância à busca pelo conhecimento dessa porção do Cinturão SalvadorEsplanada.
Embora o afloramento do Farol de Itapuã já tenha sido alvo de estudo por Jesus
(1978), incertezas ainda persistem sobre a relação e assinatura estrutural entre as unidades
cartografadas e sobre as paragêneses minerais associadas com o metamorfismo. Além disso,
embora hajam rochas migmatíticas, ainda pouco se sabe sobre esses tipos morfológicos a luz
dos novos conceitos publicados por Sawyer (2008) e Sawyer & Brown (2008). Visando
contribuir com o entendimento da evolução geológica desse cinturão, foi realizada a análise
petrográfica e análise estrutural em rochas paraderivadas, as quais possuem paragêneses
índices que podem permitir estimar condições de temperatura e pressão do metamorfismo
ocorrente, e ortoderivadas e, dessa forma, proceder a uma pesquisa científica para a área de
trabalho.
1.6. Método de trabalho
Para efetuar os objetivos propostos, foram realizadas as seguintes atividades:
a) Revisão bibliográfica através do levantamento de artigos científicos, monografias
de Graduação, Dissertações de Mestrado, Teses de Doutorado e livros didáticos
que abordem temas relacionados à área de estudo.
b) Trabalhos de campo visando o mapeamento geológico na escala 1:1000 e coleta de
amostras. Esses trabalhos totalizaram 20 dias efetivos.
c) Levantamento do arcabouço estrutural através da metodologia clássica da análise
estrutural com posicionamento espacial das estruturas identificadas. Os dados
obtidos foram organizados em tabelas do Excell e tratados através do programa
Stereonet (DUYSTER, 2000).
d) Estudos petrográficos em 31 seções delgadas visando a identificação dos litotipos
existentes na área de estudo e a determinação das paragêneses minerais associadas
com o metamorfismo.
e) Organização dos dados e elaboração da versão final da Monografia.
25
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
2.1. O Cráton do São Francisco
A área de trabalho integra a porção setentrional do Cráton do São Francisco, definido
por Almeida (1977), cujo substrato mais velho que 1,8 Ga foi consolidado no período
Orosiriano (2050-1800 Ma). Essa unidade tectônica aflora em quase todo o Estado da Bahia e
se prolonga até os estados de Minas Gerais, Sergipe, Pernambuco e Goiás. Seus limites são
marcados pelas faixas de dobramentos e cavalgamentos Sergipana, a nordeste, Riacho do
Pontal, a norte, Rio Preto, a noroeste, Brasília, a oeste, e Araçuaí, a sudeste (ALMEIDA,
1977). Como unidades de cobertura têm-se as rochas metassedimentares paleo/meso e
neoproterozóicas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, respectivamente (ALKMIM et
al., 1993). Além disso, ocorrem rochas sedimentares e sedimentos do Fanerozóico (Figura
2.1).
Recentemente, Cruz & Alkmim (2006) sugeriram que a região a sul da latitude 13°S,
e que compreende parte do Bloco Gavião, na zona de interferência entre o Aulacógeno do
Paramirim (sensu PEDROSA-SOARES, 2001) e a Faixa Araçuaí, seja descratonizada, tendo
em vista a existência de deformações endodérmicas envolvendo o substrato desse aulacógeno.
Na sua porção setentrional, o Cráton do São Francisco foi dividido nos blocos Gavião,
Serrinha, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá por Barbosa & Sabaté (2002, 2003, 2004), que na
realidade correspondem a placas tectônicas. Recentemente, baseado nas pesquisas de Oliveira
et al. (2002, 2004a, b, 2010) foi proposta a existência do Bloco Uauá, cuja área de exposição
anteriormente estava inserida no contexto do Bloco Serrinha por Barbosa & Sabaté op. cit..
Durante o Paleoproterozóico, a colisão desses blocos estruturou o Orógeno Itabuna-SalvadorCuraçá compartimentado nos cinturões granulíticos Itabuna-Salvador-Curaçá e SalvadorEsplanada.
26
Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco e suas coberturas paleo/meso e
noeproterozóicas representadas pelas sequências Espinhaço/Macaúbas/Bambuí, além das faixas marginais
brasilianas e coberturas fanerozóicas. Destaca-se a nova delimitação com a Faixa Araçuaí. A área de estudo
encontra-se na região Salvador ressaltada em vermelho.
Fonte: Modificado de Alkmim (2004).
2.2. Unidades do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá
O
Bloco
Gavião
é
representado
por
litotipos
arqueanos
do
tipo
tonalito/trondhjemito/granodiorito-TTG que estão intercalados com anfibolitos e apresentam
estrutura gnáissica bem marcante (Figuras 2.2 e 2.3). Sequências metavulcano-sedimentares e
do tipo Greenstone Belts ocorrem distribuídas nesse bloco.
De acordo com Bastos Leal (1998), Barbosa & Sabaté (2003) e Barbosa et al. (2012),
três grupos geocronológicos de TTG’s foram individualizados pelo método U-Pb. Essas
rochas encontram-se gnaissificadas e migmatizadas e, nesse contexto, feições do tipo
27
nebulítica, schlieren, estromática, dentre outras, são presentes (Bastos Leal 1998). O primeiro
grupo foi datado de 3,4 a 3,2 Ga, sendo interpretado por Martin et al. (1991), através de
modelagens geoquímicas, como produto de fusão de basaltos toleiíticos deixando anfibolitos
ricos em granada ou eclogitos como resíduos. Com base em análises isotópicas U-Pb
(SHRIMP, Laser Ablation e evaporação), e idades modelo Sm-Nd, em zircão, os litotipos
deste bloco foram qualificados como os mais antigos da América do Sul, com idades de até
3,4 e 3,6 Ga (SANTOS PINTO et al., 1998; BARBOSA et al. 2012). O segundo grupo, de
origem similar ao grupo anterior, mas com contaminação crustal, apresentou idades entre 3,2
a 3,1 Ga. O terceiro grupo, de composição granítica-granodiorítica, foi datado de 2,8-2,7 Ga e
interpretado como produto da fusão parcial de crosta continental mais antiga, TTG, por
Santos-Pinto (1996).
Além dos TTG’s, no Bloco Gavião ainda podem ser identificadas sequências do tipo
Greenstone Belts e similares, tais como Contendas-Mirante, Umburanas, Guajeru, Mundo
Novo, Lagoa do Alegre, Salitre-Sobradinho, Barreiro-Colomi, Tiquara, Brumado, IbitiraUbiraçaba, Riacho de Santana, Boquira, Caetité-Licínio de Almeida, Urandi e Ibiajara que, de
acordo com Mascarenhas & Silva (1994), Marinho (1991), Cunha et al. (1996) e Bastos Leal
(1998), se formaram em bacias intracratônicas com produção inicial de rochas vulcânicas
continentais com idades em torno de 3,3 Ga.
Ainda integram esse conjunto granitoides arqueanos a neoproterozóicos que foram
individualizados por Barbosa et al. (2012) a partir de uma integração de dados. Aqui,
enfatizar-se-ão os de idade riaciana a orosiriana. Esses se encontram principalmente no
Lineamento Contendas-Mirante/Jacobina e são representados pelos granitoides Campo
Formoso, Carnaíba, Cachoeira Grande, Flamengo, Jaguarari, Serra do Meio, todos da parte
norte do Bloco Gavião. Nas porções central, sul e oeste, estão localizados os granitoides
Aracatu, Mariana, Serra da Franga, Umburanas, Rio do Paulo, Caculé, Iguatemi, Espírito
Santo, Gameleira, Anagé-Pau de Colher, Riacho das Pedras, Caetano e Aliança, Lagoa
Grande e Lagoinha, Guanambi-Urandi, Cara Suja, Ceraíma, Estreito, Jussiape, Ibitiara,
Boquira, Veredinha e Lagoa Real.
O Bloco Serrinha (Figura 2.4) foi dividido por Oliveira et al. (2010) no Complexo
Santa Luz e no Cinturão Caldeirão, além de corpos de granitoides riacianos e orosirianos. No
Complexo
Santa
Luz,
substrato
do
Greenstone
Belt
Serrinha/Rio
Itapicuru
(MASCARENHAS, 1976; KISHIDA, 1979), afloram orto/paragnaisses e migmatitos com
anfibolitos subordinados, no geral na fácies anfibolito. Na porção sul do Complexo Santa Luz
28
ocorre o Peridotito Cromitífero de Santa Luz, onde são feitas atividades explotatórias de
cromo (BARBOSA et al. 2012). De acordo com Oliveira et al. (2010), análises geoquímicas
dos elementos maiores e do grupo da platina (EGP) para os cromititos maciços sugeriram
assinatura ofiolítica para essas rochas. Por sua vez, no Cinturão Caldeirão (OLIVEIRA et al.,
2010) afloram rochas paraderivadas, quartzíticas e anfibolíticas que foram gnaissificadas.
Zircões encontrados nos quartzitos foram datados pelo método U-Pb (SHRIMP) por Oliveira
et al. (2002) e Mello et al. (2006) e apresentaram idades de cristalização entre 3.204 e 3.051
Ma e de metamorfismo em 2.076±10 Ma.
Figura 2.2: Bloco Gavião, parte norte.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
29
Figura 2.3: Bloco Gavião, partes oeste, central e sul.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
30
Figura 2.4: Compartimentação geológica do Bloco Serrinha.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
De acordo com Oliveira et al. (2002, 2004a, b, 2010), o Bloco Uauá (Figura 2.5)
representa um corpo alóctone que foi deslocado de sul para norte e aglutinado à parte oriental
do Bloco Serrinha durante a tectônica riaciana-orosiriana que estruturou o Orógeno ItabunaSalvador-Curaçá. Esse bloco foi subdividido nos complexos Uauá e Lagoa da Vaca e no
Greenstone Belt do Rio Capim. Além disso, ocorrem corpos de granitoides, ademais uma
malha de diques máficos responsável pela discriminação do referido bloco, de acordo com
Barbosa et al. (2012). Segundo estes autores, o Complexo Uauá é composto por ortognaisses,
migmatitos e granitoides, além de rochas básicas e ultrabásicas subordinadas, que são muito
semelhantes ao Complexo Santa Luz do Bloco Serrinha. Idades entre 3,2 e 2,9 Ga foram
31
obtidas em zircões através dos métodos U-Pb e Pb-Pb (SHRIMP e ID-TIMS) para rochas
desse complexo (PAIXÃO & OLIVEIRA, 1998; OLIVEIRA et al. 2002a, b; MELLO et al.,
2006; RIOS et al., 2009). Cordani et al. (1999) obtiveram idade modelo (TDM) de 3,4 Ga para
alguns gnaisses na porção central desse complexo (BARBOSA et al. op cit.). Paixão &
Oliveira (1998) consideraram o Complexo Lagoa da Vaca como o corpo ígneo intrusivo
anortosítico mais velho do Cráton do São Francisco, com idade isocrônica (Pb-Pb) em rocha
total de 3.161±65 Ma.
O Bloco Jequié (Figura 2.6), por sua vez, compreende rochas arqueanas, granulíticas e
migmatizadas, com encraves de rochas supracrustais com idade modelo Sm-Nd (TDM) em
torno de 3,0 e 2,9 Ga (WILSON 1987, MARINHO 1991, MARINHO et al. 1994). Essas
litologias são intrudidas por rochas graníticas a granodioríticas de alto e baixo Ti, que foram
datadas de 2,8 a 2,7 Ga pelos métodos Rb-Sr e Pb-Pb (em rocha total) e U-Pb SHRIMP
(zircão) e que foram metamorfisadas e transformadas em granulitos charnockíticos,
charnoenderbíticos e enderbíticos (WILSON, 1987; ALIBERT & BARBOSA, 1992;
FORNARI & BARBOSA, 1994; SILVA et al., 2002; MACEDO, 2006; TEIXEIRA-SOUZA,
2012). A característica intrusiva desses granitoides é evidenciada pela ocorrência de megaencraves de migmatitos/granulitos em alguns domínios segundo Teixeira-Souza (2012).
Ainda de acordo com esse autor, essas intrusões fundiram parcialmente rochas supracrustais
preexistentes originando granitos do tipo “S”, além de servirem de força motriz para a
formação de estruturas dômicas. Tanto o componente mais antigo como o mais novo deste
bloco constituíram o embasamento de bacias (BARBOSA et al., 2003), onde basaltos e
andesitos basálticos, cherts, formações ferríferas bandadas, grafititos e kinzigitos se
acumularam (BARBOSA, 1990). Durante a colisão paleoproterozóica, riaciana-orosiriana,
essas rochas também foram intensamente deformadas e re-equilibradas na fácies granulito
(BARBOSA et al., 2012).
32
Figura 2.5: Compartimentação geológica do Bloco Uauá.
Fonte: Modificado de Barbosa et al., 2012.
O Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Figuras 2.7 e 2.8) consiste de tonalitos e
trondhjemitos de idade mesoarqueana a paleoproterozóica, que foram interpretados como
resultado da fusão de crosta oceânica toleiítica, e monzonitos shoshoníticos de 2,4 Ga, além
de monzodioritos (BARBOSA & SABATÉ, 2003). Este segmento do cráton também inclui
corpos charnockíticos de 2,6 Ga e faixas de rochas supracrustais (quartzitos com granada,
gnaisses alumino-magnesianos com safirina, grafititos e formações manganesíferas), além de
gabros/basaltos de fundo oceânico e/ou bacias back-arc (TEIXEIRA, 1997). Todos esses
litotipos foram re-equilibrados na fácies granulito durante a colisão riaciana-orosiriana
33
(BARBOSA et al., 2012). Baseado em diversos autores, Barbosa & Sabaté (2003)
propuseram que zonas de subducção, arcos de ilhas e bacias back-arc de idade neoarqueana
foram os ambientes predominantes durante a construção do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá.
Especificamente para as rochas granulíticas, Barbosa & Sabaté (2002) identificaram dois
cinturões principais, que denominaram de Cinturão Salvador-Esplanada, a leste, e Cinturão
Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste. A área de estudo situa-se no primeiro.
Figura 2.6: Compartimentação geológica do Bloco Jequié.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
34
Figura 2.7: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte norte.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
35
Figura 2.8: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte sul.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
36
O Cinturão Salvador-Esplanada (BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996) (Figura 2.9) ou
Faixa Salvador-Esplanada, se estende desde a cidade Salvador (BA) até Boquim (SE) e
apresenta orientação geral N045°. Em Sergipe o embasamento comporta os Complexos
Gnáissico-Migmatítico e Granulítico onde ocorrem biotita gnaisses migmatíticos deformados
com encraves de anfibolitos, granitoides aluminosos e alcalinos, ortognaisses migmatíticos
granodioríticos metatexíticos bandados a diatexíticos nebulíticos, biotita ortognaisses
tonalíticos a granodioríticos, além de augen gnaisses graníticos, bem como corpos gábricos e
diques máficos (OLIVEIRA JÚNIOR, 1990; DALTON DE SOUZA et al., 2001). Na porção
baiana, Oliveira-Júnior (1990) subdividiu esse cinturão em dois domínios estruturais. No
ocidental, individualizou o que ele denominou de Zona de Aporá-Itamira e Suíte Granitoide
Teotônio-Pela Porco, e no oriental, a Zona Salvador-Conde. A primeira compreende,
majoritariamente, milonitos retrógrados. Nos locais onde houve pouca ou nenhuma
milonitização pode-se reconhecer migmatitos do tipo dobrado, schlieren e estromático,
granulitos, além de ortognaisses com termos félsicos, tonalítico-granodioríticos, e máficos,
gabróicos (BARBOSA et al., 2012).
