PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL · PDF file4.4. provÁveis reaÇÕes...

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

CAROLINE NOVAIS BITENCOURT

PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DA

FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA (GRUPO SANTO ONOFRE) NA

PORÇÃO SUL DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E

CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO SETENTRIONAL. CORREDOR DO

PARAMIRIM, CAETITÉ, BAHIA

Salvador – BA

2014

ii






PARAMIRIM, CAETITÉ, BAHIA.

Salvador – BA

2014

Monografia elaborada para obtenção do título de

Bacharel em Geologia pela Universidade Federal da

Bahia.

Orientadora: Prof. Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz

iii

TERMO DE APROVAÇÃO






PARAMIRIM, CAETITÉ, BAHIA

Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de

Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

___________________________________

1° Examinador – Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientadora

Instituto de Geociências, UFBA

___________________________________________________

2º Examinador - Profª Dra. Ângela Beatriz de Menezes Leal

Instituto de Geociências, UFBA

___________________________________________________

3º Examinador – Dra. Cristina Maria Burgos de Carvalho

CPRM Serviço Geológico do Brasil

Salvador, 5 de fevereiro de 2014

iv

À minha querida vó Regina (in memoriam).

v

AGRADECIMENTOS

Bom, no final desta etapa, quero agradecer, primeiramente, ao meu Deus querido, foi

quem esteve todo tempo me mantendo e me dando forças para prosseguir. Agradeço a minha

vó Regina (in memoriam) por ser a grande precursora dessa busca por um pouco mais de

conhecimento, pela sua dedicação e por ser meu grande exemplo de fé, coragem e

determinação, a minha mãe pelo seu amor, apoio e por ser também meu exemplo de garra, ao

meu pai pelo amor, cuidado e carinho de sempre, ao meu irmão pelo seu carinho demonstrado

de forma peculiar, ao meu amigo João por me ensinar a nunca desistir dos meus sonhos e a

minha tia Dedé pelo seu cuidado e atenção

A todos meus tios e tias, meus primos e primas que foram peças fundamentais nessa

jornada, sei que estavam todos na torcida. Aos meus amigos de longa data, Jamille, Amanda

e Marcus, que estiveram desde os primeiros passos acadêmicos, agradeço por permanecerem

presentes e por serem pessoas com quem eu posso contar. As minhas amigas Adna e Laíne,

pelas conversas, pelas risadas, pelo incentivo e por estarem atentas às explicações de todas as

vezes que me deparava com uma “pedra”.

Aos mestres pelos ensinamentos e porque apesar das dificuldades tem amor pelo que

fazem e ensinam com brilho nos olhos, Osmário, André Neto, Flávio, Ângela, Telésforo,

Haroldo Sá, Johildo Barbosa, Jailma, César Gomes, Ernandi, Moacir e a todos os outros. Em

especial a minha orientadora Simone Cruz, pela sua enorme paciência e por ter me ensinado

que geologia, além de lindos afloramentos, é também trabalho, e que deve ser encarado com

persistência e dedicação.

A todos os funcionário dos Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia,

“solucionadores” de problemas, que trabalham com empenho e com certeza deixam o dia-a-

dia mais tranquilo.

Á CPRM pelo apoio, em especial a Cristina Burgos e Rita Menezes.

Aos meus amigos de curso Rebeca, Priscila, Vitor, Vanderlúcia, Marcelo Carcará,

Thiago Muska, Thiago Cajá, Sizenando, Eloísa, Joel, Bianca, Dira, Mariana e Josafá e todos

os outros que em diferentes momentos foram muito importantes na minha trajetória.

Enfim, a todos aqueles que direta ou indiretamente contribuíram para a conclusão

desta etapa, o meu Muito Obrigada!

vi

RESUMO

No Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Serra do Espinhaço Setentrional, no sudoeste

do estado da Bahia, ocorre a Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre), de idade

neoproterozoica. A área selecionada para estudo localiza-se nas imediações da cidade de

Caetité, possui uma área de 195 km2 e dista 650 km da cidade de Salvador. Essa área foi

selecionada tendo em vista a complexidade estrutural e metamórfica presente na Formação

Serra da Garapa. O objetivo geral do trabalho é contribuir com o estudo da evolução tectônica

da Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre) na porção sul do Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. Os objetivos específicos são:

inventariar as litologias aflorantes na área de estudo; levantar o arcabouço estrutural nas

escalas meso e microscópicas; determinar as paragêneses minerais e a relação com as

estruturas identificadas; discutir as implicações tectônicas associadas com as estruturas e

paragêneses identificadas. Para colimar os objetivos propostos realizou-se levantamento

bibliográfico, atividades de campo, descrição de lâminas e análise microestrutural, análise de

química mineral, análise estrutural e integração dos dados. O mapeamento geológico

realizado na escala 1: 60.000 permitiu a cartografia da Formação Serra da Garapa e das

unidades vizinhas. A análise estrutural realizada na mesoescala permitiu a identificação de

quatro fases deformacionais: D1, representada pela foliação S0//S1, que é observada em

dobras isoclinais, intrafoliais e sem raíz formadas na fase posterior; D2, que é representada

pela foliação S0//S1//S2, por dobras isoclinais, intrafoliais e sem raíz (F2) e pela lineação de

estiramento Lx2; D3, representada por dobras assimétricas de estilos variados e dobras e

clivagem de crenulação (S3); D4, representada por dobras e por uma figura de interferência em

laço, além de zonas de cisalhamento destral-reversas. A análise microestrutural foi realizada

em xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa, tendo sido inferido um evento

metamórfico, com fases progressiva e regressiva. A fase progressiva, de fácies anfibolito

baixo, com temperatura entre 670°C e 680°C, tem como paragênese granada, quartzo, pirita,

hematita e estaurolita e esteve em equilíbrio até a fase D2, ou tardiamente a ela. A fase

regressiva, de fácies xisto verde com temperatura máxima de 670º C, tem como paragênese

quartzo e clorita. Tendo em vista a complexidade estrutural da área de estudo, sugere-se um

aprofundamento das pesquisas científicas para as áreas vizinhas.

Palavras-chave: Formação Serra da Garapa, Fases de deformação, Metamorfismo e

Anfibolito.

vii

ABSTRACT

At the Serra do Espinhaço Setentrional Thrust and Fold Belt, in southwestern Bahia, lays the

Neoproterozoic Serra da Garapa Formation (Santo Onofre Group). The area selected for the

study is located in the surroundings of the municipality of Caetité, measures 195 km2 and is

650 km away from the city of Salvador. This area was selected regarding the structural and

metamorphic complexity present at the Serra da Garapa Formation. The general objective of

the study was to contribute with the study of the tectonic evolution of the Serra da Garapa

Formation (Santo Onofre Group), in the southern section of the Serra do Espinhaço

Setentrional Thrust and Fold Belt. The specific objectives were: to inventory outcropping

lithologies in the study area; to assess the structural framework at meso- and microscopic

scales; to determine mineral parageneses and their relationship with the identified structures;

to discuss the tectonic implications associated with the identified structures and parageneses.

In order to collimate the proposed objectives, bibliographic research, field activities,

description of slides and microstructural analysis, structural analysis and data integration were

performed. Geological mapping, performed at a scale of 1:60,000, allowed the cartography of

the Serra da Garapa Formation and neighboring units. The mesoscale structural analysis

allowed the identification of four deformational phases: D1, represented by the foliation

S0//S1, which is observed in isoclinal, intrafolial and rootless folds formed during the later

phase; D2, represented by the foliation S0//S1//S2, by isoclinal, intrafolial and rootless folds

(F2) and by the stretching lineation Lx2; D3, represented by asymmetrical folds of various

types and crenulation folds and cleavage (S3); D4, represented by folds and by a flame-type

interference pattern, as well as destral-reverse shear zones. The microstructural analysis was

performed in aluminous schists of the Serra da Garapa Formation, where a metamorphic event

was inferred, with progressive and regressive phases. The progressive phase, with low

amphibolites facies and temperature between 670° C and 680° C, had garnet, quartz, pyrite,

hematite and staurolite as paragenesis and was in equilibrium until phase D2, or later. The

regressive phase, with greenschist facies with a maximum temperature of 670º C, had quartz

and chlorite as paragenesis. Regarding the structural complexity of the study area, the present

assay suggests a deepening of scientific investigations for neighboring areas.

Keywords: Serra da Garapa Formation, Deformation phases, Metamorphism and

Amphibolite.

viii

SUMÁRIO

ÍNDICE DE FIGURAS.............................................................................................................x

ÍNDICE DE FOTOS..............................................................................................................xiii

ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIA..................................................................................xiv

ÍNDICE DE TABELAS.........................................................................................................xvi

1. INTRODUÇÃO...................................................................................................................17

1.1. ASPECTOS INICIAIS...............................................................................................17

1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO..............................................................17

1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA......................18

1.4. OBJETIVOS................................................................................................................19

1.5. JUSTIFICATIVA........................................................................................................19

1.6. MÉTODO DE TRABALHO......................................................................................20

1.7. ORGANIZAÇÃO DA MONOGRAFIA...................................................................22

2. GEOLOGIA REGIONAL..................................................................................................23

2.1. INTRODUÇÃO...........................................................................................................23

2.2. EMBASAMENTO ARQUEANO-PALEOPROTEROZOICO DA PORÇÃO SUL

DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO

SETENTRIONAL...................................................................................................................24

2.2.1. Ortognaisses e migmatitos arqueanos.........................................................................24

2.2.2. Sequências Metavulcanossedimentares.......................................................................26

2.2.3. Granitóides Riacianos- Orosirianos............................................................................28

2.3. UNIDADES SEDIMENTARES E IGNEAS MESO E NEOPROTEROZÓICAS DO

CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO

SETENTRIONAL...................................................................................................................29

2.3.1. Rochas plutônicas félsicas e máficas............................................................................29

2.3.2. Supergrupo Espinhaço.................................................................................................31

2.3.3. Supergrupo São Francisco...........................................................................................33

2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA...........................................................................................35

3. MICROESTRUTURAS E PORFIROBLASTOS............................................................41

3.1. INTRODUÇÃO................................................................................................................41

3.2 MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM DEFORMAÇÃO...............................41

3.3 MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM RECRISTALIZAÇÃO......................43

3.4. FORMAÇÃO DOS PORFIROBLASTOS.....................................................................46

ix

4. PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DA FORMAÇÃO

SERRA DA GARAPA (GRUPO SANTO ONOFRE) NA REGIÃO DE CAETITÉ

...................................................................................................................................................51

4.1. INTRODUÇÃO...........................................................................................................51

4.2. A FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA NA ÁREA DE ESTUDO.............................52

4.2.1 Aspectos macroscópicos da Formação Serra da Garapa: litologias e estruturas....54

4.2.2. Fases deformacionais, estruturas associadas e modelo de evolução estrutural.......60

4.2.3 Petrologia e análise microestrutural dos metapelitos (xistos aluminosos)................62

4.3. RELAÇÃO DO CRESCIMENTO MINERAL COM AS FASES

DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS............................................................................82

4.4. PROVÁVEIS REAÇÕES METAMÓRFICAS ENVOLVIDAS NA FORMAÇÃO

DOS XISTOS ALUMINOSOS E ESTIMATIVA DE TEMPERATURA DO

METAMORFISMO................................................................................................................84

4.5. PROCESSOS DEFORMACIONAIS E MECANISMOS DE

RECRISTALIZAÇÃO EM QUARTZO...............................................................................87

4.6. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS...............................................................................88

5. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES.........................................................................93

6. REFERÊNCIAS..................................................................................................................94

ANEXO: MAPA GEOLÓGICO DA ÁREA DE ESTUDO..............................................103

x

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1.1– Mapa de localização da área de estudo..................................................................18

Figura 1.2– Mapa de localização dos afloramentos na área de estudo.....................................22

Figura 2.1- a) Mapa de situação do Cráton do São Francisco no Brasil. b) Mapa de localização

da área de estudo no contexto do Cráton do São Francisco.....................................................23

Figura 2.2- Mapa de localização dos ortognaisses / migmatitos e granitoides arqueanos a

paleoproterozoico do embasamento do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos do

Espinhaço Setentrional..............................................................................................................25

Figura 2.3- Distribuição das Sequências Metavulcanossedimentares (Greenstone Belts e

similares) na porção meridional da Placa Gavião. ..................................................................28

Figura 2.4– A) Contexto da porção setentrional Orógeno Araçuaí e do Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional; B) Mapa geológico simplificado dos

supergrupos Espinhaço e São Francisco...................................................................................30

Figura 2.5- Modelo proposto por Arcanjo et al. (2005) para a evolução arqueana e

paleoproterozoica do embasamento do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço

Setentrional ..............................................................................................................................36

Figura 2.6- Posição das placas durante e após a colisão paleoproterozoica.............................37

Figura 2.8- Evolução do Aulacógeno Paramirim......................................................................39

Figura 2.8- A: elementos da Bacia Macaúbas e seu cenário tectônico, vistos em mapa; B:

início da operação da tectônica do quebra-nozes, com o consumo forçado do assoalho da

porção oceânica da bacia precursora, visto em mapa; C: cartoon ilustrativo dos estágios (a)

colisional, por volta de 560 Ma, e (b) de colapso gravitacional, após escape lateral da porção

sul do orógeno, por volta de 500 Ma........................................................................................40

Figura 3.1- Modelo do mecanismo de difusão sólida por transferência de massa intracristalina

(Nabarro-Herring creep) causando mudança de forma dos grãos............................................42

Figura 3.2– Modelo esquemático mostrando oólitos cincundados por um fluido com atuação

de processo envolvendo transferência de solução.....................................................................43

Figura 3.3– Os três principais mecanismos de recristalização dinâmica na escala do grão.....44

Figura 3.4– Terminologia usada para o estudo dos porfiroblastos e sua relação com as

deformações .............................................................................................................................46

Figura 3.5– Diagrama ilustrando como um porfiroblasto de aluminossilicato pode crescer em

uma matriz rica em mica...........................................................................................................47

Figura 3.6- Esquema de representação de crescimento de porfiroblasto pré-, sin-, inter- e pós

tectônico ...................................................................................................................................49

xi

Figura 3.7– Modelo de crescimento rotacional de granada sin-tectônica.................................50

Figura 4.1- Mapa geológico regional com a localização da área de estudo..............................53

Figura 4.2- Diagrama de isodensidade polar da foliação S0//S1//S2..........................................56

Figura 4.3- Diagrama de pontos para a lineação de estiramento mineral Lx2...........................57

Figura 4.4- Diagrama de pontos para as linhas de charneiras Lb3............................................58

Figura 4.5- Diagrama para representação dos planos da foliação S3........................................58

Figura 4.6 – Modelo deformacional da área de estudo. ...........................................................61

Figura 4.7- Mapa microestrutural das fotomicrografias 4.2 e 4.3 mostrando a trajetória da

foliação S0//S1//S2 e a clivagem de crenulação anastomótica S3...............................................64

Figura 4.8- Relação entre a porcentagem de filossilicatos e a granulação do quartzo..............70

Figura 4.9- Relação entre quantidade de filossilicatos e a razão axial do quartzo em lâmina

que apresentam crenulação.......................................................................................................71

Figura 4.10- Relação entre quantidade de filossilicatos e razão axial do quartzo em lâminas

que não apresentam crenulação.................................................................................................71

Figura 4.11- Mapa microestrutural da trajetória da foliação interna (Si= S0//S1//S2) e da

foliação externa (Se= S0//S1//S2) ao redor da granada da fotomicrografia 4.16.......................74

Figura 4.12- Mapa microestrutural da granada (Grt) da fotomicrografia 4.17.........................75

Figura 4.13– Gráficos que representam a variação composicional do grão de granada

analisado nos xistos aluminosos da lâmina Riacho..................................................................77

Figura 4.14– Gráficos mostrando a variação composicional do grão de granada nos xistos

aluminosos da lâmina MPB-1...................................................................................................78

Figura 4.15- Mapa microestrutural de estaurolita com trajetória da foliação interna (Si =

S0//S1//S2) e externa (Se = S0//S1//S2) da fotomicrografia 4.18. Notar presença da clivagem de

crenulação S3.............................................................................................................................79

Figura 4.16– Gráfico de difratometria de Raio – X para grão de hematita em amostra de xisto

aluminoso (Amostra MPB, Coordenada 767211/843211, Datum WGS 84) ...........................80

Figura 4.17- Mapa microestrutural da fotomicrografia 4.20 mostrando clorita (Chl) marcando

foliação de plano axial da dobra de crenulação F3...................................................................81

Figura 4.18- Diagrama mostrando a interpretação para a idade relativa de crescimento

metamórfico dos minerais que compõem os xistos aluminosos estudados..............................83

Figura 4.19- Sequências de assembleias exibidas com uma sequência esquemática de

diagramas AFM no sistema KFMASH (sistema –AFM) ao longo de uma trajetória tipo-Ky de

metamorfismo...........................................................................................................................86

xii

Figura 4.20- Assembleias estáveis em rochas metapelíticas ricas em Fe (Modelo de sistema

KFMASH) ................................................................................................................................87

Figura 4.21- Mapa simplificado da porção sul do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos

Espinhaço Setentrional..............................................................................................................90

Figura 4. 22- Mapa com a distribuição das fácies do metamorfismo neoproterozoico............91

xiii

ÍNDICE DE FOTOS

Foto 4.1- Vista panorâmica do principal afloramento dos xistos aluminosos da Formação

Serra da Garapa. Riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA, (Ponto CNB1, coordenada 23L

767211/8432119, Datum WGS 84)..........................................................................................55

Foto 4.2- Bandamento composicional com xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa

intercalados com os quartzitos no riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA (Ponto CNB1,

coordenada 23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em planta..................................55

Foto 4.3- Xisto aluminoso no riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA (Ponto CNB1,

coordenada 23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em planta.................................55

Foto 4.4- Xistosidade S0//S1//S2 paralela ao bandamento composicional em xistos aluminosos

da Formação Serra da Garapa. Notar dobra intrafolial isoclinal e foliação S0//S1 sendo

transposta. (Ponto CNB1, coordenada 23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em

seção..........................................................................................................................................59

Foto 4.5- Dobras de crenulação desenvolvidas em xistos aluminosos da Formação Serra da

Garapa e clivagem de crenulação S3. (Ponto CNB1, coordenada 23L 767211/8432119, Datum

WGS 84). Visada em seção.......................................................................................................59

Foto 4.6– Dobras desarmônicas da fase D3. Notar foliação de plano axial S3 (Ponto CNB 18

coordenada 23L 763339/8427068, Datum WGS 84). Visada em planta..................................60