Segundo Oliveira Júnior (1990), esta Zona tem
aproximadamente 75 km de extensão e cerca de 10 km de largura, possui direção NE-SW, e
as estruturas de cisalhamento possuem movimentação geral sinistral. A foliação milonítica
com mergulhos de 75 a 85° para noroeste seria resultante da transposição de uma foliação ou
bandamento
anterior
e
os
processos
de
deformação
foram
acompanhados
de
retrometamorfismo (BARBOSA et al., 2012). Nas partes menos cisalhadas as paragêneses são
da fácies anfibolito, enquanto nas mais cisalhadas predominam as paragêneses da fácies xisto
verde (OLIVEIRA JÚNIOR, 1990). Na Suíte Granitoide Teotônio-Pela Porco encontram-se
granitos e quartzo-monzogranitos cálcio-alcalinos e metaluminosos (OLIVEIRA JÚNIOR,
1990). Silva et al. (2002) realizou estudos geocronológicos U-Pb (SHRIMP, em zircão) no
Granodiorito Gnáissico Aporá, tendo obtido a idade 2.924±25 Ma, que foi interpretada como
sendo a de cristalização dessas rochas.
37
Figura 2.9: Compartimentos geológicos do Cinturão Salvador-Esplanada.
Fonte: Modificado de Barbosa et al., (2012).
38
Na Zona Salvador-Conde, onde se encontra a área de estudo, poucos foram os
trabalhos acadêmicos realizados, sendo concentrados na região de Salvador, podendo ser
citados Fujimori & Allard (1966), Jesus (1978), Corrêa Gomes et al. (1996), Barbosa et al.
(2005), Cruz et al. (2005), Souza (2008, 2009); Abrahão Filho (2009); Souza et al., (2010),
Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) Souza & Barbosa (2011), Cruz (2013), Alves (2013) e
Alem Marinho (2013), dentre outros. No geral, predominam rochas granulíticas, orto e
paraderivadas, que serão descritas no item 3.4 desse capítulo.
2.3. A Colisão paleoproterozóica e desenvolvimento do Orógeno Itabuna-SalvadorCuraçá
Durante o Riaciano e o Orosiriano (2.3 a 1.8 Ga) as placas continentais Gavião,
Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha colidiram originando o Orógeno ItabunaSalvador-Curaçá (BARBOSA & SABATÉ, 2002). Segundo esses autores, essa colisão
ocorreu de forma oblíqua e com aproximação das placas segundo a orientação NW-SE
(FIGURA 2.10). Nesse contexto houve a formação de zonas de cisalhamento reversas dúctilrúpteis e dobras recumbentes geradas durante a fase tangencial de deformação. Essas
estruturas foram sucedidas por um segundo conjunto de dobras normal-horizontais e por
zonas de cisalhamentos transcorrentes tardias com orientação geral N-S (ALVES DA SILVA
& BARBOSA, 1997).
Segundo Barbosa et al. (2012), lineações de estiramento mineral, no geral, de baixa
obliquidade, marcadas por quartzo, plagioclásio, clino e ortopiroxênio, hospedam-se em
foliações e apresentaram um paralelismo com os eixos de dobras intrafoliais. Indicadores
cinemáticos do tipo S/C sugeriram movimento real predominante sinistral a sinistral reverso
para zonas de cisalhamento (BARBOSA et al., 2007). Essas deformações tardias foram
responsáveis pela formação de zonas de cisalhamento retrógradas. Corpos sieníticos tardiorogênicos (Itiúba, São Félix), com idades de 1.9 a 2.1 Ga se alojaram nessas zonas e
intrudiram os granulitos (CONCEIÇÃO et al., 1993; ROSA et al., 2001; OLIVEIRA et al.,
2002). De acordo com Sabaté (1991), o Lineamento Contendas-Jacobina foi uma das
estruturas resultante dessa convergência, sendo marcada pela intrusão de numerosos plútons
de granitoides sin a tarditectônicos. A geometria final relacionada com as transcorrências está
associada com uma estrutura em flor positiva de caráter regional que superpôs rochas de alto
grau metamórfico sobre litotipos de médio e estes sobre os de baixo grau.
39
Figura 2.10: Posições postuladas para as placas paleoproterozóicas durante a colisão riaciana-orosiriana
Fonte: Barbosa & Sabaté (2003).
No metamorfismo de alto grau, associado com a evolução do Orógeno ItabunaSalvador-Curaçá, de idade riaciana-orosiriana, no setor sul desse orógeno predominaram
condições de pressões em torno de 7 kbar e temperaturas de cerca de 850°C (BARBOSA,
1990, 1997), com idade de pico metamórfico em, aproximadamente, 2,05 Ga (PEUCAT et al.,
2011). A geração desses granulitos estaria associada com processos tectônicos colisionais que
levaram a um espessamento crustal.
Em granulitos alumino-magnesianos que afloram nesse setor do orógeno, Silva (1991
apud BARBOSA et al., 2012) identificou a paragênese safirina + quartzo indicando pressões
acima de 9 kbar. Barbosa et al. em preparação, para os mesmos granulitos aluminomagnesianos e tonalíticos com granada, indicaram pressões de 10 kbar e temperaturas em
torno de 1000°C (BARBOSA et al. op cit.).
40
Nos gnaisses de alto grau do setor norte do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, reações
de destruição das paragêneses granada + quartzo ou granada + cordierita e produção de
simplectitos de ortopiroxênio + plagioclásio têm sido interpretadas como indicação de alívio
de pressão associada com a formação de grandes thrusts, estes responsáveis por trazerem
blocos de rochas de grandes profundidades para as partes mais rasas da crosta (BARBOSA &
SABATÉ, 2003).
Em granulitos básicos com granada desse mesmo setor, Barbosa (1986) identificou a
reação granada + quartzo = ortopiroxênio + plagioclásio como relacionada ao metamorfismo
progressivo, além de determinar temperaturas de equilíbrio metamórfico de 820 a 830°C e
pressões de 4 a 5 kbar. Por sua vez, Barbosa (1986) e Barbosa & Fonteilles (1989)
propuseram a seguinte reação: hornblenda + quartzo = ortopiroxênio + plagioclásio ±
clinopiroxênio + H2O para explicar a textura coronítica de piroxênio em hornblenda. Além
disso, identificaram a presença de titânio no anfibólio e com isso justificaram a preservação
deste mineral em condições granulíticas (>800°C). Estudando pares de clinopiroxênio +
ortopiroxênio e granada + clinopiroxênio, Barbosa (1994) definiu temperaturas de 830 a
850°C e pressões de 5 a 7 kbar para o background do metamorfismo. Paragêneses portadoras
de safirina e subsaturadas em sílica presentes em encraves de granulitos alumino-magnesianos
posicionados na parte norte do orógeno, indicam temperaturas em torno de 1000°C e pressões
de 8 a 10 kbar e permitem interpretar um metamorfismo como de ultra alta temperatura, onde
houve a fusão parcial desses granulitos com produção de granitos do tipo S (LEITE et al.,
2009). Peucat et al. (2011) obteve a idade média de 2083±5 Ma, riaciana, para o
metamorfismo paleoproterozóico na porção sul do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Barbosa et al. (2004) sugeriu temperaturas acima de 900°C para a paragênese hercinita
+ quartzo nas encaixantes do Domo de Brejões no Bloco Jequié. De acordo com esses
autores, essas temperaturas podem ser explicadas pelo calor da intrusão charnockítica que
ocorreu no pico do metamorfismo responsável também pela produção de granitos do tipo S a
partir da fusão parcial de granulitos alumino-magnesianos.
Para o metamorfismo regressivo, nos granulitos básicos granatíferos, Barbosa (1986)
sugeriu a seguinte reação: ortopiroxênio + plagioclásio = granada + quartzo para explicar a
diminuição de temperatura e pressão. Nos granulitos charnockíticos, charnoenderbíticos e
enderbíticos, simplectitos de hornblenda + quartzo e biotita + quartzo ao redor de piroxênio e
opacos evidenciam queda de pressão e temperatura do metamorfismo durante a ascensão das
rochas à superfície devido a uma estrutura em flor positiva (BARBOSA, 1986).
41
A figura 2.11 mostra o zoneamento metamórfico do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá
e áreas contíguas.
Figura 2.11: Mapa do zoneamento metamórfico do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Fonte: Barbosa et al., (2012).
2.4. Geologia da cidade de Salvador
Os granulitos da cidade de Salvador representam o embasamento da Bacia do
Recôncavo. Baseado na tectônica extensional mesozóica, jurássica superior a cretácia inferior,
Barbosa et al. (2005) subdividiram a cidade de Salvador em três domínios geológicos
principais (Figura 2.12):
I.
Alto de Salvador: representa um horst limitado a oeste pela Falha de Salvador e a
leste pela Falha do Jardim de Alah e secionado em duas partes pela Falha do
Iguatemi. Na porção ocidental, de altitudes maiores que 60m, ocorrem rochas
granulíticas. Na oriental, predominam rochas da fácies anfibolito, e altitudes
menores que 30m;
42
II.
Bacia do Recôncavo: preenchida por sedimentos predominantemente terrígenos,
siliciclásticos, mesozóicos a cenozoicos. Na cidade de Salvador afloram as
unidades da Formação Salvador e do Grupo Ilhas;
III.
Margem Costeira Atlântica: compreende rochas miocênicas do Grupo Barreiras,
sedimentos
neógenos
e
quaternários,
inconsolidados,
areno-argilosos
e
conglomeráticos, além de beach rocks.
Figura 2.12: Modelo digital de terreno onde se encontra a área de estudo. Notar contraste topográfico e controle
estrutural. BR–Bacia do Recôncavo, HS–Horst de Salvador e MCA–Margem Costeira Atlântica.
Fonte: Adaptado de Oliveira (2010).
As rochas granulíticas do Alto de Salvador foram estudadas em detalhe. De acordo
com Jesus (1978), Corrêa Gomes et al. (1996), Barbosa et al. (2005), Souza (2008, 2009),
Abrahão Filho (2009), Souza et al., (2010), Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) Souza &
Barbosa (2011), Cruz (2013), Alves (2013) e Alem Marinho (2013), na cidade de Salvador
ocorrem migmatitos, granulitos paraderivados, alumino-magnesianos que, por vezes, estão
associados a quartzitos com granada e ortopiroxênio, bem como granitos granadíferos. Rochas
granulíticas básicas a ultrabásicas apresentam-se como encraves usualmente em forma de
boudins.
Granulitos
ortoderivados
tonalíticos
a
monzocharnockíticos
e
quartzo
monzodioríticos também ocorrem.
43
Recentemente, Souza (2013) publicou o Mapa Geológico da cidade de Salvador, tendo
sido discriminados granulitos ortoderivados charnoenderbíticos, tonalíticos, quartzomonzodioritos e monzocharnockíticos, granulitos praderivados alumino-magnesianos,
granulitos básicos, quartzitos, diques máficos e sieno-monzograníticos (Figura 2.13).
Esses litotipos frequentemente apresentam estrutura gnáissica. De acordo com Barbosa
et al., (2005), os granulitos alumino-magnesianos são restitos da fusão parcial de pelitos
Segundo esses autores, associados a estes granulitos ocorrem leucogranitos anatéticos a
granada e, por vezes, cordierita, considerados como os “líquidos” dessa fusão. Os quartzitos
com granada, também associados aos granulitos alumino-magnesianos, são produtos do
metamorfismo de cherts impuros (BARBOSA & FONTEILLES, 1989). Por outro lado,
Fujimori & Fyfe (1984) propuseram para as rochas ricas em granada e minerais aluminomagnesianos do Farol da Barra protólitos paleossolos aluminosos. De acordo com Barbosa et
al. (2005), os granulitos básicos representam basaltos que foram metamorfisados. Desta
forma, segundo estes autores, os encraves ultramáficos são produtos da cristalização de
magmas toleiíticos magnesianos e os gabróicos de magmas toleiíticos com alto Ti e Fe ou
toleiíticos a cálcio-alcalinos ricos em SiO2 e Al2O3 que posteriormente foram metamorfisados.
Além disso, as rochas tonalíticas e charnoenderbíticas representam um magmatismo
intermediário de baixo K e de alto K, respectivamente, com química cálcio-alcalina.
Truncando os granulitos ocorrem diques composição monzo-sienogranítica e
diabásica. Os diques máficos de Salvador foram estudados por Mestrinho et al. (1988),
Moraes-Brito et al. (1989), Moraes Brito (1992) apud BARBOSA et al. op cit.; Corrêa
Gomes et al. (1996); Cruz, (2013), dentre outros. Essas rochas foram agrupadas em dois
conjuntos por Moraes-Brito et al. (1989): uma mais antigo e outro mais jovem. O conjunto
mais antigo encontra-se deformado e apresenta química cálcio-alcalina. Os mais jovens estão
indeformados e apresentam assinatura toleiítica. Esses diques não metamórficos são típicos de
ambiente intraplaca e provenientes de fonte enriquecida (BRITO et al., 1991; MORAESBRITO et al., 1993; CRUZ, 2013).
Segundo Barbosa et al. (2005), os diques graníticos mostram tendência subalcalina e
peraluminosa. Um granitoide da Praia da Paciência foi datado por Souza et al. (em
elaboração), pelo método U-Pb Laser Ablation, em zircão, tendo obtido a idade de 2.064±6
Ma (BARBOSA et al., 2012).
44
Figura 2.13: Mapa geológico simplificado da cidade de Salvador com indicação da área de estudo.
Fonte: Adaptado de Souza-Souza (2010).
45
A partir de estudos na parte oeste do Horst de Salvador, Barbosa et al. (2005) e Cruz
et al. (2005) identificaram pelo menos duas fases dúcteis, uma dúctil-rúptil e uma rúptil.
Inicialmente, se formaram dobras fechadas a isoclinas, recumbentes, com planos axiais pouco
inclinados e eixos sub-horizontais, bem como lineações de estiramento mineral dip-slip.
Houve sequente redobramento, estruturando dobras abertas a fechadas com planos axiais subverticais com charneiras de baixo caimento. Posteriormente, zonas de cisalhamento
transcorrentes foram nucleadas aproveitando as superfícies axiais sub-verticais anteriores com
formação de lineação de estiramento mineral strike-slip (Figura 2.14).