Foto 4.7– Zona de cisalhamento marcada pela foliação S0//S1//S2//S3//S4 (Ponto coordenada

CNB9 23 L 762790/8427234, Datum WGS 84). Visada em planta.........................................60

Foto 4.8- Mesoestrutura decussada marcada pela estaurolita sem orientação preferencial. Foto

de amostras no afloramento riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA (Ponto CNB1, coordenada

23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em planta ....................................................67

xiv

ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIA

Fotomicrografia 4.1- Mosaico mostrando aspecto geral da trama metamórfica-deformacional

dos xistos aluminosos. Notar a presença de porfiroblasto de granda parcialmente substituído

por quartzo, inclusive com a presença de um pseudomorfo.....................................................63


dos xistos aluminosos................................................................................................................63


dos xistos aluminosos................................................................................................................64

Fotomicrografia 4.4- Microestrutura granoblástica granular a poligonal associada com o

quartzo (Qtz).............................................................................................................................65

Fotomicrografia 4.5- Mosaico mostrando microestrutura poiquiloblástica helicítica em

granada caracterizada pelas inclusões de quartzo e minerais opacos orientados

preferencialmente......................................................................................................................65

Fotomicrografia 4.6- Mosaico com microestrutura lepidoblástica, formada pela orientação

preferencial da moscovita e biotita, e nematoblástica, marcada pela orientação dos grãos

alongados de quartzo. À esquerda, notar foliação S0//S1 sendo transposta pela foliação

S0//S1//S2....................................................................................................................................66

Fotomicrografia 4.7- Mosaico mostrando sombra de pressão simétrica composta por quartzo

ao redor de porfiroblasto de granada.........................................................................................66

Fotomicrografia 4.8- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita em dobra intrafolial.

Nota-se este mineral transformando em clorita nas bordas......................................................68

Fotomicrografia 4.9- Xistosidade S0//S1//S2 marcada pela orientação preferencial de

moscovita (Ms) e biotita (Bt).............................................................................................................68

Fotomicrografia 4.10- Mosaico mostrando xistosidade marcada pela orientação preferencial

de moscovita, biotita e minerais opacos (Mo, pirita e hematita) .............................................68

Fotomicrografia 4.11 - Grãos de quartzo (Qtz) concentrados na charneira da dobra (F3)........69

Fotomicrografia 4.12- Mosaico mostrando clivagem de crenulação anastomótica S3 marcada

por filossilicatos. Notar desvio da S3 ao redor da estaurolita (St) mimética.............................69

Fotomicrografia 4.13– Moscovita (Ms) dispersa na matriz......................................................72

Fotomicrografia 4.14- Contatos bastante irregulares entre a granada (Grt) e o quartzo (Qtz)

que podem indicar reação de desestabilização da granada.......................................................72

xv

Fotomicrografia 4.15- Mosaico mostrando porfiroblasto de granada (Grt) com pseudomorfo

(A). Notar continuidade entre a foliação externa (Se = S0//S1//S2) e a foliação interna (Si =

S0//S1//S2) e suve desvio da foliação externa com relação ao porfiroblasto.............................73

Fotomicrografia 4.16- Granada (Grt) com inclusões helicíticas de quartzo (Qtz) e minerais

opacos (Mo). Notar desvio da foliação externa (Se= S0//S1//S2) e a foliação interna (Si=

S0//S1//S2). ................................................................................................................................74

Fotomicrografia 4.17- Mosaico mostrando granada (Grt) com dois padrões de inclusão:

helicítico no centro e dobrado na borda. Notar presença de pseudomorfos de granada no

centro do grão............................................................................................................................75

Fotomicrografia 4.18- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita (St) com foliação

interna (Si= S0//S1//S2) plana e externa (Se= S0//S1//S2) dobrada. Notar presença da clivagem

de crenulação S3........................................................................................................................79

Fotomicrografia 4.19- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita (St) com inclusões

retas e foliação externa (Se= S0//S1//S2). Notar associação deste mineral com grãos

esqueletiformes de clorita, sugerindo reação entre esses minerais...........................................80

Fotomicrografia 4.20- Clorita (Chl) marcando a foliação S3....................................................81

Fotomicrografia 4.21- Clorita (Chl) pseudoinclusa na granada (Grt).......................................82

Fotomicrografia 4.22– Contato levemente suturado entre a clorita (Chl) e a granada (Grt)...82

Fotomicrografia 4.23- Clorita (Chl) com geminação polissintética.........................................82

xvi

ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 2.1- Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço na

Chapada Diamantina ................................................................................................................33

Tabela 2.2– Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço na

serra do Espinhaço Setentrional................................................................................................33

Tabela 3.1- Característica comuns para porfiroblastos pré, sin e pós-tectonicos. Si – foliação

interna; Se – foliação externa ...................................................................................................49

Tabela 4.1- Composição mineralógica modal dos xistos aluminosos da Formação Serra da

Garapa, Grupo Santo Onofre....................................................................................................62

Tabela 4.2– Resumo dos dados microquímicos obtidos para o grão de granada na lâmina

Riacho.......................................................................................................................................76

Tabela 4.3– Resumo dos dados microquímicos obtidos para o grão de granada na lâmina

MPB – 1 ...................................................................................................................................76

17

1. INTRODUÇÃO

1.1. ASPECTOS INICIAIS

O Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (PEDROSA SOARES et al., 2001) é uma feição

resultante do fechamento de uma bacia marinha interior (island-sea basin), denominada

Macaúbas, que desenvolveu-se na forma de um amplo golfo circundado pelo paleocontinente

São Francisco-Congo (QUEIROGA et al., 2007, PEDROSA SOARES; ALKMIM, 2011)

durante o Neoproterozoico. De acordo com Roger e Santosh (2004) essa megaestrutura pode

ser classificada com um Orógeno Confinado desenvolvido internamente a um

paleocontinente. Esse aspecto torna o Orógeno Araçuaí-Oeste Congo uma feição singular no

mundo.

A porção setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (sensu PEDROSA-SOARES

et al., 2007) compreende os cinturões de dobramentos e cavalgamentos Espinhaço

Setentrional e Chapada Diamantina, assim como parte da porção sul do denominado Bloco

Gavião por Barbosa e Sabaté (2003). Juntos, esses cinturões formam o Corredor do

Paramirim (ALKMIM; BRITO NEVES; ALVES; 1993), que representa a zona de máxima

inversão do Aulacógeno do Paramirim (sensu PEDROSA-SOARES et al., 2001). Esses

cinturões desenvolvem-se deformando rochas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco

(sensu SCHOBBENHAUS, 1996, DANDERFER; DARDENNE, 2002, ALKMIM;

MARTINS NETO, 2011, ALKMIM, 2012), assim como unidades metavulcanossedimentares

Licínio de Almeida, ao sul, e Boquira, ao norte, além de ortognaisses e migmatitos do

Complexo Gavião e as rochas da Suíte Intrusiva Lagoa Real.

Esse trabalho tem como tema as deformações e paragêneses minerais metamórficas

neoproterozóicas da Formação Serra da Garapa no Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. Pretende-se colaborar com o avanço do estudo

científico sobre a propagação das deformações e metamorfismo na porção setentrional do

Orógeno Araçuaí-Oeste Congo.

1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO

A área de estudo localiza-se no oeste da Bahia, nas cercanias da cidade de Caetité. A

cidade de Caetité dista 650 Km de Salvador. O principal acesso se faz partindo da capital

18

baiana seguindo pela BR – 324 até Feira de Santana, em seguida pela BR-116. Logo depois

toma-se a BA-250 e, posteriormente, a BA-026 e a BR-407 e segue por esta até o

entroncamento com a BA-262. A partir daí segue para a cidade de Brumado pela BA–940 e

toma a BR-030 até a cidade de Caetité (Figura 1.1). O afloramento principal da área de estudo

dista 12 km a oeste da cidade de Caetité e localiza-se no riacho Moita dos Porcos. O seu

acesso é feito por via não pavimentada.

Figura 1.1– Mapa de localização da área de estudo. Fonte: IBGE, 2007.

1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA

O Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional é uma das

feições mais importantes da porção norte do Orógeno Araçuaí e compreende, principalmente,

unidades dos supergrupos Espinhaço e São Francisco (sensu SCHOBBENHAUS, 1996,

DANDERFER; DARDENNE, 2002, ALKMIM; MARTINS NETO, 2011, ALKMIM, 2012,

dentre outros), assim como o seu substrato mais antigo do que 1.8 Ga. Dentre as unidades que

a constituem, tem-se a Formação Serra da Garapa, que aflora com orientação geral N-S. Com

relação à deformação, em geral, as rochas metassedimentares da Formação Serra da Garapa

estão intensamente deformadas nas proximidades das zonas de cisalhamento as que limitam

19

com as unidades mais antigas do que 1.8 Ga e longe dessas zonas predominam dobras com

amplitudes e comprimento de ondas regionais. Entretanto, a sudoeste da cidade de Caetité

tem-se um contexto muito mais complexo de deformação.

Em geral, no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional as

rochas da Formação Serra da Garapa encontram-se com paragêneses metamórficas de fácies

xisto verde baixo a anquimetamorfismo (ROCHA; SOUZA; GARRIDO, 1998). Entretanto,

na região a sudoeste da cidade de Caetité, essa formação apresenta uma ampla área de

afloramento com a presença de minerais como granada, estaurolita e biotita.

A partir dessas observações, algumas questões podem ser levantadas e nortearam esse

trabalho: qual o arcabouço estrutural da Formação Serra da Garapa na região a sudoeste da

cidade de Caetité? Qual a paragênese metamórfica dessas rochas? Qual a relação entre a

paragênese metamórfica e as estruturas deformacionais? Responder a essas perguntas

representa dar um importante passo na caracterização do sistema tectônico em questão, assim

como responder uma das maiores controvérsias da literatura baiana, que é sobre as

características e extensão das deformações e metamorfismo neoproterozoico no Corredor do

Paramirim e, portanto, o limite setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo.

1.4. OBJETIVOS

O objetivo geral desse trabalho é contribuir com o estudo da evolução tectônica

neoproterozoica da Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre) na porção sul do

Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional.

Como objetivos específicos, têm-se:

a) inventariar as litologias aflorantes na área de estudo;

b) levantar o arcabouço estrutural nas escalas meso e microscópica;

c) determinar as paragêneses minerais e a relação com as estruturas

deformacionais identificadas; e

d) discutir as implicações tectônicas associadas com as estruturas e paragêneses

identificadas.

1.5. JUSTIFICATIVA

O Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional vem sendo alvo

de pesquisa desde a década de 1980 e inúmeros trabalhos já foram realizados com foco na

20

cartografia e na análise metalogenética, podendo ser citados Moraes, Martins e Sampaio

(1980), Souza et al. (1990), Rocha, Souza e Garrido (1998), Cruz et al. (2009), dentre outros.

Entretanto, com relação às deformações poucos foram os estudos de detalhes nesse cinturão.

A presença de granada e estaurolita, metamórficos e não detríticos, em rochas da Formação

Serra da Garapa levantam a curiosidade sobre as condições tectônicas que levaram à formação

desses minerais. Nesse sentido, essa monografia pretende colaborar sobre o entendimento da

evolução geológica dessa formação à luz das deformações neoproterozoicas do Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, na porção norte do Orógeno Araçuaí-

Oeste Congo.

1.6. MÉTODO DE TRABALHO

Para colimar os objetivos propostos foram realizadas as seguintes atividades:

a) levantamento bibliográfico- nessa fase realizou-se leitura de livros,

dissertações, monografias, teses, artigos científicos e resumos de congressos que versaram

sobre a área de estudo e sobre aspectos relacionados com análise microestrutural;

b) trabalhos de campo- nessa fase foram realizadas seções regionais visando o

entendimento da relação estrutural e metamórfica entre a Formação Serra da Garapa e suas

encaixantes e o mapeamento geológico. Para o mapeamento utilizou-se fotos aéreas e mapa

base na escala na escala 1:60.000, além de lupa, martelo, caderneta de campo, estereoscópio e

bússola. Nessa fase também procedeu-se a coleta das amostras para os estudos analíticos

dessa monografia e para a análise estrutural. Os trabalhos totalizaram 22 dias efetivos.

Especificamente na área de estudo foram visitados 18 afloramentos (Figura 1.2).

c) análise estrutural: essa fase foi realizada utilizando o método clássico de

posicionamento espacial das estruturas identificadas em campo, ou seja, na mesoescala, assim

como o estudo microestrutural. Os dados de campo foram tratados utilizando-se o

geosoftware Stereonett® (for Windows) (DUYSTER, 2000).

d) estudo petrográfico e análise microestrutural– esses estudos foram realizados

através de 3 seções delgadas polidas e 9 seções delgadas simples, totalizando 12 laminas no

Laboratório Mineralogia Ótica e Petrografia do Instituto de Geociências da Universidade

Federal da Bahia. O microscópio utilizado foi um microscópio binocular da marca Olympus

(modelo BX41). Durante a análise microestrutural foram identificadas as microestruturas

existentes, assim como os minerais envolvidos e a sua relação com as foliações

deformacionais.

21

e) estudos microquímicos– esses estudos foram realizados pela orientadora do

trabalho através de Microssonda Eletrônica CAMECA SX-100 da Universidade Blaise Pascal

(Clermont-Ferrand França), que é equipada com quatro espectrômetros WDS (Wavelength

Dispersive X-ray Spectroscopy) e doze cristais analisadores de difração, que permite a análise

química pontual e quantitativa dos elementos contidos nos minerais, bem como fornece

imagens de elétrons secundários (SE) e retroespalhados (BSE) por Microscopia Eletrônica de

Varredura-MEV. As condições de operação são de 15 kV, 15 nA, com diâmetro do feixe

incidente variando entre 5 e 10 μm. Granada e estaurolita foram analisados para essa

monografia. A classificação da granada foi realizada utilizando-se uma planilha Excel, que foi

fornecida pelo Laboratório de Microssonda Eletrônica da Universidade de Brasília.

f) identificação de mineral pelo método de Difratometria de Raio X- essa

identificação ocorreu no Laboratório de Difratometria de Raio X do Instituto de Geociências

da Universidade Federal da Bahia, que é equipado com um Difratômetro, composto por um

tubo catódico, alimentado por uma fonte de corrente de 20 a 50 KV e 15 amp e refrigerado

por meio de água ou ar aplicado ao tocador de calor. A preparação ocorreu por meio da

separação, moagem e montagem da lâmina. Em seguida a lâmina foi levada ao Difratômetro.

A hematita foi identificada nessa análise.

g) Integração dos dados e elaboração da monografia: com os dados organizados, pode-se

elaborar a monografia.

22

Figura 1.2– Mapa de localização dos afloramentos na área de estudo. Fonte do mapa base: IBGE, 2007.

1.7. ORGANIZAÇÃO DA MONOGRAFIA

Essa monografia está dividida em cinco seções. A primeira apresenta a introdução,

com apresentação da área de estudo, dos objetivos e problema, da justificativa e do método de

trabalho. A segunda apresenta a geologia regional e a terceira o arcabouço teórico em que são

tratados aspectos relacionados com microestruturas e porfiroblastos. Na quarta seção são

apresentados os resultados da análise estrutural multiescalar e o estudo petrológico, assim

como as discussões. Na quinta são apresentadas as conclusões.

23

2. GEOLOGIA REGIONAL

2.1. INTRODUÇÃO

O Corredor do Paramirim (ALKMIM; BRITO NEVES; ALVES; 1993) possui

orientação geral NNW-SSE e nas suas terminações a norte e a sul interage com as faixas

orogênicas Rio Preto e Araçuaí, respectivamente, o que dá origem a domínios de grande

complexidade estrutural (CRUZ et al., 2012) (Figura 2.1).

Figura 2.1- a) Mapa de situação do Cráton do São Francisco no Brasil. b) Mapa de localização da área de estudo

no contexto do Cráton São Francisco. BG: Bloco Gavião, BJ: Bloco Jequié, BS: Bloco Serrinha, BISC: Bloco

Itabuna Salvador Curaçá, FB: Faixa Brasília, FRP: Faixa Rio Preto, FRPT: Faixa Riacho do Pontal; FS: Faixa

Sergipana, FA: Faixa Araçuaí (Modificado de ALKMIM; BRITO NEVES; ALVES, 1993).

24

Essa mega feição tectônica representa a zona de máxima inversão neoproterozoica do

Aulacógeno do Paramirim, que se desenvolveu entre 1.75 e 0.67 Ga (PEDROSA SOARES;

ALKMIM, 2011). Além dos Cinturões de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço

Setentrional e Chapada Diamantina Ocidental, esse corredor engloba rochas plutônicas ácidas

e básicas intrusivas de idades paleo, meso e neoproterozoica, bem como gnaisses-

migmatíticos e sequências metavulcanossedimentares mais velhas que 1.8 Ga que compõe a

Paleoplaca Gavião, correspondente, in totum, ao Bloco Gavião de Barbosa e Sabaté (2002,

2004).

O setor do Corredor do Paramirim em que o embasamento mais antigo do que 1.8 Ga

foi envolvido na deformação dos supergrupos Espinhaço e São Francisco foi inserido na

porção setentrional do Orógeno Araçuaí (Modificado de CRUZ et al. 2012).

A área de estudo está inserida no contexto tectônico da porção sul do Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, um dos componentes do Corredor do

Paramirim e da porção setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo. Como um todo, esse

cinturão apresenta uma extensão de, aproximadamente, 500 km, entre as cidades de Caetité e

Ibotirama, e continua em direção a sul constituindo o Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Meridional. A delimitação entre esses dois cinturões é geográfica e

marcada pelos limites políticos entre os estados da Bahia e Minhas Gerais. Logo, em

conjunto, representam uma única unidade tectônica, cuja história evolutiva ainda carece de

estudos científicos.

2.2. EMBASAMENTO ARQUEANO-PALEOPROTEROZOICO DA

PORÇÃO SUL DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS

ESPINHAÇO SETENTRIONAL

Compreende as rochas da porção meridional da Placa Gavião, sendo constituído,

principalmente, por ortognaisses tonalíticos-granodioríticos com enclaves anfibolíticos, às

vezes migmatizados, além de sequências metavulcanossedimentares e granitoides riacianos –

orosirianos (ARCANJO et al., 2000, CRUZ et al., 2009). Localmente, podem ser encontrados

ortognaisses charnockíticos (ARCANJO et al., 2000).

2.2.1. Ortognaisses e migmatitos arqueanos

Baseado em dados U-Pb (zircão) de diversos autores, Barbosa, Sabaté e Leite (2001)

identificaram três grupos de ortognaisses na porção meridional da Placa Gavião (Figura 2.2).