Figura 2.14: Configuração em três dimensões das diferentes fases de deformação dúcteis e dúctil-rúptil das
rochas metamórficas do Alto de Salvador.
Fonte: Barbosa et al., (2005).
Em relação às estruturas rúpteis, de acordo com Barbosa et al. (2005), essas estruturas
foram organizadas em ordem de idade decrescente a seguir com relação à sua orientação da
seguinte forma:
1) N60-90°: diques máficos metamórficos e metamonzo-sienograníticos, deformados;
2) N40-70°: diques monzo-sienograníticos, indeformados;
3) N120-160°: diques máficos, indeformados;
4) N30-40°: falhas de Salvador e Iguatemi;
5) N130-140°: falhas transferentes da Bacia do Recôncavo;
46
De acordo com Barbosa et al. (2005), durante a ativação e propagação das fraturas
N60-90°, diques máficos metamórficos e metamonzo-sienograníticos penetraram na crosta
continental Salvador-Esplanada. Neste conjunto de fraturas ocorrem estruturas do tipo comingling sugestivas de colocação de grandes volumes de magma basáltico de altas
temperaturas na crosta. Ainda segundo estes mesmos autores, os magmas contrastantes
máfico e félsico, com composição próxima da dos “líquidos”, puderam ser injetados mais ou
menos simultaneamente nessas fraturas. Para elas, como foram de dimensões reduzidas, o
resfriamento das injeções foi relativamente rápido o que resultou em misturas de co-mingling
heterogêneas.
Quanto ao metamorfismo, de acordo com Fujimori (1988), rochas com paragênese
hiperstênio + safirina e plagioclásio + K-feldspato em equilíbrio foram estudadas na região do
Rio Vermelho por Stormer (1973) e Stormer & Whitney (1977), respectivamente. Esses
autores sugeriram temperaturas de aproximadamente 1000°C para as primeiras. Para as
últimas 750 a 800°C e pressões de 4-8 kbar, para as últimas.
Ao estudar as paragêneses minerais e o metamorfismo dos granulitos do Farol da
Barra, Fujimori op. cit. interpretou que essas rochas foram submetidas a três condições de
pressão e temperatura: (i) a primeira, em torno de 7,5 – 9 kbar e 840 – 900ºC, representa o
pico metamórfico sob condições de fácies granulito de pressão intermediária; (ii) a segunda,
com pressões entre 3 kbar e temperaturas de 750ºC, corresponde a um retrometamorfismo
com abaixamento de pressão; (iii) a terceira, com pressões entre 6 – 7 kbar e temperaturas
entre 525 – 550ºC, sugere um sequente episódio metamórfico.
Silva et al. (1997) datou um granulito tonalítico do Farol da Barra pelo método U-Pb
(SHRIMP) tendo obtido uma idade de cristalização de 2.561±7Ma nos centros dos zircões. O
metamorfismo foi datado nas bordas dos zircões pelo mesmo método tendo sido obtido a
idade de 2.089± 11Ma. Mascarenhas et al. (1986), pelo método K-Ar, sugeriram que os
diques máficos metamórficos da cidade são mais velhos que 1,5 Ga.
Para os diques máficos indeformados da porção oeste do Alto de Salvador, foram
obtidas idades de 0,92 a 1,1 Ga (D’AGRELLA FILHO et al., 1989 e RENNE et al., 1990
pelo método Ar40-Ar39; HEAMAN, 1991 pelo método Pb207-Pb206). Essas idades foram
interpretadas como estando associadas com a cristalização dessas rochas. Através de
observações de campo, Corrêa Gomes et al. (1989, 1991) sugeriram que a propagação dos
diques de 1,0 Ga ocorreu de SE para NW.
47
A partir de estudos petrológicos, deformacionais e geocronológicos, Souza (2013)
estimou condições de P-T-t para as fases de deformação paleoproterozoica para rochas da
cidade de Salvador. Essa autora propôs que esses litotipos passaram por, pelo menos, duas
fases de natureza dúctil denominadas de Dn, onde foi formada a foliação principal Sn paralela
ao bandamento gnáissico, e Dn+1, marcada pela nucleação de zonas de cisalhamento
subverticais, predominantemente dextrais. Para a primeira, os estudos termobarométricos
mostraram condições de pressão em torno de 8.6 kbar e temperatura por volta de 830°C.
Zircões metamórficos encontrados nas rochas granulíticas foram datados pelo método U-Pb e
apresentaram idades de aproximadamente 2,09 Ga, apontado que essa fase é contemporânea
ao metamorfismo de alto grau que afetou essas rochas. Para a segunda, forma estimadas
condições de pressão de 7.5 kbar e temperatura de 780°C. Em granulitos com granada do
afloramento do Farol da Barra, idades U-Th, em monazitas, apontaram valores de 2.06 Ga
para a colocação dos corpos e veios monzo-sienograníticos tardi-tectônicos da cidade de
Salvador. Esses litotipos foram classificados geoquimicamente como subalcalinos e
peraluminosos, enriquecidos em ETRL, e com forte anomalia negativa de Eu. Ademais
exibiram valores negativos de ΣNd(t) (-6,08) sendo qualificados como granitos derivados de
material crustal. Além disso, exibiram idade-modelo (TDM) em torno de 2,9 Ga para a idade
do protólito que deu origem a esses corpos.
48
CAPÍTULO 3 – MIGMATITO E METAMORFISMO DE ALTO GRAU
3.1. Migmatito: definição, gênese e classificação
O termo migmatito é usado para denominar uma rocha metamórfica, heterogênea em
escala de afloramento, que apresenta duas, ou mais, partes petrologicamente relacionadas e
petrograficamente diferentes resultantes dos processos de fusão parcial (anatexia), segregação
e migração (SAWYER, 2008; SAWYER & BROWN, 2008; SAWYER et al., 2011;
BROWN, 2012).
Os migmatitos são discutidos na literatura desde o início do século XX, onde se
destacou estudo pioneiro feito por Sederhlom em 1907 (MEDEIROS, 2013). Atualmente,
Sawyer (2008) e Sawyer & Brown (2008) sintetizaram as informações relevantes sobre esses
litotipos (Figura 3.1) com intuito de simplificar os critérios classificatórios, tendo em vista as
dificuldades decorrentes das inúmeras classificações existentes. Essas rochas podem ocorrer
nas partes internas das auréolas metamórficas contato, nos sítios de alto grau dos cinturões
metamórficos de baixa pressão e alta temperatura, nos metamorphic core complexes que
expõem grandes áreas da crosta continental média e inferior (PASSCHIER et al., 1993;
WINGE, 1995; MEDEIROS JR, 2009, BROWN, 2012).
De acordo com Winkler (1977), os migmatitos são representantes das condições
metamórficas de alto grau e se encontram associados aos terrenos de mais alta temperatura do
metamorfismo regional. Essas rochas se formam quando a pressão de fluido for maior que a
pressão litostática, caso contrário formar-se-ão os granulitos (WINKLER op cit.; WINGE,
1995). Caso não haja relativa quantidade de fluido no sistema a ocorrência da “fusão a seco”,
também
conhecida
como
Fluid-Absent
(Dehydration)
-Melting
(THOMPSON
&
CONNOLLY, 1995) e Water-Undersatured Partial Melting Reactions (BOM, 2011) ou
Vapor-Absent Melting Reactions (GRANT, 1985 apud BOM, 2011), se efetiva. A fonte de
água nessas condições pode ser oriunda de minerais como os filossilicatos (moscovita e
biotita) e os anfibólios (BROWN, 2012).
Para a execução dessa monografia, adotou-se a nomenclatura proposta por Sawyer
(2008), Sawyer & Brown (2008), Sawyer et al. (2011) e Brown (2012).
49
Figura 3.1: Partes de um migmatito.
Fonte: Sawyer (2008).
(i) anatexia: fusão parcial de componentes crustais, independente do grau de fusão;
(ii) protólito ou rocha parental (rocha fértil): rocha a partir da qual o neossoma foi
derivado e que tem composição que lhe permita iniciar a fusão parcial;
(iii) paleossoma (rocha infértil): porção do migmatito que não foi afetada pela fusão
parcial devido à sua composição, ou seja, resistiu às condições metamórficas de
migmatização;
(iv) neossoma: parte do migmatito formada por fusão parcial e consiste nas frações
magma-derivada (melt-derived) e residual. O neossoma pode ou não sofrer segregação
magmática. O neossoma é subdividido em leucossoma e melanossoma (resíduo). O
leucossoma, em geral, apresenta granulação mais grossa que o paleossoma, pois a presença de
magma facilita o crescimento dos grãos;
(v) resíduo: fração sólida deixada no migmatito após a fusão parcial e extração de
parte ou de todo o magma;
50
(vi) leucossoma: parte do migmatito derivada do magma segregado parcialmente e que
apresenta cor clara. Essa rocha não necessariamente apresentará a composição original do
magma anatético, uma vez que os processos de cristalização fracionada e contaminação
podem modificá-la;
(vii) melanossoma: tipo de resíduo composto predominantemente por minerais ferromagnesianos, como biotita, granada, cordierita, anfibólio ou piroxênio, dentre outros.
De acordo com Sawyer & Brown (2008), três tipos de leucossoma podem ser
distinguidos (Figura 3.2), quais sejam:
Figura 3.2: Diferentes tipos de leucossoma. 1) In situ. 2) Na fonte (in source). 3) Em veio ou diques.
Fonte: Sawyer & Brown (2008).
1) leucossoma in situ: encontrado em contato, geralmente difuso, com o resíduo ou
rodeado pelo melanossoma. Sua composição corresponde ao “líquido” anatético inicial ou a
uma composição cumulática derivada do magma inicial.
2) leucossoma na fonte (in source): derivado do magma que migrou do local de
formação, mas continua no sítio de migmatização. Por esse motivo, pode ser discordante e ter
contatos bruscos com a encaixante. Apesar disso, muitos desses leucossomas podem estar
orientados paralelos ao acamadamento/bandamento composicional herdado do protólito e
possuir contatos ora difuso ora bem marcados. Em termos de composição, pode apresentar as
mesmas características do leucossoma in situ ou de um magma anatético fracionado;
3) leucossoma em veios leucocráticos ou diques: derivado do magma anatético que se
afastou do resíduo e se cristalizou em outro lugar do migmatito, como por exemplo, no
51
paleossoma, em camadas resistentes (resister layer) ou no domínio de outro neossoma. Os
contatos com a encaixante são bruscos. Auréolas (selvedges) podem se desenvolver
contornando o limite veio/dique versus rocha hospedeira. Quanto à composição, apontam
derivação do magma anatético fracionado, contudo alguns apresentam procedência do magma
inicial outros do cumulático;
Recentemente, Cesare et al. (2011) e Sawyer et al. (2011) sugeriram o estudo de
inclusões de magma (ex: “nanogranitos”) que ocorrem em minerais cristalizados a partir de
um magma anatético a fim de entender a evolução desse magma na crosta, pois acreditam que
essas micropartículas sejam o material com a composição mais próxima do “líquido
primitivo” gerado pela migmatização e seu produto (Figura 3.3).
Figura 3.3: (a) Inclusões de magma (melt inclusions) com arranjo zonal em granada. (b) Imagem de elétrons
retroespalhados de um "nanogranito" (6 µm) trapeado num cristal de granada.
Fonte: Cesare et al. (2011).
A primeira classificação morfológica de migmatitos foi proposta por Mehnert (1968) e
está apresentada na figura 3.4. Essa classificação foi utilizada por diversos autores, mas
recentemente Sawyer (2008) propôs uma simplificação dos doze tipos morfológicos de
Mehnert (1968) para apenas oito (Figura 3.5). Nessa nova proposta de Sawyer (2008), os
termos estromático, schöllen, nebulito, schlieren foram mantidos, os demais foram
abandonados. Alguns novos termos foram propostos por Sawyer (2008). Entretanto, de
acordo com Sawyer & Brown (2008), antes da aplicação dos termos morfológicos, além dos
aspectos resultantes do processo de fusão parcial, devem ser levados em conta os fatores que
contribuem com a aparência final do migmatito, tais como, a natureza das rochas antes da
52
fusão parcial (grau de fertilidade), a extensão dessa fusão (volume de magma gerado), a taxa
de resfriamento (texturas e estruturas) e se ou não as rochas foram deformadas quando
continham magma (morfologia). A partir disso, Sawyer (2008) propôs a retomada dos termos
metatexitos e diatexitos para esses litotipos baseados na fração de magma e na intensidade de
deformação (Figura 3.5). A classificação morfológica de Mehnert (1968) foi simplificada por
esse autor tal como sumarizada nessa figura.
Figura 3.4: Classificação morfológica dos migmatitos segundo Mehnert (1968). (a) Agmatito. (b) Dictionito ou
Dictionítico. (c) Migmatito-Schöllen. (d) Flebítico. (e) Estromático. (f) Migmatito surreítico. (g) Migmatito com
dobras. (h) Veios ptigmáticos. (i) Estrutura oftálmica ou augen. (j) Estrutura estictolítica. (k) Estrutura schlieren.
(l) Estrutura nebulítica.
Fonte: Medeiros (2013).
53
Figura 3.5: Classificação dos migmatitos.
Fonte: Sawyer (2008).
O metatexito é um tipo de migmatito no qual as estruturas pré-fusão parcial
(bandamento, foliações e dobras) foram preservadas. Podem ser divididos em:
(i) patch: a fusão parcial ocorre em pequenos locais discretos. São preservados nos
locais de baixa deformação. O efeito da transposição pode transformá-lo em estromático;
(ii) dilatante: a distribuição e geometria dos leucossomas são controladas
principalmente pelas estruturas dilatantes, locais de mais baixa pressão (porções interboudins, sombras de pressão, locais de ruptura por cisalhamento, zonas de charneira, fraturas
de extensão ou tension gashes) e influenciadas pela deformação e pela distribuição dos
litotipos mais competentes. Assemelha-se ao migmatito surreítico de Mehnert (1968);
(iii) net estruturado ou em rede: é o resultado da interseção de veios do neossoma
paralelos e ortogonais ao bandamento, sendo os últimos localizados em estreitas zonas de
cisalhamento. Formam uma estrutura em rede que trunca o paleossoma. Pode ser comparado
ao dictionito ou, quando não há sinal cisalhamento, ao agmatito de Mehnert (1968);
(iv) estromático: o leucossoma ocorre disposto em camadas paralelas, contínuas, ao
bandamento composicional ou à foliação. O melanossoma e/ou o neossoma não segregado
podem estar associados. Além disso, pode ser relacionado ao migmatito estromático de
Mehnert (1968). Quatro principais mecanismos foram propostos para explicar a origem deste
tipo morfológico.