25

Figura 2.2- Mapa de localização dos ortognaisses / migmatitos arqueanos e granitoides arqueanos a

paleoproterozoicos do embasamento do Cinturão de dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional

(Modificado de BARBOSA et al., 2012).

26

De acordo com Barbosa, Cruz e Souza (2012), o primeiro grupo compreende rochas

entre 3.4 e 3.2 Ga. Com os trabalhos de Santos Pinto et al. (2012) o limite desse grupo pode

ser estendido para 3.5 Ga. Nesse grupo estão os protólitos dos ortognaisses Sete Voltas, Boa

Vista-Mata Verde, Bernada, Aracatu (primeira geração, sensu BARBOSA; CRUZ; SOUZA

2012), Mariana (primeira geração, sensu BARBOSA; CRUZ; SOUZA 2012). Em geral, são

de composição tonalítica a granodiorítica, calcioalcalinos, com TDM variando entre 3.33 e

3.66 Ga e εNd variando entre -2.9 e +3.0 (BARBOSA et al., 2012). De acordo com Santos-

Pinto et al. (1996), a geração dessas rochas ocorreu por fusão parcial de basaltos toleíticos

deixando anfibolitos com granada ou eclogito como resíduo.

O segundo grupo, com idades entre 3.2 e 3.1 Ga, é representado pelos granitoides

mesoarqueanos Sete Voltas (segunda geração, sensu BARBOSA et al., 2012), Lagoa do

Morro, Serra do Eixo, Lagoa da Macambira, Serra dos Pombos e Malhada das Pedras. Em

geral, são de composição granodiorítica, calcialcalinos, com TDM variando entre 3.27 e 3.75

Ga e εNd variando entre -5,6 e 0,3.

O terceiro grupo compreende rochas com idades entre 2.8 e 2.7 Ga, sendo

representados pelos protólitos dos ortognaisses Sete Voltas (terceira geração, sensu

BARBOSA; CRUZ; SOUZA 2012) e Pé de Serra – Maracás, bem como pelos granitoides

Caraguataí e Serra do Eixo (segunda geração sensu BARBOSA; CRUZ; SOUZA 2012).

Tratam-se de rochas de composição granítica a sieníticas, alcalinas à sub-alcalinas, com TDM

variando entre 3,1 e 3,4 Ga e εNd entre -4,0 e -5,0 (SANTOS PINTO et al., 1998, CRUZ et

al., 2012).

2.2.2. Sequências Metavulcanossedimentares

Essas sequências ainda são pouco estudadas do ponto de vista petrológico, estrutural e

geocronológico. Na porção meridional da Placa Gavião ocorrem os Greenstones Belts- GB

Umburanas, Ibitira-Ubiraçaba, Brumado, Guajeru, Riacho de Santana e Boquira, além das

sequências similares Urandi, Contendas-Mirante e Licínio de Almeida (SILVA; CUNHA,

1999) (Figura 2.3). Essas seqüências ocorrem deformadas e metamorfizadas nas fácies xisto

verde à anfibolito médio (CUNHA; BARBOSA; MASCARENHAS, 2012). Tendo em vista o

ambiente litológico, estrutural e geotectônico e suas histórias de exploração mineral, essas

sequências são potenciais hospedeiros de depósitos de metais base que podem vir a ser

economicamente importantes (SILVA; CUNHA, 1999). De uma maneira geral, na base

dessas sequências ocorrem rochas metamáficas e itabiritos (Urandi, Ibitira-Ubiraçaba) com

27

alguns metakomatiítos (Umburanas e Riacho de Santana) e metavulcânicas félsicas

(Contendas-Mirante) que são sucedidas por rochas metassedimentares epiclásticas.

Dentre as sequências similares do embasamento do Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, destaca-se a Sequência Metavulcanossedimentar

Caetité-Licínio de Almeida (CRUZ et al., 2009), que compreende uma faixa de metamorfitos

com orientação geral N-S e situa-se entre as cidades homônimas a norte e sul,

respectivamente. As unidades dessa sequência fazem contato a oeste com as rochas do

Supergrupo Espinhaço através da Zona de Cisalhamento Carrapato (GUIMARÃES; CRUZ;

ALKMIM, 2012). Nessa seqüência, Cruz et al. (2009) e Borges (2012) descrevem: (i)

anfibolitos (rochas sub-vulcânicas máficas) e xistos máficos (rochas metavulcânicas máficas),

que são encontrados sob a forma de lentes poucos espessas e intercaladas tectonicamente em

xistos aluminosos/metapelitos; (ii) rochas calcissilicáticas bandadas, por vezes

manganesíferas, destacando-se níveis com proporções variadas de espesartita, hornblenda,

tremolita-actinolita, biotita, epidoto, quartzo, calcita e clorita; (iii) mármores com hornblenda

e calcita; (iv) mármores manganodolomíticos; (v) xistos aluminosos/metapelitos, sendo

formados por domínios ricos em biotita, quartzo, moscovita, calcita, estaurolita, cianita,

almandina, minerais opacos, clorita e epidoto; (vi) quartzitos com moscovita e cianita; (vii)

itabiritos; e (viii) filitos ricos em manganês.

Os poucos dados disponíveis para os GB e sequências similares revelam uma idade

arqueana para essas rochas. Bastos Leal et al. (1998) obtiveram a idade de 3.147+-16 Ma (U-

Pb, SHRIMP) em zircões detríticos coletados em quartzitos que estão superpostos aos

metakomatiítos e aos metabasaltos da base do GB Umburanas. Por sua vez, para uma amostra

de metandesito da unidade intermediária dessa sequência, Bastos Leal et al. (2003) obtiveram

idade 2.744 +- 15 Ma (Pb/Pb evaporação de zircão). Esse dado foi interpretado como sendo a

idade de cristalização magmática dessas rochas.

Em gnaisses do Greenstone Belt Riacho de Santana, Silveira e Garrido (2000)

encontraram uma idade modelo (TDM) de 3.0 Ga. Por sua vez, metabasalto do GB Riacho de

Santana revelou idades modelo (TDM) de 3.201 +-102 Ma. Esses autores interpretaram essa

idade como a de cristalização dessas rochas.

Para a Sequência Metavulcanossedimentar Contendas-Mirante ainda existem

controvérsias sobre sua classificação como Greenstone Belt, principalmente devido a grande

diferença de idade entre as suas formações. Marinho (1991) e Marinho et al. (1994) obtiveram

idade U-Pb de 3.3 Ga de rochas basálticas toleíticas (Formação Jurema Travessão) da unidade

inferior. Na unidade média, esses autores obtiveram idade Pb-Pb de 2.5 Ga para rochas

28

vulcânicas calcialcalinas intercalados nos xistos da Formação Mirante. Adicionalmente,

obtiveram idade Rb/Sr de 2,0 Ga para rochas metapelíticas. Essa idade foi interpretada como

associada ao metamorfismo da sequência. Uma idade modelo (TDM) obtida para essas

mesmas rochas foi de 2.5 Ga. Em zircão detrítico de leitos conglomeráticos da unidade

superior do Contendas-Mirante, Nutman, Cordani e Sabaté (1994), Nutman e Cordani (1994)

obtiveram idade de 2.15 e 1.90 Ga.

Figura 2.3- Distribuição da Sequencias Metavulcanossedimentares (Greenstone Belts e similares) na porção

meridional da Placa Gavião (Modificado de SILVA; CUNHA, 1999).

2.2.3. Granitoides Riacianos- Orosirianos

De acordo com Barbosa et al. (2012) no embasamento imediatamente a leste e a oeste

do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional já foram

individualizados 20 granitóides riacianos-orosirianos (Figura 2.2). Os corpos são intrusivos

29

nos Greenstone Belts e nos terrenos gnáissico-migmatíticos arqueanos. Em geral, para

Barbosa et al. (2012) predominam granitos, mas sienitos, monzonitos podem ocorrer. A

química principal é calcioalcalina, mas shoshonitos ocorrem na região de Guanambi. De

acordo com Menezes Leal et al. (2005) alguns destes plutonitos apresentam mineralogia,

natureza química e isotópica típicas de granitoides formados a partir de reciclagem da crosta

continental. Os valores de εNd variando entre -5.8 e -14 corroboram essa hipótese

(BARBOSA et al., 2012b). De acordo com esses autores, o desenvolvimento deste

magmatismo estaria associada a colisão das placas Gavião e Jequié que ocorreu cerca de 2,0

Ga, no final do Paleoproterozoico.

2.3. UNIDADES SEDIMENTARES E IGNEAS MESO E NEOPROTEROZÓICAS DO

CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO

SETENTRIONAL

Nessa seção serão tratadas as rochas de preenchimento do Aulacógeno do Paramirim.

2.3.1. Rochas plutônicas félsicas e máficas

Como representante das rochas plutônicas félsicas, tem-se a Suíte Intrusiva Lagoa

Real (Figura 2.4), que compreende os granitoides São Timóteo e Jurema, que foram

gnaissificados e milonitizados em zonas de cisalhamento dextrais e reversas dextrais, de idade

neoproterozoica (CRUZ; ALKMIM; MARTINS 2007). As rochas dessa suíte exibem os

efeitos de intensa alteração hidrotermal de alta temperatura, que produziu corpos tabulares de

albititos (LOBATO et al., 1982, CRUZ; ALKMIM; MARTINS, 2007, dentre outros). Os

granitoides possuem composição monzonítica, sienítica, sienogranítica, álcali-

feldspatossienítica, quartzo-álcali feldspatossienítica e álcali-feldspatogranítica (CRUZ;

ALKMIM; MARTINS, 2007).

Além disso, segundo esses autores, rochas dioríticas também são encontradas. Os

granitoides são rochas metaluminosas com forte fracionamento de Elementos Terras Raras

pesadas e anomalia fortemente negativa de európio, com assinatura química compatível com

as de rochas alcalinas de ambiente intraplaca continental (MACHADO, 2008). Cruz, Alkmim

e Martins (2007) realizaram datações em titanitas de uma amostra de ortognaisse Lagoa Real

e obteve uma idade 207

Pb/206

Pb de 1.743+/-28 Ma e admitem que essa seja a idade mínima

para a cristalização das titanitas e do protólito desses metamorfitos. Para amostras do

granitoide São Timóteo, idades próximas a esta foram encontradas por Turpin, Maruéjol e

30

Cuney (1988), Cordani et al. (1992), Pimentel, Machado e Lobato (1994) utilizando o método

U-Pb (zircão).

Figura 2.4– A) Contexto da porção setentrional do Orógeno Araçuaí e do Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Setentrional; B) Mapa geológico simplificado dos supergrupos Espinhaço e São

Francisco e da Suíte Intrusiva Lagoa Real. SOA- Setor Setentrional do Orógeno Confinado Araçuaí, CSF-

Cráton do São Francisco, SE- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, CDO-

Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Chapada Diamantina Ocidental, CDOr- Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Chapada Diamantina Oriental. (Modificado de CRUZ et al., 2012).

31

Com relação às plutônicas máficas, essas rochas ocorrem como diques e sills que

intrudem o Supergrupo Espinhaço e o embasamento arqueano do Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. Guimarães, Santos e Melo (2005) e Brito (2008)

distinguiram dois conjuntos de rochas: (i) leucogabro cinza escuro a cinza esverdeada, fino,

foliado e deformado; e (ii) gabros isotrópicos, cinza escuro e verde, de granulação média a

grossa, não deformados. São rochas toleíticas continentais, compatíveis com magmatismo de

uma fase inicial de rifte e induzida pela atuação de plumas mantélicas (TEIXEIRA, 2008).

Loureiro et al. (2008) realizaram análises U-Pb (Laser Ablation, zircão) em gabros

intrusivos e revelaram idade de 1492+/- 16 Ma. Outra idade U-Pb (Laser Ablation, zircão) em

zircões de um sill aflorante na cidade Gentio do Ouro revelou idade de 934 Ma, que indica um

magmatismo toniano na região. Em diques de rocha máfica na porção norte do Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, Danderfer et al. (2009) obtiveram

outra idade toniana de 850 Ma.

2.3.2. Supergrupo Espinhaço

Na Bahia, as rochas desse supergrupo afloram nos Cinturões de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina (Figura 2.4). Diversas

propostas já foram publicadas para o empilhamento litoestratigráfico dessa unidade nesses

cinturões (Tabela 2.1). Para a calha precursora do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos

Chapada Diamantina, Guimarães, Santos e Melo (2005) reconheceram duas bacias distintas.

A primeira, do tipo rifte, foi preenchida pelos derrames e rochas sedimentares dos grupos Rio

dos Remédios, Paraguaçu e Oliveira dos Brejinhos. A segunda, do tipo sinéclise, teria sido

preenchida pelas unidades sedimentares do Grupo Chapada Diamantina. Uma descrição

pormenorizada desses grupos pode ser observada em Guimarães, Cruz e Alkmim (2012).

Por sua vez, o empilhamento estratigráfico desse supergrupo no Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional ainda é matéria de controvérsia

(Tabela 2.2). Rocha, Souza e Garrido (1998) adotaram a denominação de Barbosa e

Dominguez (1996), que dividiram o Supergrupo Espinhaço nos Grupos Borda Leste e Serra

Geral. O Grupo Borda leste seria representado pela Formação Mosquito, que consistiria de

quartzitos com intercalação de xistos com granada e cianita. O Grupo Serra Geral seria

representado, da base para o topo, pelas formações: (i) Salto, que é constituída de quartzito

médio a fino; (ii) Sítio Novo, composta por quartzitos finos, associados a filitos granadíferos

32

avermelhados; e (ii) Santo Onofre, composta por filitos predominantemente e quartzitos

subordinadamente.

Por outro lado Danderfer (2000) e Danderfer e Dardenne (2002) individualizaram, da

base para o topo, a Formação Bom Retiro, o Grupo São Marcos, que é subdividido nas

formações Riacho do Bento, Mosquito e Fazendinha, e o Grupo Sítio Novo, que é subdividido

nas formações Veredas, Viramundo e Garapa. Para estes autores, a bacia que abrigou os

sedimentos do Supergrupo Espinhaço possui uma evolução descontínua (no sentido

temporal), policíclica (no sentido estratigráfico) e poliistórica, alternando episódios de

regimes tectônicos distintos ao longo do tempo. Além disso, o Grupo Sítio Novo de Rocha

(1998), que é correlacionado ao Grupo Santo Onofre de Schobbenhaus (1996), seria de idade

toniana.

Loureiro et al. (2008) propuseram a seguinte subdivisão, da base para o topo: (i)

Formação Algodão; (ii) Grupo Oliveira dos Brejinhos, que é subdividido nas formações São

Simão, Pajeú e Sapiranga; (iii) Grupo São Marcos, que é composto pelas formações Bomba,

Bom Retiro, Riacho do Bento e Mosquito; e (iv) Grupo Santo Onofre, que é subdividido nas

formações Fazendinha, Serra da Vereda, Serra da Garapa e Boqueirão. Também nesse caso,

uma descrição detalhada dessas unidades pode ser encontrada em Guimarães, Cruz e Alkmim

(2012) (Tabela 2.2).

Uma descrição sucinta dessas unidades será apresentada na seção 4 dessa monografia.

Baseando-se nos dados geocronológicos U-Pb (zircão detritico, SHRIMP) Chemale-Júnior et

al. (2011) e de Babinsky et al. (2011) para unidades correlatas ao Grupo Santo Onofre no

Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Meridional, Alkmim e Martins-Neto

(2011), Pedrosa Soares e Alkmim (2011) e Alkmim (2012) propuseram que as unidades do

Grupo Santo Onofre sejam deslocadas para o Supergrupo São Francisco. Essa será a hipótese

de posicionamento estratigráfico adotada nesta monografia para essa unidade. Logo,

considera-se que no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, o

Supergrupo Espinhaço tem uma evolução desde 1.7 Ga, no Estateriano, a 1.5 Ga, no

Caliminiano. De acordo com Alkmim e Martins-Neto (2011) e Guimarães, Cruz e Alkmim

(2012), 1.5 Ga corresponde a idade das unidades de topo do Grupo Chapada Diamantina

(Tabela 2.1), que seria correlacionada com o Grupo São Marcos (Tabela 2.2).

33

Tabela 2.1- Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço no Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Chapada Diamantina (Modificado de GUIMARÃES; CRUZ; SOUZA, 2012).

Tabela 2.2– Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço no Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional (Modificado de GUIMARÃES; CRUZ; SOUZA, 2012).

2.3.3. Supergrupo São Francisco

No Corredor do Paramirim, esse supergrupo aflora na Chapada Diamantina e na Serra

do Espinhaço Setentrional. Na região da Chapada Diamantina é representado pelo Grupo Una

que divide-se nas formações Bebedouro e Salitre (BARBOSA; DOMINGUEZ, 1996). A

Formação Bebedouro consiste em cinco litofácie: (i) diamictitos polimíticos e níveis de

arenito, (ii) pelitos; (iii) arenitos; (iv) arcóseos; e (v) calcarenitos e dolarenitos impuros

(GUIMARÃES; CRUZ; ALKMIM, 2012). Esta formação foi interpretada por estes autores

como associada com uma sedimentação glaciclástica neoproterozóica, de ambiente

34

plataformal glaciomarinho proximal, que foi retrabalhada por eventos de tempestade sob

condição climática severa. Além disso, seria correlacionável com as unidade glaciais do

Grupo Macaúbas com idade máxima de 900 Ma (U-Pb, zircão, SHRIMP) (BABINSKY et al.,

2011). Os dados geocronológicos Rb/Sr, K-Ar e Sr/Sr obtidos por Brito Neves, Cordani e

Torquato (1980) e Macedo e Bonhome (1981, 1984) sugerem uma idade de deposição para a

Formação Bebedouro entre 1000 e 900 Ma.

Por sua vez, a formação Salitre é constituída por litofácies carbonáticas e siliciclásticas

formadas por laminito algal, calcilutito, calcissiltito com níveis de calcarenitos, dolarenitos e

estromatólitos colunares, além de arenitos, siltitos e argilitos (GUIMARÃES; CRUZ;

ALKMIM, 2012). O ambiente de sedimentação para essa formação teria sido uma plataforma

carbonática no ambiente de planície de maré (LOUREIRO et al., 2008). A idade máxima para

deposição da Formação Salitre é em torno de 790 Ma (MISI; VEIZER, 1996).