54
1.
fusão lit-par-lit e múltiplas injeções de magma anatético ao longo de planos
paralelos à foliação ou qualquer outra zona de fraqueza adjacente. Nesse caso, o
leucossoma não é in situ;
2.
segregação curta (short-range segregation) do magma a partir do resíduo.
Segundo Brown et al. (1995), nesse caso há associação entre o leucossoma e o
material residual complementar e o leucossoma é in situ ou na fonte (in source);
3.
fusão parcial de uma sequência de finas camadas férteis de diferentes
composições, de acordo com Johannes et al. (1995). O neossoma é segregado no
leucossoma e no melanossoma rico em biotita nas margens sendo ambos gerados in
situ;
4.
transposição do migmatito enquanto este contém magma (PARK, 1983 apud
SAWYER & BROWN, 2008). Geralmente estão associados a zonas de cisalhamento
(SOLAR & BROWN, 2001);
Por sua vez, diatexito é um migmatito no qual o neossoma (parte fundida) domina e as
estruturas pré-fusão parcial foram obliteradas e substituídas por estruturas de fluxo sinanatéticas e representadas por minerais placóides ou tabulares, mais comumente plagioclásio
e biotita, orientados por foliação de fluxo magmático ou sub-magmático. Podem ser
subdivididos em:
(i) nebulítico: quando não há deformação durante a fusão parcial, consequentemente
não há separação da fração do magma e do resíduo. O resultado consiste num paleossoma
com aspecto de fantasma (ghost-like), de granulação grossa, disperso no neossoma
mesocrático, difuso. Por outro lado, pode ser encontrado em áreas restritas de deformação de
fluxo sin-anatético. Equivale ao nebulito de Mehnert (1968);
(ii) schöllen: caracterizado pela presença de encraves ou fragmentos isolados do
paleossoma ou do resíduo no neossoma. Podem apresentar sinas de rotação ou cisalhamento.
Equivalem ao migmatito-schöllen de Mehnert (1968);
(iii) schlieren: tipificado pela presença de finas camadas, em geral menores que 10 cm,
compostas por minerais orientados, placóides ou elongados, mais comumente biotita,
podendo ocorrer plagioclásio, sillimanita, ortopiroxênio ou anfibólio. Evidenciam grande
mobilidade dos constituintes. É análogo ao migmatito com estrutura schlieren de Mehnert
(1968);
55
Há também uma terceira ordem de classificação para os migmatitos face às estruturas
presentes encontradas nos metatexitos e diatexitos. As morfologias representantes dessa
ordem são em veio e em dobra e serão descritas a seguir.
a. migmatito estruturado em veio/dique: há a presença de um ou mais conjuntos de veios
ou diques leucocráticos que são superimpostos ao migmatito já consolidado,
independente da ordem de classificação. Este tipo de migmatito pode evoluir para o
estruturado em dobras. Os veios são tipicamente colocados após o pico da anatexia,
mas antes da solidificação do migmatito. É similar ao flebítico de Mehnert (1968);
b. migmatito estruturado em dobra: metatexito ou diatexito que foi dobrado enquanto
continha magma. Comparável com o migmatito com dobras de Mehnert (1968).
Em condições de elevada temperatura, e ao longo do tempo geológico, a anatexia é um
importante processo que propicia o retrabalhamento e diferenciação geoquímica da crosta
continental, além de ser principal processo de formação dos migmatitos (WERNICK, 2004;
SAWYER, 2008; SOLA, 2009; BROWN, 2012).
Os locais de acumulação de magma/fuidos são controlados pelas propriedades
mecânicas/físicas da crosta e pelo campo de tensão atuante, bem como pelas estruturas
tectônicas (RUMBLE, 1989 apud CARNEIRO et al., 1996; BROWN et al., 2011; SAWYER
et al., 2011).
Com o aumento da temperatura as rochas fundem e a ductilidade do sistema aumenta,
favorecendo a deformação. Na microescala as deformações sin-migmatização são controladas
pela presença de um magma que favorece a diminuição da tensão necesária para deformar a
rocha. A figura 3.6 exemplifica a contribuição dos processos mecânicos e químicos no
aumento da ductilidade (melt-weakening processes) das rochas afetadas por fusão durante a
deformação para rochas quartzo-feldspáticas milonitizadas em um modelo postulado por
Schulmann et al. (2008b apud JAMIESON et al., 2011). De acordo com essa figura, a
presença de um magma gerado por anatexia favorece a deformação por deslizamento do
magma ao longo das bordas dos grãos (melt-enhanced sliding) e redistribuição do magma em
cavidades geradas durante a fusão (3.6a). A presença desse magma favorece o aumento da
ductilidade do sistema e de fases minerais como os feldspatos, o que resulta na formação de
minerais e agregados alongados segundo a foliação da rocha (3.6b). As reações que
acompanham a deformação e a fusão causam a resorção dos cristais do protólito e
56
precipitação de novos minerais, produtos das reações metamórficas, o que leva a uma
desintegração da trama (fabric) original (3.6c).
Figura 3.6: (a) O magma reveste os grãos de plagioclásio e preenche os espaços em formato de cunha (wedgeshaped pockets) entre os grãos de K-feldspato. (b) Os produtos da fusão são precipitados ao longo das bordas dos
grãos e fraturas intergranulares nos grãos de K-feldspato em um alto ângulo em relação ao estiramento
(stretching lineations). (c) A infiltração do magma e o fluxo reativo (reactive porous flow) resultam numa
desintegração progressiva da trama original da rocha.
Fonte: Jamieson et al. (2011).
3.2. Metamorfismo de Alto Grau
As condições metamórficas de alto grau ou grau forte (T > 650°C e 3 < p < 15 kbar)
coincidem com aquelas das fácies anfibolito superior e granulito (WINKLER, 1977;
PASSCHIER et al., 1993; MORAES et al. 2004; SAWYER & BROWN, 2008) (Figura 3.7).
Nessas condições as rochas podem sofrer modificações texturais e estruturais em busca do
equilíbrio físico-químico. Além disso, nessas condições processos anatéticos são esperados.
A temperatura máxima à qual as rochas foram submetidas é entendida por Passchier et
al. (1993) como sendo as condições do pico metamórfico que, segundo Clark et al. (2011),
são tipicamente seguidas por descompressão.
57
A figura 3.8 mostra um apanhado geral dos ambientes onde ocorre o metamorfismo de
alto grau, de acordo com Newton (1987 apud PASSCHIER et al., 1993). Winge (1995) faz
uma súmula sobre a diversidade de ambientes que essas rochas podem ocorrer.
Figura 3.7: Diagrama de fácies metamórfica. A condições de alto grau metamórfico está hachurada em amarelo,
e em verde, está demonstrada as condições do metamorfismo de ultra-alta temperatura (UHT).
Fonte: Winter (2001).
58
Figura 3.8: Ambientes tectônicos variados produzindo rochas metamórficas de alto grau (segundo Newton,
1987). (a) Hot-spot. (b) Subducção-A (intracontinental). (c) Subducção continental global (Underthrusting). (d)
Colisão continental.
Fonte: Passchier et al. (1993).
No mecanismo de hot spot (Figura 3.8a), uma anomalia térmica mantélica se desloca,
por contraste de densidade e viscosidade, até atingir a base da litosfera continental ou
oceânica onde permanece constituindo um underplate. Bohlen & Mezger (1989 apud
PASSCHIER et al., 1993) sugerem que os magmas produzidos e armazenados nessas
condições podem fornecer o calor necessário para o metamorfismo de alto grau, além de
poder gerar a desidratação da crosta inferior (PASSCHIER op. cit.).
Na subducção do tipo A (Figura 3.8b), ocorre o desplacamento/delaminação e
afundamento de porções da litosfera por instabilidades térmica e gravitacional do sistema
crosta-manto. Com isso, são iniciados mecanismos de convergência e espessamento crustal
com ascensão da astenosfera mantélica quente, formação de uma tectônica de nappes e
empurrões com intensa reativação do embasamento e transporte de rochas supracrustais para
grandes profundidades e geração de condições para o metamorfismo de alto grau (KRÖNER,
1983 apud PASSCHIER op. cit.; BRITO NEVES, 1985; PASSCHIER op. cit.).
Para o underthrusting em escala continental global (Figura 3.8c) há uma duplicação
crustal, devido a uma subducção de crosta oceânica e colisão do tipo continente versus
59
continente (PASSCHIER op. cit.). De acordo com este mesmo autor, rochas supracrustais
podem ser afundadas a grandes profundidades e em condições de alta pressão e temperatura.
Por fim, no modelo de colisão continental (Figura 3.8d). Segundo Mattauer (1986
apud PASSCHIER et al., 1993), underthrusting continental, associado ao empilhamento de
nappes e aos cavalgamentos resultará numa crosta superespessada. O metamorfismo de alto
grau ocorrerá nas porções mais profundas dessa colisão. Segundo Zen (1988 apud
PASSCHIER op. cit.), o intervalo de tempo para o metamorfismo de alto grau e anatexia após
o empilhamento tectônico é de várias dezenas de milhões de anos. Os magmas ascendentes da
zona de subducção e gerados por anatexia do manto ou da crosta oceânica podem ser fonte de
calor para o metamorfismo de alto grau (PASSCHIER op. cit.).
Nos ambientes de altas temperatura e pressão a presença e a circulação de fluidos
(H2O, CO2, CH4, HCl, H2S, por exemplo) se torna bastante restrita e limitada aos espaços
inter e intragranulares dos minerais e às zonas de cisalhamento em escalas micro e
macroscópica. Quando a pressão de fluidos se iguala à pressão total da rocha ocorre a
devolatilização dos minerais hidratados durante o metamorfismo progressivo (WALTHER &
ORVILLE, 1982). Com isso, o fluido se torna supercrítico e adquire características
intermediárias entre um gás e um líquido contribuindo principalmente com a dinâmica das
reações metamórficas (YARDLEY, 1989).
No Farol de Itapuã ocorrem rochas de alto grau metamórfico, cujos protólitos são,
provavelmente, rochas pelíticas, semi-pelíticas que são rochas com alta proporção em silte e
pouca argila (BUCHER & GRAPES, 2011), grauvacas e arcóseos. Nas condições de alto grau
metamórfico, algumas reações são esperadas envolvendo sistemas composicionais com Si, Al,
Fe, Mg, Ca, Na, Ti e H2O podendo ser assim sumarizadas:
(i) estaurolita + quartzo = almandina + cianita + H2O (~ 690 °C) (BUCHER &
GRAPES, 2011);
(ii) moscovita + quartzo = K-feldspato + Al2SiO5 + H2O (~ 700 °C) (BUCHER &
GRAPES, 2011);
(iii) paragonita + quartzo = albita + Al2SiO5 + H2O (~ 700 °C) (BUCHER &
GRAPES, 2011);
(iv) moscovita + annita + quartzo = almandina + K-feldspato + H2O (~ 700 °C)
(BUCHER & GRAPES, 2011);
(v) estaurolita + biotita = granada + cianita (710 °C) (BUCHER & GRAPES, 2011);
(vi) Fe-biotita = granada + K-feldspato (720 °C) (BUCHER & GRAPES, 2011);
60
(vii) biotita + sillimanita + quartzo = almandina + K-feldspato + H2O (DE WAARD,
1965 apud WINKLER, 1977);
(viii) biotita + quartzo = hiperstênio + almandina + K-feldspato + H2O (DE WAARD,
1965 apud WINKLER, 1977);
(ix) estaurolita + moscovita + quartzo = Al2SiO5 + biotita + H2O (WINKLER, 1977);
(x) estaurolita + moscovita + quartzo = Al2SiO5 + almandina + biotita + H2O
(THOMPSON & NORTON, 1968 apud WINKLER, 1977);
(xi) estaurolita + moscovita sódica + quartzo = Al2SiO5 + biotita + moscovita mais
rica em K + albita + almandina + H2O (GUIDOTTI, 1970 apud WINKLER, 1977);
(xii) estaurolita + quartzo = Al2SiO5 + almandina + cordierita + H2O (WINKLER,
1977);
(xiii) estaurolita + quartzo = Al2SiO5 + almandina + H2O (~700 °C) (RICHARDSON,
1968 apud WINKLER, 1977);
(xiv) estaurolita + moscovita + quartzo = Al2SiO5 + biotita + H2O (HOSCHECK, 1969
apud WINKLER, 1977);
(xv) cordierita = almandina + sillimanita + quartzo (HENSEN & GREEN, 1970; 1971;
1972 apud WINKLER, 1977);
(xvi) cordierita + biotita = almandina + K-feldspato + H2O (HENSEN & GREEN,
1970; 1971; 1972 apud WINKLER, 1977);
61
CAPÍTULO 4 - GEOLOGIA LOCAL E ANÁLISE ESTRUTURAL
4.1. Características macroscópicas das rochas e sedimentos aflorantes
A área de estudo compreende um polígono com, aproximadamente, 111.375 m²
(Figura 4.1). As observações de campo levaram à compartimentação do substrato em
paragnaisses migmatíticos, ortognaisse com estrutura augen, granodioritos, além de rochas
máficas e graníticas de diferentes gerações. Além disso, foram reconhecidos litotipos
conglomeráticos e carbonáticos, bem como sedimentos do período recente. A presença de
macrobentos e sedimentos recentes retrabalhados pelas marés amiúde dificulta o
reconhecimento dos aspectos macroscópicos das rochas e suas relações de contato.
Os migmatitos foram classificados de acordo com Sawyer (2008), Sawyer & Brown
(2008) como metatexitos e diatexitos. Como mencionado no Capítulo 3, segundo esses
autores, metatexitos são migmatitos nos quais as estruturas pré-fusão parcial (bandamento,
foliações e dobras) foram preservadas. Diatexitos são migmatitos nos quais a parte fundida
(neossoma) domina em relação à parte que não fundiu (paleossoma), as estruturas pré-fusão
parcial foram destruídas e substituídas por estruturas de fluxo sin-anatéticas.
Figura 4.1: Foto aérea da área de estudo.
Fonte: Luis Pereira (2007).
62
4.1.1. Ortognaisse
O ortognaisse ocorre na porção central ocupando 10% da área mapeada (Apêndice 1).
O contato dessa unidade é brusco com o paragnaisse migmatítico diatexítico sem granada
(Foto 4.1), a oeste, e com diques máficos, na porção central, sendo difuso com o metatexito
estromático, a leste.
Foto 4.1: Contato entre o ortognaisse e o migmatito diatexítico sem granada. Visada em planta. O martelo indica
o norte.
Essa unidade apresenta coloração rosa acinzentado e se encontra pouco alterada pelo
intemperismo. A rocha é fanerítica média a grossa e composta por feldspato potássico,
plagioclásio, quartzo e biotita. Em uma lâmina analisada pôde-se verificar a presença de
quartzo, microclina, biotita, plagioclásio, minerais opacos e zircão. Localmente, observa-se
um mineral do grupo do epidoto em fraturas. Esse mineral geralmente está associado com as
porções mais ricas em feldspatos (Foto 4.2). Dessa forma, é provável que o epidoto seja um
dos produtos da alteração hidrotermal do plagioclásio. Em campo também observou-se grãos
de limonita, que representam o produto da alteração intempérica de minerais ferromagnesianos dessa rocha.
63
Foto 4.2: Aspecto geral do ortognaisse. Notar a presença de mineral do grupo do epidoto (seta) e a foliação da
rocha. Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte.
Nos domínios de menor deformação algumas estruturas ígneas ainda podem ser
observadas, como a presença de pórfiros de feldspato potássico imersos em uma matriz mais
fina, que com a deformação foram transformados em porfiroclastos.
A rocha apresenta estruturas deformacionais, tais como foliação e dobras. O
bandamento composicional é pouco desenvolvido, descontínuo, mas ocorre em locais de
maior deformação. Além disso, zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis a rúptil-dúcteis truncam
esse litotipo.
Diques graníticos, pegmatoides a faneríticos finos, com ou sem biotita, ocorrem
truncando ou acompanhando a foliação e as zonas de cisalhamento nucleadas nessa unidade
litodêmica. Além disso, encraves máficos ocorrem imersos na foliação dessas rochas e se
encontram deformados (Foto 4.3). O contato desses encraves com a encaixante é brusco,
planar a irregular, e nesse último caso sugere um processo de assimilação crustal pela rocha
hospedeira durante a sua colocação.
64
Foto 4.3: Encraves máficos em ortognaisse, além da presença de diques graníticos que truncam essas rochas.
Visada em seção para NE.
4.1.2. Paragnaisses Migmatíticos
Essa unidade ocupa 30% da área cartografada. Seguindo os critérios de Sawyer (2008)
e Sawyer & Brown (2008), os paragnaisses migmatíticos foram divididos em metatexitos e
diatexitos. Por sua vez, os diatexitos foram subdivididos em com granada e sem granada.
a) Metatexitos
Ocorrem distribuídos na porção centro-leste e oeste da área mapeada (Apêndice 1). O
corpo da região centro-leste faz contato gradacional, irregular, com o ortognaisse, a oeste, e
difuso, provavelmente por assimilação, com o granodiorito posicionado a leste (Foto 4.4). O
corpo da região oeste do mapa, por sua vez, encontra-se em contatos difusos ou bruscos por
zonas de cisalhamento com o diatexito com granada. Com base nas feições apresentadas por
esses litotipos, em campo, foram distinguidos três tipos de migmatitos metatexíticos: (i)
estromático; (ii) patch; (iii) net-estruturado; e (iv) com estrutura de dilatação. Essas rochas
encontram-se mediamente a pouco alteradas pelo intemperismo.
65
Foto 4.4: Contato do metatexito estromático com o granodiorito. Visada em seção para E.
No migmatito com estrutura estromática, o neossoma é constituído por múltiplos
corpos de leucossoma (Fotos 4.5, 4.6 e 4.7) que ocorrem paralelamente a um bandamento
gnáissico. Em sua maioria, nos migmatitos estromáticos o contato entre o leucossoma e o
melanossoma é brusco, especialmente nas estruturas estromáticas (Foto 4.7).
Foto 4.5: Aspecto macroscópico do metatexito estromático. Notar melanossoma segregado na borda do
leucossoma. Visada em planta. A bússola indica o norte.
66
Foto 4.6: Metatexito estromático exibindo neossomas dobrados. Visada em planta. O martelo indica o norte.
Foto 4.7: Metatexito estromático com leucossomas paralelos à foliação principal. Visada em planta. Ponta da
caneta indica o sul.
Nessas rochas leucossomas de biotita leucogranitos, com ou sem granada, também são
encontrados associados com esses migmatitos (Foto 4.8), o que sugere uma associação
genética entre esses litotipos, possivelmente relacionada com a fusão parcial dos últimos e
geração dos primeiros. Nesses leucossomas, a granada ocorre de forma subordinada (Fotos
4.9 e 4.10).
67
Foto 4.8: Leucogranito com granada associado ao migmatito estromático. Visada em planta. A bússola indica o
norte.
Foto 4.9: Detalhe do leucossoma granítico com granada, que pode ser classificado como do tipo “na fonte (in
source)”. Observar bolsão de biotita. Visada em planta.
68
Foto 4.10: Detalhe do leucossoma no migmatito metatexítico estromático com bordas ricas em melanossoma
constituído por biotita, granada e minerais félsicos subordinadamente. Visada em planta.
Migmatitos metatexíticos patch são localmente observados, com leucossoma não
segregado, descontínuos e pontuais. Formam corpos com comprimento e espessura em torno
de 3 cm, em geral de composição quartzo-feldspática, podendo apresentar biotita (Foto 4.11).
Foto 4.11: Migmatito metatexítico patch com contatos difusos no migmatito estromático, indicado pela seta.
Observar leucossoma na forma de estroma na parte superior da foto. Visada em planta. O martelo indica o norte.
69
Nos migmatitos metatexíticos, o leucossoma pode ocorrer na forma de diques que
truncam o paleossoma, compondo o conjunto net-estruturado (Sensu SAWYER & BROWN,
2008). Nesse caso, o contato entre esses componentes do migmatito é brusco e bem marcado
(Foto 4.12 e 4.13). O contato bem marcado, como diques, sugere que durante a colocação
desses corpos a temperatura da encaixante estava próxima à do solidus (Sawyer, 2008). Nos
locais em que os diques truncam a foliação da encaixante, o migmatito também pode ser
classificado como estruturado em diques (Foto 4.14) segundo a terceira ordem de
classificação de Sawyer & Brown (2008).
Foto 4.12: Dique leucocrático de leucossoma truncando o paleossoma do metatexito com contatos bruscos.
Visada em planta. A bússola indica o norte.
Foto 4.13: Leucossoma em diques leucocráticos truncando o metatexito. Visada em perfil para E.
70
Foto 4.14: Metatexito estruturado em diques de acordo com a terceira ordem de classificação de Sawyer &
Brown (2008). Notar dobras no paleossoma. Visada em planta. A bússola indica o norte.
Na porção oeste da área, também foi observada uma estrutura de dilatação (Foto 4.15)
nesses migmatitos onde a distribuição dos leucossomas é controlada pelas estruturas
dilatantes, locais de mais baixa pressão.
Foto 4.15: Migmatito metatexítico com estrutura de dilatação. Visada em perfil para NNE.
71
O paleossoma dos migmatitos estromático, patch e net-estruturado apresenta coloração
cinza escuro, por vezes, azulado ao creme. São rochas de granulação média a fina, com
estrutura bandada. Os minerais observados nessas rochas são quartzo, granada, biotita,
plagioclásio, clinopiroxênio, cianita e minerais opacos. De acordo com o conteúdo de biotita e
granada, em campo, foram reconhecidos os seguintes litotipos: biotita-quartzo gnaisse,
biotita-quartzo gnaisse com granada, granada-biotita-quartzo gnaisse e biotita-granadaquartzo gnaisse com cianita. A presença ou ausência de granada foi controlada,
principalmente, pela composição mineralógica/química do protólito e pelas condições de
pressão e temperatura que atuaram durante o metamorfismo. Baseado na mineralogia, essas
rochas foram consideradas de natureza paraderivada. Provavelmente seus protólitos foram de
rochas sedimentares como grauvacas podendo estar presentes pelitos impuros com quartzo
e/ou feldspatos e/ou arcóseos intercalados, semelhantes a pacotes turbidíticos.
Localmente ocorrem encraves máficos, faneríticos muito finos a afaníticos, compostos
por hornblenda, plagioclásio, clinopiroxênio, minerais opacos e quartzo. Além disso, rochas
quartzíticas, com ou sem biotita, podem ocorrer na forma de encraves (Foto 4.16).
Estruturalmente, o paleossoma desses migmatitos possui uma xistosidade marcada
pelo alinhamento preferencial de biotita, bem como um bandamento. O bandamento que
comporta essas estruturas está dobrado e truncado por zonas de cisalhamento com orientação
geral NE e movimento aparente dextral, além de diques máficos e félsicos. Veios de quartzo
em torno de 1cm, discordantes, em relação ao bandamento gnáissico dobrado do paleossoma,
ocorrem distribuídos nos afloramentos.
Foto 4.16: Domínio quartzítico (limites em amarelo) com biotita encravado no paragnaisse migmatítico próximo
ao granodiorito. Visada em perfil para E.
72
b) Diatexitos
b.1) Diatexitos com granada
Ocorre predominantemente na porção centro-oeste da área cartografada (Apêndice 1).
Os contatos dessas rochas com os metatexitos são transicionais ou por zonas de cisalhamento.
Com as outras unidades, a visualização do contato é impossibilitada devido à presença das
coberturas recentes. Alguma dificuldade é encontrada na caracterização dessa unidade, pois a
alteração intempérica oblitera muitas vezes as estruturas.
Nesse migmatito o neossoma é representado por corpos de granitoides, por vezes
porfiríticos, com fenocristais de feldspatos que podem atingir em torno de 2 cm. Esses
fenocristais podem ocorrer orientados segundo uma foliação de fluxo magmático (Foto 4.17).
A análise de uma lâmina permitiu identificar granada, biotita, plagioclásio, microclina,
mesopertita, quartzo, clorita, epidoto e minerais opacos. A granada ocorre em concentrações
de até 20% na rocha (Foto 4.18), ao passo que o volume estimado de biotita varia entre 15 e
25% (Foto 4.19). O melanossona é representado por domínios de granulação fina, compostos
por biotita e anfibólio (?), que estão alongados segundo a direção principal da foliação
deformacional dessas rochas (Foto 4.20).
Foto 4.17: Neossoma com pórfiros de feldspatos em diatexitos. Notar melanossoma. Visada em planta. O
martelo indica o norte.
73
Foto 4.18: Neossoma com granada em diatexito. Visada em perfil para E.
Foto 4.19: Domínio rico em biotita (melanossoma) no diatexito com granada. Visada em planta para W.
74
Foto 4.20: Melanossoma representado por corpo máfico alongado segundo a foliação principal (Seta amarela)
em diatexito com granada. O martelo indica o norte.
Predominam migmatitos schlieren (Foto 4.21). Em alguns locais, diques leucocráticos
ocorrem truncando esse litotipo, o que pode caracterizá-los como migmatito estruturado em
diques, de acordo com a terceira ordem de classificação proposta por Sawyer & Brown (2008)
(Foto 4.22). Nessas rochas, quando presentes, o paleossoma é representado por fragmentos do
metatexito estromático (Foto 4.22).
Foto 4.21: Concentrações de minerais máficos (biotita, anfibólio?) formando estrutura schlieren em migmatito
diatexítico. Visada em planta para ESE.
75
Foto 4.22: Diatexito com granada estruturado em dique. Notar paleossoma do metatexito estromático (apontado
pela seta). Visada em planta. O martelo indica o norte.
b.2) Diatexitos sem granada
Essas rochas localizam-se na porção central da área de trabalho e fazem
contato brusco com o ortognaisse, a leste, e gradacional ou por zonas de cisalhamento com o
diatexito com granada, a oeste (Apêndice 1). Elas foram divididas em diatexitos do tipo
schlieren (Fotos 4.23, 4.24, 4.25), schöllen (Fotos 4.26 e 4.27) e nebulítico (Foto 4.28), além
de estruturado em diques (Foto 4.29). A estrutura schlieren é marcada pela presença de níveis
orientados de biotita imersos no neossoma. Os aglomerados de encraves máficos e/ou
ultramáficos imersos no neossoma constituem uma estrutura schöllen.
Nessas rochas o neossoma é constituído por: (i) leucossoma, que representa a porção
granítica, fanerítica média a fina, com biotita, por vezes, porfirítica, compostas por grãos
euédricos a subédricos de feldspato potássico (microclina), bem como por plagioclásio,
quartzo, mesopertita e minerais opacos. Os pórfiros do feldspato potássico podem atingir
tamanhos maiores que 2cm. Alguns deles apresentam inclusões de biotita e orientação de
fluxo magmático marcada principalmente pela orientação preferencial do feldspato alcalino
(Foto 4.24). Em alguns corpos desse leucossoma é possível observar agregados de magnetita
(Foto 4.30), que ocorre também em diques leucocráticos (Foto 4.31); e (ii) melanossoma, de
coloração preta, composto por concentrados de biotita (Foto 4.23).
76
Foto 4.23: Matacão do diatexito sem granada com neossoma composto por leucossoma com mesoestrutura
pegmatoidal e por schlieres de biotita marcando o paleossoma. Visada em perfil para NE.
Foto 4.24: Neossoma do diatexito sem granada exibindo um leucossoma com pórfiros euédricos a subédricos de
feldspato potássico. Notar orientação de fluxo magmático. Observar no canto esquerdo da rocha o aspecto de
schlieres de minerais máficos. Visada em perfil para W.
77
Foto 4.25: Schlieres de biotita, acima do martelo, em migmatito diatexítico sem granada. Notar presença de
porções pegmatoidais, além da orientação dos constituintes em matacão do migmatito. Visada em perfil para SE.
Foto 4.26: Estrutura schöllen em migmatito diatexítico sem granada. Observar no canto direito contato brusco
com o augen gnaisse. Visada em planta. O martelo indica o W.
78
Foto 4.27: Migmatito diatexítico sem granada com estrutura schöllen. Visada em planta para SSW.
Foto 4.28: Estrutura nebulítica, acima da ponta do martelo, no migmatito diatexítico sem granada evidenciando
uma alta intensidade de fusão. Observar, no canto inferior direito, margem difusa entre o neossoma granítico
porfirítico e o paleossoma, o que sugere fusão parcial in situ de acordo com Sawyer (2008). Encraves máficos
ocorrem com frequência. Visada em perfil para SW.
79
Foto 4.29: Migmatito diatexítico sem granada com neossoma estruturado em diques. Visada em planta.
Foto 4.30: Agregado de magnetita em leucossoma granítico porfirítico no diatexito sem granada. Visada em
planta.
80
Foto 4.31: Dique leucocrático com magnetita em diatexito sem granada. Observar zoneamento concentrando o
metálico no centro da intrusão. Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte.
Em alguns locais, apesar do elevado grau de anatexia, que dá um aspecto nebulítico à
rocha, o paleossoma ainda é visível (Fotos 4.28 e 4.33). Esse componente é um gnaisse
paraderivado (Foto 4.32) e é encontrado distribuído em meio ao neossoma. O bandamento,
nesse caso, é marcado pela alternância de níveis milimétricos a centimétricos, claros e
escuros. Os claros são compostos por feldspatos, quartzo e, de forma subordinada, biotita. Por
sua vez, os escuros apresentam a biotita como o mineral mais representativo seguido pelos
félsicos. Encraves máficos também são encontrados dispersos e rotacionados de forma
assimétrica em meio ao neossoma, o que sugere que os mesmos passaram por estágios de
tensão e deformação (Foto 4.26).