Barbosa e Dominguez (1996) consideram que a deposição do Supergrupo São

Francisco no contexto da bacia precursora do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos

Chapada Diamantina está relacionada a uma glaciação cujo registro é descontínuo e

evidenciado essencialmente por diamictito de pequena espessura correspondentes a Formação

Bebedouro. Para esses autores, com o fim da glaciação Bebedouro-Macaúbas, ocorre a subida

do nível do mar e acumula-se a Formação Salitre na região da Chapada Diamantina. Ainda

para esses autores, a acumulação, predominantemente carbonática, dessa formação não se

deve apenas à subida do nível do mar, mas também a uma expansão de subsidência por sobre

os blocos cratônicos adjacentes à calha do Espinhaço.

Segundo Pedrosa-Soares e Alkmim (2011), a deposição desse supergrupo no

Aulacógeno do Paramirim está relacionada com a evolução da Bacia precursora do Orógeno

Araçuaí. A correlação estratigrafia entre os Grupos Macaúbas e Santo Onofre sugerem uma

idade máxima toniana para a deposição dessas rochas.

A ocorrência desse supergrupo no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos

Espinhaço Setentrional é motivo de controvérsia e defendida por Schobbenhaus (1996),

Danderfer (2000), Dandefer e Dardenne (2002), Alkmim e Martins-Neto (2011), Pedrosa-

Soares e Alkmim (2011), Alkmim (2012) e Cruz et al. (2013). De acordo com Danderfer

(2000) Danderfer-Filho e Dardenne (2002), o Grupo Santo Onofre, de idade toniana, é

subdividido nas formações João Dias, Boqueirão e Canatiba. Com uma proposta de

empilhamento estratigráfica um pouco distinta, Loureiro et al. (2008) propuseram que esse

grupo seja constituído pelas formações Fazendinha, Serra da Vereda, Serra da Garapa e

Boqueirão. Esse será o empilhamento estratigráfico adotado nessa monografia, embora que

35

para Loureiro et al. (2008) e Guimarães, Cruz e Alkmim (2012) Grupo Santo Onofre seja uma

unidade mesoproterozoica do Supergrupo Espinhaço.

Em suma, nesta monografia será considerado que o Grupo Santo Onofre é uma

unidade toniana e, da base para o topo, constituída pelas formações Fazendinha, Serra da

Vereda, Serra da Garapa e Boqueirão.

2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA

Ao complexo contexto geológico do Corredor do Paramirim, tanto para o seu

embasamento quanto para as unidades de preenchimento do Aulácogeno do Paramirim, são

atribuídos eventos tectônicos sucessivos.

No Paleoarqueano foram originados os protólitos dos ortognaisses, os tonaliticos-

trondhjemíticos-granodioríticos do embasamento do Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Setrentrional a partir de fusão basaltos toleíticos (SANTOS-

PINTO, 1996). Segundo Santos Pinto et al. (1998), parte dos meta-TTG’s, com idades entre

3,2 – 3,1 Ga, foram gerados pela reciclagem das rochas paleoarqueanas e também com

produção de magma juvenil. Ainda nesse contexto, houve a deposição dos Greenstone Belts,

com a produção inicial de rochas vulcânicas com idades em torno de 3,3 Ga.

Um terceiro evento magmático do arqueano levou a formação de um magmatismo

alcalino anorogênico de 2.8-2.7 Ga (CRUZ et al., 2012). A formação dessas rochas estaria

relacionada com processos de fusão crustal.

Outro modelo é proposto por Arcanjo et al. (2005) para explicar a evolução arqueana

do embasamento do Aulacógeno do Paramirim. Para esses autores, essa evolução ocorreu em

três estágios: (i) até 3,3 Ga houve formação de uma crosta siálica primitiva; (ii) entre 3,3 e 3,2

Ga ocorreu a fragmentação dessa crosta siálica com estruturação de um sistema de riftes com

trend WNW-ESE e deposição de associações vulcanossedimentares, as quais se mostraram

mais evoluídas para sul-sudoeste, com formação de um assoalho oceânico (Figura 2.5a); (iii)

entre 3,0 e 2,7 Ga houve orogênese ocasionada pela subducção de uma placa oceânica sob

outra placa oceânica com direção N-NE, culminando na fusão parcial da placa subductada;

produção de TTG (protólito do Complexo Santa Isabel) e formação de um prisma

acrescionário (Figura 2.5b).

36

Figura 2.5- Modelo proposto por Arcanjo et al. (2005) para a evolução arqueana e paleoproterozoica do

embasamento do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinnhaço Setentrional. CGM – Complexo

Gnaissico Migmatítico; CP1 – Complexo Paramirim (Apb, Apg, Apgr, Apag); CP2 – Complexo paramirim (Apo,

Apm); UB – Unidade Boquira; UC – Unidade Cristais; UBT – Unidade Botuporã; CRS – Complexo Riacho de

Santana; CSI – Complexo Santa Isabel; GB – Granito Boquira; BG – Batólito Guanambi.

De acordo com Barbosa e Sabaté (2004), no Paleoproterozoico houve a consolidação

de uma plataforma estável resultante da colisão entre o denominado “Bloco” Gavião, ou placa

Gavião nessa monografia, e outras três placas denominadas de Serrinha, Jequié e Itabuna

Salvador Curaçá. A colisão entre essas placas teria originado o Orógeno Itabuna-Salvador-

Curaçá. Estudos geocronológicos para o metamorfismo apontam uma idade em torno de 2.06

Ga para esta colisão (Figura 2.6).

Por outro lado, para o Paleoproterozoico, Arcanjo et al. (2005) propuseram um único

estágio entre 2.4 e 2.0 Ga, (Figura 2.5c), desenvolvendo o orógeno Urandi-Paratinga. Nesse

estágio teria ocorrido eformação tangencial e cavalgamentos para oeste, reorientando as

37

estruturas pretéritas para NNW-ESE; metamorfismo, atingindo os fácies anfibolito alto a

granulito (em alguns setores); fusão parcial da crosta (Figura 2.5d), promovido pelo

espessamento crustal, com migmatização dos corpos rochosos, seguido por relaxamento

crustal e geração de magmatismo metaluminoso a peraluminoso.

Figura 2.6- Posição das placas durante e após a colisão paleoproterozoica (Modificado de BARBOSA; CRUZ e

SOUZA, 2012).

Com relação às deformações paleoproterozoicas poucos estudos foram realizados,

podendo ser citado o trabalho de Medeiros (2013) que estudou o Complexo Santa Isabel e

definiu três fases deformacionais correspondente ao Paleoproterozoico, sendo elas: (i) Dn

associada à uma foliação Sn; (ii) Dn+1 associada a dobras envoltórias assimétricas no estágio

Dn+1’ e zonas de cisalhamento sinistrais e sinistrais reversas no estágio Dn+1’’. Segundo esse

autor, nesse contexto também houve migmatização durante o estágio Dn+1’ formando corpos

amebóides, sendo classificados como metatexitos e diatexitos. Amostras de paleossoma e

neossoma foram datadas pelo método U/Pb (zircão, SHRIMP) por esse autor, tendo sido

38

obtida idades paleoarqueanas para os protólitos dos migmatitos e em torno de 2.1 Ga para a

migmatização das rochas.

No final do paleoproterozoico, no período do Estateriano, a paleoplaca São Francisco

sofreu tafrogênese formando o Aulacógeno do Paramirim. Para esse aulacógeno,

Schobbenhaus (1996) propôs a existência de duas bacias riftes, denominadas Espinhaço e

Macaúbas. O rifte Macaúbas teria se desenvolvido associado com a formação de uma margem

continental passiva, e associado com a bacia oceânica Araçuaí. Por outro lado, de acordo com

Guimarães, Santos e Melo (2005), para a deposição das unidades do supergrupo Espinhaço,

inicialmente houve a instalação de duas bacias, denominadas de Oriental, na região

fisiográfica da Chapada Diamantina, e ocidental, na serra do Espinhaço Setentrional, separada

pelo horst de Paramirim. Segundo Loureiro et al. (2008) e Guimarães, Cruz e Alkmim (2012),

a evolução do Aulacógeno do Paramirim está associada com quatro eventos formadores de

bacia (Figura 2.7): (i) no Estateriano, ao redor de 1750 Ma, com a configuração do Rifte do

Espinhaço, que corresponde in totum ao Aulacógeno do Paramirim de Pedrosa-Soares et al.