Nessa rocha pode ser observada uma foliação deformacional, que é marcada pela
orientação dos encraves máficos ou pela presença de finas faixas de biotita (Foto 4.23). Além
disso, zonas de cisalhamento com movimento cisalhante aparente dextral e diques félsicos
aplíticos e pegmatoidais truncam essa unidade.
81
Foto 4.32: Aspecto do paleossoma do diatexito sem granada. Biotita gnaisse. Visada em planta. A bússola indica
o norte.
Foto 4.33: Diatexito sem granada com estrutura nebulítica. O neossoma ocorre bem distribuído por toda a rocha.
Visada em planta. O martelo indica o norte.
4.1.3. Granodioritos
Ocorrem nas porções leste e sudoeste da área de trabalho e ocupam cerca de 45% da
área total (Apêndice 1). A rocha é cinza escura e, no geral, encontram-se fracamente alterada
pelo intemperismo apresentando-se isotrópica (Foto 4.34). Esse granodiorito faz contato
difuso com o migmatito estromático, a oeste, na porção leste da área de estudo. Na porção
82
leste do Farol de Itapuã, pode-se observar a presença de uma incipiente foliação de fluxo
magmático (Foto 4.35).
A macroestrutura da rocha é fanerítica média, sendo composta por biotita,
plagioclásio, microclima, quartzo, hornblenda, clinopiroxênio, minerais opacos e apatita. Na
maior parte da exposição, a rocha é equigranular. Pórfiros de plagioclásio e quartzo podem ser
encontrados. Encraves máficos também são observados nessas rochas (Foto 4.35). A presença
local de hidróxidos de ferro (limonita) sugere que houve a alteração intempérica de minerais
máficos e/ou opacos.
Associado com essa unidade é comum a presença de uma esfoliação esferoidal ou
boulder exfoliation (OLLIER, 1969 apud JESUS, 1978) (Foto 4.34). Essa estrutura é formada
quando o aquecimento provocado pelos raios solares gera uma diferença de temperatura entre
a superfície e a porção interna da rocha. Como a rocha é má condutora de calor, formar-se-á
uma superfície aquecida que, por dilatância, se fraturará em “escamas”. No afloramento
estudado, é possível verificar a forte influência das fraturas no controle da formação da
esfoliação.
Foto 4.34: Aspecto macroscópico do granodiorito. Notar isotropia e faturamento circular devido ao
intemperismo físico com formação de esfoliação esferoidal. Visada em planta.
83
Foto 4.35: Encrave microgranular máfico com forma elipsoidal e alongado segundo a foliação de fluxo
magmático em granodiorito. Visada em perfil para SSW.
Truncando essas rochas é comum a presença de diques graníticos, de espessura entre 2
e 25 cm, por vezes com biotita e/ou anfibólio (?) (Foto 4.36). Além disso, foram encontrados
também xenólitos de rochas gnáissicas (Foto 4.37), evidenciando caráter intrusivo desse
litotipo.
Foto 4.36: Dique granítico com anfibólio (pontos pretos) em granodiorito. Observar que o dique está dobrado.
Visada em perfil.
84
Foto 4.37: Encrave de rocha gnáissica em granodiorito. Notar semelhança desse encrave com os migmatitos
paraderivados metatexíticos. Visada em planta. O lápis indica o norte.
Em direção ao Farol de Itapuã algumas estruturas interessantes são observadas nessas
rochas: (i) uma forte associação entre o granodiorito e uma rocha félsica, fanerítica média a
fina em vários locais do afloramento (Fotos 4.38 e 4.39). Diques de aplitos semelhantes a
essas rochas são encontrados truncando migmatitos e encraves máficos; (ii) a presença de
dobras envolvendo os diques graníticos dobrados com foliação de fluxo magmático sendo
plano axial a essas dobras (Foto 4.40). Em alguns casos formam dobras pitigmáticas (Foto
4.41); (iii) fraturas en èchelon que truncam o granodiorito e hospedam granitoides (4.42).
Foto 4.38: Encrave félsico em granodiorito. Visada em planta. O martelo indica o norte.
85
Foto 4.39: Associação entre granitoide e granodiorito truncada por zona de cisalhamento. Visada em planta. O
martelo indica o norte.
Foto 4.40: Dique granítico dobrado em granodiorito. Visada em perfil para NNW. O martelo indica o norte.
86
Foto 4.41: Dique granítico dobrado truncando o granodiorito. Visada em perfil para E. O martelo indica o norte.
Foto 4.42: Diques graníticos segmentados. Visada em planta. O martelo indica o norte.
No afloramento foi possível verificar contatos reentrantes entre o granodiorito e uma
rocha félsica sugerindo a presença de processos de magma mingling. Em alguns locais é
possível observar que houve mistura química entre os magmas, processos envolvendo magma
mixing (Foto 4.43).
87
Foto 4.43: Mistura química (mixing) entre um granitoide intrusivo e o granodiorito encaixante. Visada em perfil.
Truncando os granodioritos podem ocorrer zonas de cisalhamentos rúpteis, cujos
elementos estruturais e campos cinemáticos não puderam ser determinados.
Nas cercanias do Farol de Itapuã, fraturas preenchidas por um mineral do grupo do
epidoto podem ser observadas (Foto 4.44). A origem desse mineral pode estar relacionada
com a circulação de fluidos hidrotermais tardios ao magmatismo que alteraram a rocha
hospedeira.
Foto 4.44: Mineral do grupo do epidoto no granodiorito. Visada em planta.
0
1 cm
88
4.1.4. Encraves Máficos
Os encraves máficos ocorrem em toda área mapeada e encontram-se associados aos
granitoides (Foto 4.45) (rochas ainda não descritas), aos migmatitos (Foto 4.46), aos
ortognaisses (Foto 4.47) e aos granodioritos. Não são rochas cartografáveis na escala de
trabalho, pois as dimensões desses corpos variam entre 5 e 200 cm. Os contatos dessas rochas
com as encaixantes são bruscos. Esses corpos apresentam geometria alongada, por vezes,
elípticas, nesse caso, em geral, encontram-se posicionados segundo a foliação da rocha
encaixante, e angulares constituindo a mesoestrutura schöllen em migmatitos. Quando
preservados do intemperismo mostram-se cinza escuros a pretos e quando pouco alterados,
cinza a amarronzados. São rochas faneríticas muito finas a afaníticas. Foi analisada uma
lâmina dessa rocha e pôde-se verificar a presença de hornblenda, plagioclásio, minerais
opacos, clinopiroxênio e quartzo. Usualmente, esses encraves encontram-se truncados por
diques de granitoides com orientação diversa.
Foto 4.45: Encraves máficos associados ao granitoide. Visada em planta. O martelo indica o norte.
Encrave máfico
89
Foto 4.46: Encrave máfico associado ao migmatito metatexítico estromático e ao ortognaisse. Notar diques
félsicos truncando as rochas. Visada em perfil para SSW.
Foto 4.47: Encraves máficos no ortognaisse. Observar que alguns deles são truncados pelo encaixante, o que
sugere que, além da mistura física, houve mistura química. Visada em planta. A bússola indica o norte.
4.1.5. Granitoides
Os granitoides ocorrem distribuídos em toda área de estudo representado 3% do total
mapeado. Essa unidade se encontra como diques tabulares e descontínuos que truncam as
rochas migmatíticas (Foto 4.12), granodioríticas (Foto 4.39), encraves máficos (Foto 4.46),
ortognaisses (Foto 4.48) e diques máficos (Foto 4.49). As dimensões desses diques tabulares
são variadas, desde 1 a 100 cm de espessura com comprimentos, em geral, maiores que 3 m.
90
Além disso, podem constituir corpos irregulares (Fotos 4.50 e 4.51). Em ambos os casos não
são corpos cartografáveis, mas alguns diques estão representados no apêndice 1.
As rochas encontram-se pouco alteradas pelo intemperismo. Apresentam coloração rosa claro
a escuro, são isotrópicas, em maioria. Contudo, em alguns diques, uma foliação de fluxo
magmático foi observada (Foto 4.52).
Foto 4.48: Dique félsico granítico pegmatítico truncando o ortognaisse. Visada em planta. A bússola indica o
norte.
Foto 4.49: Dique granítico truncando dique máfico. Observar bifurcação, o que indica que se propagou de ESE
para WNW. Notar o crescimento dos grãos de feldspato ortogonal às paredes da encaixante máfica. Visada em
planta. A caneta indica o norte.
91
Foto 4.50: Afloramento do granitoide. Visada em seção para W.
Foto 4.51: Encraves máficos associados ao granitoide. Visada em perfil para E. O martelo indica o norte.
92
Foto 4.52: Dique granítico com pórfiros de feldspatos alcalinos orientados segundo a foliação magmática (S0).
Visada em planta. A bússola indica o norte.
São rochas inequigranulares, faneríticas médias a grossas. Alguns diques formam
corpos pegmatoidais. São compostas por proporções variáveis de plagioclásio, K-feldspato,
quartzo e biotita. Os contatos são bem marcados com as encaixantes (Foto 4.53).
Em alguns diques foram observadas uma foliação primária magmática (Foto 4.52),
uma feição de entelhamento de grãos de feldspato potássico (Foto 4.54) e uma concentração
de magnetita no centro dessa estrutura (Foto 4.55). Em geral, essas rochas não apresentam
estruturas dúcteis. Entretanto, podem estar truncadas por zonas de cisalhamento rúptil-dúcteis
a rúpteis com orientação geral N095° e movimento aparente predominante dextral, bem como
por fraturas.
Alguns diques podem ser utilizados como indicadores de sentido de fluxo magmático
e outros como indicadores de paleotensão. No primeiro caso, é observada uma bifurcação
onde a abertura dessa estrutura indica o sentido de fluxo. Com relação aos indicadores de
paleotensão, isso pode ser obtido em diques em que há o crescimento de fenocristais de
feldspato potássico ortogonal à direção das paredes da encaixante (Foto 4.49).
93
Foto 4.53: Dique félsico em contato brusco bem marcado com a encaixante ortognáissica. Visada em planta. A
bússola indica o norte.
Foto 4.54: Detalhe do nível pegmatoide do ortognaisse com feições sugerindo o “entelhamento” dos grãos
durante o fluxo magmático. Visada em planta. A bússola indica o norte.
94
Foto 4.55: Concentração de magnetita em dique félsico no migmatito sem granada. Visada em planta e perfil
para NW. A bússola indica o norte.
4.1.6. Diques Máficos
Essa unidade aflora na porção central da área (Apêndice 1) e correspondem a,
aproximadamente, 2% da área cartografada. Baseado nas relações de corte e aspectos de
campo, nos afloramentos foram identificados três corpos principais, sendo dois de uma
geração mais nova e um de uma mais antiga. Quanto ao grau de intemperismo, encontram-se
pouco alterados. São corpos tabulares (Fotos 4.56 e 4.57) e possuem coloração cinza escuro a
preta quando preservadas do intemperismo e amarronzada quando fortemente alteradas. São
rochas maciças, isotrópicas e equigranulares na escala de mão, bem como afaníticas a
faneríticas muito finas. Além disso, são truncadas por zonas de cisalhamento rúpteis.
O dique mais velho possui direção aproximadamente N-S, possui espessura em torno
de 2 m e comprimento maior que 10 m. O contato dessa rocha é brusco e irregular com os
ortognaisses (Foto 4.58) e com granitoides porfiríticos. Diques félsicos são encontrados
truncando essas rochas, em contatos irregulares, difusos e/ou bruscos (Fotos 4.59 e 4.60).
Além disso, foi encontrado um xenólito de rocha gnássica engolfado pela encaixante (Foto
4.61). A rocha é fanerítica muito fina a afanítica composta por plagioclásio, clinopiroxênio,
clorita e minerais opacos.
95
Foto 4.56: Dique máfico com geometria tabular e contatos bruscos e retos com o ortognaisse. Observar espessura
de aproximadamente 1,2 m. Notar segmentação para a esquerda. Visada em perfil para NW. O martelo indica o
norte.
Foto 4.57: Dique máfico tabular de menor espessura. Visa em perfil. O martelo indica o norte.
96
Foto 4.58: No primeiro plano observam-se diques de granitos truncando ortognaisse bem como o encrave máfico
deformado. No segundo plano tem-se um dique máfico cortando as rochas. Visada panorâmica e o martelo
indica o norte.
Foto 4.59: Diques félsicos truncando o dique máfico. Observar contato irregular com encaixante gnaissificada.
Visada em planta. O martelo indica o norte.
97
Foto 4.60: Dique granítico truncando dique máfico. Visada em planta. O martelo indica o norte.
Foto 4.61: Xenólito do ortognaisse no dique máfico. Visada em planta. A bússola aponta para o norte.
Os dois diques mais novos apresentam direção em torno de N320° e N340°,
espessuras em torno de 1,5 e 0,4 m e comprimentos de até 100 e 15 m, respectivamente. Os
contatos dessas rochas são retos e bruscos com o granodiorito, ortognaisses e migmatitos, o
que sugere que as encaixantes estavam no estado sólido e em condição rúptil durante a
intrusão do magma máfico (BARBARIN & DIDIER, 1992; TOMBA, 2012). Em campo foi
observado que esse um desses diques apresenta uma bifurcação (Foto 4.62), esse marcador
pode ser utilizado como indicador do sentido de colocação do magma que deu origem a essas
rochas e propagação da fratura que hospedou essa rocha. A bifurcação apresentada sugere
98
que, para esse exemplo, o sentido de preenchimento foi de SE para NW. Resultado igual a
esse também foi observado por Corrêa Gomes et al. (1991) no estudo de diques máficos
aflorantes na zona costeira de Salvador. Esses diques estão fraturados e exibem notável
esfoliação esferoidal (Foto 4.63). Essa feição é controlada principalmente por direções de
fraturas e pela estrutura maciça e granulação uniforme.
Foto 4.62: Bifurcação apresentada por dique máfico mais novo. Visada em seção para SE.
Foto 4.63: Esfoliação esferoidal visível próximo ao cabo do martelo no dique máfico indeformado. Visada em
planta. O martelo indica o norte.
99
4.1.7. Rochas Carbonáticas, Terrígenas e Sedimentos
a) Rochas Carbonáticas
Ocorrem bem distribuídas em toda a área mapeada em forma de arrecifes. De acordo
com a nomenclatura proposta por Dunham (1962), baseado na textura deposicional, foram
classificadas como packstones e grainstones. Os componentes principais são fragmentos
esqueletais (tubos de vermes e conchas) e siliciclásticos. Na matriz ocorre lama e cimento
carbonático. Majoritariamente, grãos de quartzo dos tamanhos areia e grânulo ocupam o
arcabouço (Foto 4.64). Nota-se que esses litotipos envolvem matacões e blocos das rochas
contíguas.
Foto 4.64: Aspecto macroscópico das rochas carbonáticas. Visada em planta.
b) Rochas Terrígenas
Compreendem ortoconglomerados polimíticos (Foto 4.65). O arcabouço varia de
grânulo a matacão. Os clastos são subangulosos a subarrendondados, mal selecionados,
compostos por quartzo, rochas granodioríticas, graníticas e máficas, além de gnássicas e
migmatíticas. A proporção varia de acordo com a localização desses litotipos. A matriz é
composta essencialmente por grãos de quartzo do tamanho areia e carbonatos (fragmentos de
conchas e tubos de vermes). O cimento é carbonático e/ou silicoso.
100
Foto 4.65: Vista panorâmica dos ortoconglomerados. Visada em perfil para NE.
c) Sedimentos
Correspondem a areias de praia retrabalhadas constantemente pela água do mar
constituídas por grãos de quartzo, minerais pesados e bioclastos (fragmentos de conchas,
espículas de equinodermas e gastrópodes). Ocorrem também rolados de seixos a matacões
representados pelos fragmentos das unidades aflorantes contíguas (Foto 4.66).
Foto 4.66: Vista panorâmica com fragmentos de rocha rolados e areias de praia. Visada em perfil para NW.
101
4.2. Geologia Estrutural
O levantamento estrutural realizado permitiu o reconhecimento de estruturas rúpteis e
dúcteis. As estruturas dúcteis apresentam trend geral NE-SW, compatível com a orientação
geral do Cinturão Salvador-Esplanada. Com relação às estruturas rúptil-dúcteis, embora
alguns indicadores de movimento possam ter sido observados para as zonas de cisalhamento,
a lineação não foi observada nessas estruturas. Deste modo, os movimentos são considerados
como aparentes e somente relacionados com a componente direcional de cisalhamento.
As estruturas foram levantadas, hierarquizadas e organizadas seguindo a “Regra da
Mão Direita (Right Hand Rule)” e tratadas através do programa Stereonett. A classificação
das estruturas foi baseada em Twiss & Moores (2003), Passchier & Trouw (2007), Van Der
Pluijm & Marshak (2007).
4.2.1. Unidades geológicas principais e estruturas associadas
Como será demonstrado a seguir, o levantamento do arcabouço estrutural permitiu
identificar uma família de estruturas compressionais associadas com duas fases de
deformação progressiva, denominadas de Dn e Dn+1. Tendo em vista a superposição de
estruturas deformacionais, a fase Dn será subdividida em três estágios.
Nessa seção as estruturas deformacionais serão apresentadas separadamente por
unidades cartografadas. As estruturas planares e lineares serão descritas e hierarquizadas
visando facilitar o entendimento pelo leitor, para em seguida ser realizada a análise estrutural
clássica das fases deformacionais em um maior grau de detalhe.
Tendo em vista a presença de um plano de deformação marcado pela presença de
minerais orientados que foram gerados sob condições metamórficas, pode-se classificar essa
estrutura como uma xistosidade, de acordo com as definições da International Union of
Geological Sciences Subcomission in the Systematics of Metamorphic Rocks publicadas por
Feetes & Demons (2007).
a) Ortognaisses
Essas unidades apresentam, predominantemente, uma xistosidade (Sn) espaçada,
descontínua (rough), anastomótica (Sensu Passchier & Trouw, 2007), e marcada pelo
alinhamento preferencial de biotita, quartzo e feldspato potássico. Nessas rochas os grãos de
feldspato potássico ocorrem como porfiroclastos com geometria augen, podendo atingir 3 cm
de comprimento e estão contornados pela xistosidade (Foto 4.67). Nessas rochas é possível
102
observar a presença de uma matriz de menor granulometria e também a presença de domínios
com proporções variáveis de intensidade de estiramento do K-feldspato. A partir dessa
observação, considera-se que provavelmente a foliação nessas rochas está associada com o
desenvolvimento de zonas de cisalhamentos dúcteis, que levou à redução da granulometria da
rocha. Desta forma, de acordo com Passchier & Trouw (2007), essa foliação pode ser
classificada como milonítica.
Nos domínios de menor deformação, mesomiloníticos, a foliação é anastomótica. Nos
domínios de maior deformação, menos frequentes, ultramiloníticos, um bandamento
milimétrico a centimétrico e uma foliação contínua podem ser observados. Nesses domínios
pode ser interpretado que a deformação estirou fortemente os grãos de feldspatos.
A lineação de estiramento mineral não foi observada nessas rochas, tendo em vista que
no afloramento não há exposição do plano XY do elipsoide de deformação finita.
Foto 4.67: Estrutura do tipo augen contornada pela xistosidade, que é marcada, principalmente, por grãos de
biotita. Visada em planta.
A foliação milonítica e o bandamento associado a essas rochas encontram-se
dobrados. As dobras são predominantemente do tipo chevron, desarmônicas, com charneiras
angulosas e flancos retos. De acordo com a classificação de Fleuty (1964), essas estruturas
podem ser classificadas como reclinadas. Com relação ao ângulo interflancos, as dobras são
fechadas a cerradas. Em algumas dobras é possível verificar um adelgaçamento dos flancos
com relação às charneiras (Foto 4.68).
103
Foto 4.68: Dobras desenvolvidas no ortognaisse (augen-milonito). Visada em planta. A caneta indica o norte.
Um enxame de diques félsicos e máficos, além de falhas e zonas de cisalhamento com
orientação geral N090° e movimento predominante aparente dextral truncam as estruturas
anteriormente descritas. No geral, no interior das falhas podem ser observados fragmentos
angulosos. Nas zonas dúctil-rúpteis pode ser observada uma foliação espaçada e planar.
b) Paragnaisses Migmatíticos
Em conjunto, sejam os metatexíticos ou os diatexíticos, essas rochas exibem uma
xistosidade (Sn) marcada pelo alinhamento preferencial de grãos de biotita, quartzo e
feldspatos. De acordo com Passchier & Trouw (2007), essa estrutura pode ser classificada
como xistosidade espaçada, plana e paralela. Uma lineação de estiramento mineral
desenvolve-se sobre a estrutura e é marcada, principalmente, por grãos quartzo e feldspatos.
Nos planos de xistosidade, a lineação de estiramento mineral pode apresentar baixo (Foto
4.69), médio e alto rake (Foto 4.70), predominando a última. Internamente à foliação dos
migmatitos estromáticos, dobras isoclinais intrafoliais sem raiz podem ser observadas (Foto
4.71).
104
Foto 4.69: Lineação de estiramento mineral de baixo rake associada ao paragnaisse migmatítico. Visada em
planta.
Foto 4.70: Lineação de estiramento mineral de alto rake em paragnaisse migmatítico metatexítico estromático.
Visada em perfil para NW.
105
Foto 4.71: Dobras intrafoliais, isoclinais, sem raiz, associadas ao leucossoma do migmatito estromático. Foliação
Sn’, em verde, que está paralelizada à foliação Sn”, em vermelho, formando a superfície Sn’//Sn”. Visada em
planta. A bússola indica o norte.
Paralelamente à xistosidade pode ser observado um bandamento composicional
gnáissico que é marcado pela alternância de rochas com proporções variadas de granada,
quartzo, feldspatos e biotita, bem como pela presença de níveis ricos em quartzo e pela
presença de encraves máficos boudinados.
A foliação e a lineação de estiramento encontram-se dobradas. Desta forma, em
virtude da lineação estar dobrada juntamente com a foliação que a hospeda, o dado
relacionado com o rake, mencionado acima, não pode ser considerado para efeito de análise
estrutural.
Dobras são observadas em campo, bem como interpretadas a partir da distribuição da
foliação em mapa (Apêndice 1) e podem ser classificadas, em geral, como desarmônicas,
fechadas, apertadas ou isoclinais, abertas também ocorrem (Foto 4.72). A charneira é
arredondada (Foto 4.73). Dobras parasíticas assimétricas em “Z” e em “S” também foram
encontradas (Fotos 4.74 e 4.75), além de simétricas em “M” ou “W”. A foto 4.76 exibe a
presença de feições de interferência em laço (Sensu Ramsay, 1987) nessas rochas.
106
Foto 4.72: Bandamento e xistosidade dobrados no metatexito estromático. Visada em planta. A bússola indica o
norte.
Foto 4.73: Dobra fechada, harmônica, com chaneira arredondada em metatexito estromático. Visada em planta.
O martelo indica o norte.
107
Foto 4.74: Leucossoma do migmatito estromático dobrado. Visada em planta. A bússola indica o norte.
Foto 4.75: Dobras parasíticas, assimétricas, em “Z” no paragnaisse migmatítico. Visada em planta. A bússola
indica o norte.
108
Foto 4.76: Figura de interferência em laço, do tipo 3 de Ramsay (1967), em paragnaisse migmatítico. Visada em
planta. A bússola indica o norte.
Nessas rochas, diversos diques de granitoides truncam as estruturas dúcteis. Zonas
cisalhamento dúctil-rúpteis com orientação N065° e movimento aparente dextral (Foto 4.77)
e, subordinadamente, zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis com orientação N090° truncam as
estruturas anteriormente descritas nessas rochas. Nas zonas de cisalhamento os indicadores de
movimento observados foram dobras de arrasto e off-sets de marcadores. Localmente, o efeito
do cisalhamento fez com que a foliação nessas rochas rotacionasse de NE-SW para N330° a
N350°. Em alguns casos, essas estruturas provocam a rotação rígida, levado à verticalização
do mergulho da foliação. Fraturas de tração preenchidas por quartzo leitoso foram observadas.
Essas estruturas ocorrem truncando a xistosidade, o bandamento e flancos de dobras
parasíticas. Entretanto, em virtude das condições de temperatura e pressão confinante que
atuaram durante a migmatização, não se pode interpretar a associação dessas estruturas com a
presença de processos relacionados com o deslizamento flexural na geração das dobras.
109
Foto 4.77: Zona de cisalhamento dúctil-rúptil com movimento aparente dextral em paragnaisse migmatítico sem
granada. Observar que o dique granítico também é afetado pelo deslocamento. Visada em planta. A bússola
indica o norte.
c) Granodioritos
Em sua maior parte, a rocha encontra-se isotrópica. Entretanto, em alguns locais pôde
ser observada uma foliação de fluxo magmático (Foto 4.35). A direção dessa estrutura varia
de N325° a N355° e o mergulho entre 65° e 85° de NE a SE.
Essa unidade apresenta-se truncada por zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis e rúpteis
e fraturas (Foto 4.78). Diques graníticos são observados truncando essas rochas. Esses diques
encontram-se dobrados em meio a uma rocha sem deformação no estado sólido (Foto 4.36,
4.40, 4.41). Dessa forma, sugere-se que a colocação desses diques ocorreu em estágio ainda
plástico, mas com a rocha hospedeira já praticamente cristalizada, no estado sub-solidus.
Entretanto essa deformação estaria ainda relacionada com estágio magmático e tardiamente às
principais fases de deformação dúcteis identificadas para a área de estudo.
110
Foto 4.78: Zona de cisalhamento truncando granodiorito. Visada em planta. O martelo indica o norte.
d) Diques máficos e félsicos
Os diques não apresentam estruturas dúcteis como foliações e dobras. As principais
estruturas deformacionais observadas nessas rochas foram: (i) juntas de resfriamento (cooling
joints) (Foto 4.79), possivelmente associadas com deformações durante o resfriamento da
rocha; (ii) zonas de cisalhamento rúptil-dúcteis e rúpteis, que foram nucleadas após a rocha
estar cristalizada (Foto 4.80); e (iii) dobras de arrasto (Foto 4.81), de acordo com Corrêa
Gomes (1992).
Foto 4.79: Juntas de resfriamento tranversais próximas ao contato entre o dique máfico e o paragnaisse
migmatítico. Visada em planta. O martelo indica o norte.
111
Foto 4.80: Falha com deslocamento aparente dextral em dique félsico que trunca o dique máfico mais velho.
Visada em planta.
Foto 4.81: Dobras de arrasto em dique máfico. Visada em planta. A bússola indica o norte.
4.2.2. Fases deformacionais compressionais
O levantamento estrutural da área de estudo permitiu a identificação de duas fases
deformacionais compressionais distintas denominadas de Dn, dúctil, e Dn+1, dúctil-rúptil.
Além das estruturas dúcteis e dúctil-rúpteis, fraturas e falhas foram observadas.
A fase Dn foi a mais importante na área estudada e responsável pela estruturação dos
contatos atuais entre os ortognaisses e paragnaisses migmatíticos. A partir da análise
112
estrutural, foi possível subdividir essa fase em três estágios de deformação progressivos,
denominados de Dn’, Dn” e Dn”’.
O estágio Dn’ é marcado pela presença da xistosidade e do bandamento (Sn’), que está
presente nas dobras intrafoliais, isoclinais (Foto 4.70). Essa estrutura foi transposta por uma
foliação do estágio Dn” denominada de Sn’//Sn”. Nesse estágio de deformação houve também
a formação da lineação de estiramento mineral (Lxn”) e de dobras intrafoliais, isoclinais, sem
raiz.
A figura 4.2 apresenta o diagrama de isodensidade polar para a foliação Sn”. Nessa
figura pode ser observado que a foliação apresenta um plano máximo posicionado em
N056°/67°SE. Nota-se nesse diagrama que há uma forte dispersão dos dados. O mergulho
dessa estrutura variou entre 60° e 80° e o azimute entre 340° e 80°. Por sua vez, a lineação de
estiramento mineral (Lxn”) orienta-se, preferencialmente, segundo 62° p/ 099° (Figura 4.3).
Nesse caso, a distribuição dos dados apresenta menor dispersão com relação aos dados de
foliação. A Lb calculada foi de 058° p/ 096°.
Figura 4.2: Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn” e guirlanda. N = número de medidas. Hemisfério
inferior.
113
Figura 4.3: Diagrama de isodensidade polar para a lineação de estiramento Lxn”. N = número de medidas.
Hemisfério inferior.
A presença de estruturas como foliação, lineação de estiramento e dobras isoclinais,
intrafoliais, sugerem que esse estágio de deformação está relacionado com a nucleação de
zonas de cisalhamentos.
No estágio Dn”’ foram geradas as dobras (Fn’”) que rotacionaram as estruturas das
fases anteriores. Essas dobras orientam-se, em geral, segundo NE-SW.
A interferência entre os estágios Dn’ e Dn” levou ao desenvolvimento da feição de
interferência do tipo Laço (Sensu Ramsay, 1987).
A fase Dn+1 de deformação foi responsável por nuclear zonas de cisalhamento dúctilrúpteis com orientação geral N040° e movimento aparente dextral que truncam das estruturas
da fase a Dn presentes nos ortognaisses e migmatitos, bem como os granodiorito, granitoides
e dique máfico mais antigo. A lineação de estiramento mineral não foi observada nessas
estruturas. As fraturas de tração preenchidas por quartzo também podem ter sido geradas
durante esse estágio.
O diagrama estereográfico apresentado na figura 4.4 mostra a orientação dessas
estruturas. A lineação de crescimento mineral da foto 4.49 sugere que esse dique foi gerado
durante essa fase de deformação.
114
Figura 4.4: Diagrama de planos de zonas de cisalhamento dextrais encontradas nos afloramentos da área de
estudo. Hemisfério inferior; N = número de medidas.
As atitudes das zonas de cisalhamento e lineações de estiramento mineral sugerem que as
rochas estudadas durante as fases Dn e Dn+1 foram submetidas a um campo de encurtamento
com tensão principal segundo NW-SE. Para a fase Dn a tensão mínima posiciona-se
verticalmente e para a fase Dn+1 posiciona-se na horizontal segundo NE-SW. A figura 4.5
apresenta uma síntese da evolução estrutural proposta para a área de trabalho.
115
Figura 4.5: Síntese da evolução estrutural da área de trabalho.
116
4.3. Discussões
4.3.1. Discussões sobre aspectos relacionados com os litotipos
Na área de estudo ocorrem rochas com estrutura gnáissica para e ortoderivadas. As
relações de contato entre as unidades são muito difíceis de serem estabelecidas tendo em vista
a grande quantidade de sedimentos na área.
O ortognaisse cartografado ocorre associado às rochas paraderivadas. Esses gnaisses
apresentam a mesma foliação deformacional que os paragnaisses. Não se tem as idades dessas
rochas, mas possivelmente elas são intrusivas nos protólitos metassedimentares. As relações
originais não estão preservadas, mas pode-se supor que esses corpos formavam antigos sills
que intercalaram-se com sequências estratificadas.
No caso dos encraves associados com as rochas migmatíticas, sugere-se que sejam
rochas vulcânicas máficas associadas com a sequência sedimentar, supracrustal.
Alternativamente, podem ser uma soleira subvulcânica ou diques que foram deformados.
Durante as deformações que geraram o bandamento dos paragnaisses, essas rochas foram
boudinadas por possuírem alto contraste de competência com a matriz.
A partir das relações de corte, duas gerações de diques foram encontradas. Os diques
máficos mais velhos estão cortados por diques félsicos. Os diques máficos mais jovens não
estão cortados por essas estruturas e são considerados as rochas mais jovens do afloramento.
Por sua vez, as relações de contato entre granodiorito e granitoides são sugestivas de que pelo
menos uma parte dessas rochas félsicas intrudiram a crosta coetaneamente com os
granodioritos. Embora não sejam claras as relações de contato entre o granodiorito e o dique
mais velho, como esse dique não está deformado pelas fases de deformação Dn e está
truncado pelos granitoides, sugere-se que a idade de cristalização dessa rocha máfica é
próxima à idade de cristalização do granodiorito e granitoides associados. Ainda com relação
aos granitoides, pode-se também sugerir que os diques faneríticos e pegmatitos encontrados,
tanto no paragnaisse quanto no ortognaisse, podem ter sido originados pela migmatização dos
paragnaisses cartografados e/ou pela cristalização magmática residual de um magma
intrusivo. Um desses candidatos poderia ser o granodiorito cartografado.
Na área de ocorrência do granodirito foram observados corpos de granitoides em
contato irregular ou formando diques. O contato irregular entre essas rochas sugere a atuação
de processos relacionados com magma mingling. Diferenças de viscosidade, temperatura,
composição dos diferentes tipos de magmas envolvidos e regime tectônico são os principais
fatores que influenciam na imiscibilidade de “líquidos” (SIAL & MCREATH, 1984;
117
FURMAN & SPERA, 1985; SPARKS & MARSHALL, 1986; WERNICK, 2004; FROST &
MAHOOD, 1987 apud JACOBS, 2012). Nesse contexto, segundo Barbarin & Didier (1992) e
Barbarin (2005), o grau de cristalinidade e a reologia de um magma félsico no momento da
injeção de um magma máfico são os elementos fundamentais para determinar se haverá
imiscibilidade ou mistura de magmas. Esses autores propuseram uma sequência de quatro
estágios para explicar processos envolvendo mistura e não mistura de magmas, quais sejam
(Figura 4.6).
Figura 4.6: Diferentes tipos de hibridização obtidos por injeção de magma máfico num sistema
granítico em diferentes estágios de cristalização do magma félsico. O aumento da cristalinidade e,
subsequentemente, da viscosidade do magma félsico reduz progressivamente as interações/trocas entre os
magmas coexistentes.
CRISTALIZAÇÃO DO MAGMA FÉLSICO
Fonte: Barbarin & Didier (1992).
Desta forma, os estágios podem ser assim explicados:
Estágio 1: Se o magma máfico for introduzido antes do começo da cristalização do
magma félsico, haverá um mixing completo envolvendo troca química, mecânica e térmica
entre o magma máfico e o magma félsico crustal, o que resultará na gênese de um magma
híbrido homogêneo.
118
Estágio 2: Se magma máfico for injetado após um certo intervalo de tempo do começo
da cristalização do magma félsico, o contraste de viscosidade entre os magmas coexistentes
poderá ser amplo o suficiente para permitir que somente uma mistura mecânica (mingling). O
magma máfico se subdividirá e ocorrerá disperso no magma félsico na forma de encraves
microgranulares máficos. O mingling resultará em um aumento das superfícies de contato
entre os dois componentes e promoverá uma transferência química entre os encraves
microgranulares máficos e a rocha hospedeira;
Estágio 3: Se o magma máfico for introduzido quando o magma félsico estiver
parcialmente cristalizado ele será canalizado para fraturas precoces das rochas graníticas
quase sólidas e irá interagir com os “líquidos” félsicos tardios apenas localmente para formar
diques sin-plutônicos fragmentados ou compostos. Nesses diques a troca química é limitada
de tal modo que não há equilíbrio isotópico entre os encraves e a encaixante segundo Barbarin
et al. (1989), Barbarin (1989) apud Barbarin & Didier (1992);
Estágio 4: A injeção tardia de magma máfico numa rocha granítica solidificada
resultará na formação de diques máficos contínuos. O contraste de reologia entre os dois
componentes será tão alto que a maioria das trocas será inibida;
As características observadas em campo permitem sugerir que na área de estudo temse mesoestruturas indicativas, principalmente, do estágio 2 de Barbarin & Didier (1992) e
Barbarin (2005) para os diferentes tipo de interação entre magmas máficos e félsicos. Com
relação aos encraves máficos do granodiorito, possivelmente trata-se de uma mesoestrutura
associada com a coexistência de dois magmas num processo de magma mingling semelhante
ao que foi interpretado anteriormente.
O mineral do grupo do epidoto encontrado em fraturas no ortognaisse e no
granodiorito pode ter sido resultante do processo hidrotermal que altera o plagioclásio
(saussuritização) das rochas encaixantes dessas estruturas. Esses fluidos migraram através de
fraturas e/ou zonas de cisalhamento.
4.3.2. Discussões sobre a Geologia Estrutural
No afloramento estudado, a variação do mergulho da foliação Sn ente 060° e 080°.
Apesar dessa variação não ser muito intensa, no afloramento pode-se observar inúmeras
exposições de dobras que rotacionaram a foliação Sn. Nesse sentido, na seção geológica e no
apêndice 1 foram interpretadas algumas dobras. Essas dobras são apertadas e o conjunto
sugere a existência de uma envoltória sinformal com vergência para NW. Essa dobra
119
provavelmente representa uma parasítica de dobras de primeira ordem, tendo em vista os
resultados obtidos por Alem-Marinho (2013) no afloramento da porção leste da Praia da
Paciência em Salvador. Nesse afloramento, a vergência encontrada pelo autor foi para SE.
Dessa forma, sugere-se a existência de uma megadobra regional na zona costeira da cidade de
Salvador.
Nos afloramentos estudados existem zonas de cisalhamento com direção geral N095°
e movimento aparente dextral associadas com a fase Dn+1. A partir de comparações de dados
obtidos por Barbosa et al. (2005), Souza (2008), Abrahão Filho (2009), Souza-Souza (2010) e
Alem Marinho (2013) em outros afloramentos da zona costeira de Salvador pode-se sugerir
que essa fase de deformação gerou zonas de cisalhamento anastomóticas na escala adotada
nesse trabalho e na escala de mapeamento da cidade de Salvador. O campo de tensão obtido
pelos autores supracitados é semelhante ao que foi encontrado no afloramento do setor W do
Farol de Itapuã.
A distribuição das estruturas deformacionais compressionais observadas em campo
permitiu correlacioná-las com as encontradas por Barbosa & Sabaté (2002) e Souza (2013) e
relacionadas com a deformação riaciana-orosiriana do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Desta forma, a fase Dn interpretada está vinculada à evolução deformacional de caráter
tangencial desse orógeno. Como o paleossoma dos migmatitos estão dobrados e truncados por
veios e diques leucocráticos, alvitra-se que a migmatização ocorreu sin a tardi-deformação
Dn. Com isso, propõe-se que o pico metamórfico e anatético teria ocorrido no estágio Dn’”. A
colocação do granodiorito e da rocha félsica a ele associada, bem como dos diques félsicos,
possivelmente se deu tardiamente ao estágio Dn”’, pois essas rochas apresentam xenólitos de
ortognaisse com foliação Sn’//Sn” e estão truncados por zonas de cisalhamento da fase Dn+1.
A fase Dn+1 está relacionada com a estruturação da mega-flor positiva regional
proposta por Barbosa & Sabaté (2002). Um aspecto importante é que tanto as rochas
paraderivadas quanto as ortoderivadas possuem o mesmo registro estrutural. As estruturas
rúpteis tais como falhas e fraturas possivelmente estão relacionadas com a fragmentação do
Rodínia e/ou a abertura do Oceano Atlântico.
Alguns diques félsicos e máficos encontrados na área de trabalho mostram
bifurcações. De acordo com Corrêa-Gomes et al. (1991, 1992 e 1996) e Tomba (2012), tais
bifurcações podem ser utilizadas como indicadores do sentido de propagação das fraturas e do
fluxo magmático (Figura 4.7). A partir dos dados levantados em campo, sugere-se que a
propagação dos diques máficos na área de estudo foi de SE para NW e dos félsicos de ESE
120
para WNW. Resultado semelhante a esse foi obtido por Gomes et al., (1989 apud OLIVEIRA
& KNAUER, 1993) para os diques máficos de Salvador.
Figura 4.7: Principais formas dos diques máficos da orla de Salvador. 1) Tabular. 2) Lenticular e zigue
zague/segmentado. 3) Bifurcado com ramos estreitos. 4) Bifurcado com ramos largos. As setas indicam o
sentido do fluxo magmático.
Fonte: Corrêa-Gomes et al. (1991).
Ainda com relação aos magmas máficos, juntas de resfriamentos foram observadas
nos diques mais novos. A geometria do conduto que hospedará o magma e as posições dos
tensores regionais durante a solidificação do magma são os fatores que controlam a orientação
das juntas internas nos diques máficos (CORRÊA GOMES et al., 1991). A partir da análise
dessas estruturas, foi possível sugerir a direção do campo de tensão atuante durante a
cristalização desse dique como estando orientado segundo NNW-SSE de acordo com a figura
4.8. Esse campo é razoavelmente compatível com as tensões regionais associadas com a fase
Dn+1, ou seja, sigma 1 e sigma 3 horizontais.
Figura 4.8: Orientação das juntas de resfriamento nos diques. 1) Paralela e ortogonal às margens do
conduto. 2) Paralelas e ortogonais nas margens e diagonais no centro. 3) Progressivamente curva para dentro. 4)
Diagonal. As setas indicam a posição do tensor principal.
N
Modificado de Corrêa Gomes et al. (1991).
121
CAPÍTULO 5 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
A partir do mapeamento geológico e estrutural de campo realizado nas cercanias da
Praia do Farol de Itapuã, pode-se declarar que:
1) A área de estudo apresenta paragnaisses migmatíticos, ortognaisses com estrutura
augen, granodioritos, granitoides diversos, diques máficos, rochas carbonáticas, terrígenas e
sedimentos recentes.
2) Os paragnaisses migmatíticos podem classificados como metatexitos e diatexitos.
Os primeiros apresentam as estruturas estromática, patch, net-estruturado ou estruturado em
rede e com estrutura de dilatação. Os diatexitos puderam ser cartografados baseado na
presença ou não de granada. Esses migmatitos exibem estruturas schlieren, nebulítica e
schöllen. Além disso, os diatexitos e os metatexitos também puderam ser classificados com
estruturados em diques. A migmatização foi influenciada, principalmente, pelo tipo de rocha e
pelo grau metamórfico.
3) A área de estudo foi submetida a duas fases de deformação compressionais distintas
denominadas de Dn, dúctil, e Dn+1, dúctil-rúptil. A fase Dn foi subdividida em três estágios
deformacionais progressivos designados de Dn’, Dn” e Dn’”. No primeiro, houve a formação
do bandamento Sn’ (So?), que se encontra associado com as dobras intrafoliais, isoclinais,
sem raiz do estágio seguinte Dn”. Com a evolução da deformação e transposição das
estruturas, a superfície Sn’ foi paralelizada à foliação mais nova Sn” estruturando a foliação
Sn’//Sn”. No estágio Dn” também foi formada a lineação de estiramento Lxn”. O terceiro
estágio Dn”’, foi responsável pela formação de dobras e de uma figura de interferência em
laço. Além disso, houve a colocação do corpo granodiorítico. As relações de campo sugerem
que a migmatização ocorrem no estágio Dn”’. A fase seguinte, Dn+1, foi caracterizada pela
nucleação das zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis com orientação geral N040° movimento
predominante dextral. Para a fase Dn a tensão principal posicionou-se segundo NW-SE e a
tensão mínima foi vertical. Na fase Dn+1 as tensões máxima e mínima são horizontais e
posicionadas segundo NW-SE e NE-SW.
4) O levantamento do arcabouço estrutural permitiu sugerir que a área de estudo
representa uma dobra parasítica associada com o flanco de uma megadobra regional, cuja
posição espacial ainda não foi determinada.
5) A rochas da área de estudo passaram por uma evolução geológica polifásica
compressional associada com um evento deformacional, metamórfico e magmático.
122
6) Visto que não foi possível uma análise das seções delgadas litotipos da área de
estudo, recomenda-se um estudo detalhado da petrologia, geoquímica e geocronologia das
unidades aflorantes, além de estabelecer relações entre elas e as de áreas vizinhas, a fim de
caracterizar a evolução crustal local dessa região cratônica.
7) Sugere-se, tembém, um estudo de inclusões de magma (melt inclusions) com intuito
de caracterizar a natureza do magma anatético primitivo.
123
CAPÍTULO 6 - REFERÊNCIAS
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