(2001); (ii) no Calimiano, entre 1600 e 1500Ma, com instalação das sinéclises Chapada

Diamantina, a leste, e Santo Onofre, a oeste; (iii) entre o Ectasiano e o Esteniano implantou-se

a sinéclise Morro do Chapéu alojada sobre a bacia Chapada Diamantina; e (iv) no

Criogeniano, quando se configurou uma extensa sinéclise assentada na parte centro-oeste do

Cráton do São Francisco e preenchida com depósitos do Supergrupo São Francisco. Ainda no

primeiro evento formador da bacia houve magmatismo alcalino constituindo a Suíte Intrusiva

Lagoa Real (GUIMARÃES; CRUZ; ALKMIM, 2012). De acordo com Pedrosa-Soares e

Alkmim (2011), a evolução do Aulacógeno do Paramirim está associada com seis eventos

formadores de bacia que evolui de 1.75 Ga a 0.67 Ga. Segundo estes autores os eventos e suas

respectivas manifestações são: (i) E1 (Estateriano, 1.77-1.7 Ga) que tem como registros mais

importantes a deposição das unidades sedimentares e vulcânicas da base do Supergrupo

Espinhaço, bem como o alojamento dos plutons anorogênicos; (ii) E2 (Calimiano, 1.57-1.5

Ga) que corresponde à uma nova fase de distensão durante o período Calimiano, em torno de

1.57 Ga; (iii) E3 (Esteniano, 1.18 -? Ga), que teve início em torno de 1.18 Ga com a

deposição da Formação Sopa-Brumadinho (Supergrupo Espinhaço), exposta na Faixa

Araçuaí; (iv) E4 (no limite Esteaniano-Toniano, ca. 1 Ga), provavelmente um evento mais

local, mas que pode ser correlacionável aos diques máficos com idades compatíveis,

encontrados no sul da Bahia. (v) E5 (Toniano, 930-850 Ma), manifestado pelo magmatismo

anorogênico representado pela Suíte Salto da Divisa e enxames de diques máficos tonianos,

assim como, provavelmente, os depósitos pré-glaciais da bacia Macaúbas/Santo Onofre/Una;

39

e (vi) E6 (Criogeniano, 750-670 Ma), evidenciado pela Província Alcalina do Sul da Bahia

entre 735 e 675 Ma, e, muito provavelmente, pelas formações diamictíticas do Grupo

Macaúbas/Santo Onofre/Una.

Figura 2.7- Evolução do Aulacógeno do Paramirim (GUIMARÃES; CRUZ; ALKMIM, 2012).

Segundo Cruz e Alkmin (2006), no Neoproterozóico houve inversão do Aulacógeno

do Paramirim com migração do front de deformação de sul para norte seguido de fechamento

frontal desse aulacógeno. As deformações teriam ocorrido sob campo de tensão WSW-ENE e

estão associadas com as colisões que culminaram com a formação do Supercontinente de

Gondwana e especificamente com as colisões entre as paleoplacas São Francisco e

Amazônica. O modelo tectônico regional está associado com a rotação anti-horária da Placa

São Franciscana, no modelo denominado de “Quebra Nozes” por Alkmim et al. (2007)

40

(Figura 2.8). Nesse contexto desenvolveu-se Orógeno Confinado Araçuaí-Oeste Congo e a

inversão do Aulacógeno do Paramirim com a formação do Corredor do Paramirim e dos

cinturões de dobramentos e cavalgamentos Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina.

Figura 2.8– Modelo para a inversão da Bacia Macaúbas e para o Aulacógeno do Paramirim. a) elementos da

Bacia Macaúbas e seu cenário tectônico, vistos em mapa; b) início da operação da tectônica do quebra-nozes,

com o consumo forçado do assoalho da porção oceânica da bacia precursora, visto em mapa; c) cartoon

ilustrativo dos estágios (a) colisional, por volta de 560 Ma, e (b) de colapso gravitacional, após escape lateral da

porção sul do orógeno, por volta de 500 Ma (Modificado de ALKMIM et al., 2007).

A B

C

41

3. MICROESTRUTURAS E PORFIROBLASTOS

3.1. INTRODUÇÃO

Para Fettes e Desmons (2007), textura é o termo descritivo para aspectos geométricos

dos cristais que compõem uma rocha, enquanto microestrutura é o termo descritivo para as

relações mútuas, em escala microscópica, entre grupos ou agregados de cristais da rocha.

Tendo em vista as inúmeras controvérsias sobre o uso desses dois termos, a Subcomissão de

rochas metamórficas da IUGS encoraja o uso do termo microestrutura ao invés de textura.

Observações e descrições das microestruturas, ou da trama, de uma rocha podem ser

aplicadas aos estudos científicos para entender os mecanismos de deformação e de

recristalização dos minerais; bem como para auxiliar a reconstruir a história estrutural e

metamórfica do volume de uma rocha (PASSCHIER; TROUW, 2005). O ramo da Geologia

que trata sobre esses aspetos é a microtectônica. As microestruturas podem ser uma

ferramenta eficiente para a investigação da evolução das deformações, principalmente em

domínios orogenéticos, atrelada ao mapeamento geológico. Os aspectos estruturais, físicos e

químicos das rochas do ponto de vista de processos deformacionais podem tornar-se ainda

mais claro com o estudo em lâmina. Atualmente é uma das mais importantes áreas de

pesquisas na geologia (VERNON, 2004).

3.2. MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM DEFORMAÇÃO

Segundo Blenkisop (2000), os principais processos que levam à mudança de forma

dos corpos rochosos em virtude das deformações são: (i) cataclásticos; (ii) plasticidade

intracristalina (processos cristal-plásticos); (iii) transferência de massa por difusão; (iv)

transferência de massa com participação de fluidos (Solution Transfer).

Os processos cataclásticos podem ser interpretados a partir das microestruturas dos

cataclasitos. São identificados pelas formas angulosas dos clastos, pelo fraturamento

generalizado, por uma grande variação granulométrica e, em geral, pela ausência de foliações

(TWISS; MOORES, 1992).

Os processos de plasticidade intracristalina envolvem, sobretudo, deformação no

retículo cristalino e à formação de defeitos. Esses defeitos podem ser pontuais (ex: vazios ou

vacancies), lineares (ex: discordâncias), ou planares (HOBBS et al., 1976, SUPPE, 1985,

NICOLAS; POIRIER, 1976). Os defeitos pontuais acontecem quando há falta de átomos em

42

determinadas posições reticulares, ou impurezas, ou ainda quando se têm átomos adicionais

dentro do retículo.

Os defeitos lineares ocorrem em planos cristalográficos específicos (SCHEDL; VAN

DER PLUJIM, 1988, TWISS; MOORES, 1992, PASSCHIER; TROUW, 1996) que, por sua

vez, são selecionados para a ativação durante as deformações segundo parâmentos

relacionados a tensão que envolve o grão, sua estrutura, defeitos e presença de fluidos

(PASSCHIER; TROUW, 1996, KNIPE, 1989, TULLIS; YUND, 1980, FITZGERALD;

STÜNITZ, 1993).

Na escala de grão, a deformação progressiva leva à interseção de discordâncias

(TWISS; MOORES, 1992), que produz o aumento da energia elástica e, por sua vez, promove

o endurecimento do cristal, podendo levar ao desenvolvimento de microfraturas (KNIPE,

1989). É possível também que o grão não frature, mas seja consumido por outro grão de

menor energia ou se recristalize, subdividindo-se em grãos livres de defeitos (HIRTH;

TULLIS, 1992, GLEASON; TULLIS 1993)

Quanto à transferência de massa por difusão, é um processo que se daá por meio de

difusão no estado sólido. Esse mecanismo requer altas temperaturas. A migração de matéria

através do retículo cristalino dá-se por vazios (vacancies). Quando o material flui ao longo da

borda dos grãos o mecanismo denomina-se Coble creep (TWISS; MOORES, 1992) e quando

o movimento é através da estrutura do cristal é chamado de Nabarro-Herring creep como

referido anteriormente (Figura 3.1). Em ambos os casos, causa mudança na forma do grão

deformado.

Figura 3.1- Modelo do mecanismo de difusão sólida por transferência de massa intracristalina (Nabarro-Herring

creep) causando mudança de forma dos grãos (TWISS e MOORES, 1992).

43

Por sua vez, a difusão com participação de fluidos (Solution Transfer) ocorre quando o

material é dissolvido de sítios com tensão compressiva normal mais alta e depositada em

sítios de menor tensão (VERNON, 2004) (Figura 3.2). Este, consiste em um processo de

deformação importante pois envolve a dissolução de minerais ao longo de superfícies

dispostas perpendicularmente à tensão compressiva principal (DURNEY 1972, TULLIS,

1989). A redeposição do material dissolvido pode ocorrer em bordas de grãos adjacentes, em

veios ou franjas de pressão (DURNEY, 1972, PASSCHIER; TROUW, 1996).

Figura 3.2– Modelo esquemático mostrando oólitos cincundados por um fluido com atuação de processo

envolvendo transferência de solução. Nos pontos de contato entre os oólitos a diferença de tensão é

relativamente alta. A mudança da forma do grão ocorre por dissolução por pressão. Nesse caso, o material é

dissolvido no ponto de contato entre os oólitos com maior tensão e é redepositado nos setores de menor tensão

(Modificado de PASSCHIER; TROUW, 2005).

3.3. MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM RECRISTALIZAÇÃO

Poirier e Guilopé (1979) definiram recristalização como um processo envolvendo

modificação do tamanho, forma e/ou orientação do grão, induzido pela deformação e com

pouca ou nenhuma modificação química. A recristalização é o processo pelo qual um

agregado cristalino diminui a sua energia livre (URAI; MEANS; LISTER, 1986) e, em muitos

casos, o seu desenvolvimento leva à geração de novos grãos a partir de outros pré-existentes

(DRURY; URAI, 1990).

44

A recristalização desempenha importante papel no desenvolvimento de tramas

orientadas em tectonitos deformados em todas as fácies metamórficas (WHITE, 1976,

MITRA, 1978, KNIPE; LAW, 1987, HANDY, 1990, HIRTH; TULLIS, 1992, GLEASON;

TULLIS, 1993, STÜNITZ; FITZGERALD, 1993). Se o processo inclui modificações

químicas e mineralógicas, é referido como neocristalização (URAI; MEANS; LISTER, 1986).

As forças que controlam os processos de recristalização são aquelas associadas a

defeitos intragranulares, energia de borda de grão, energia química livre e energia elástica de

deformação (URAI; MEANS; LISTER, 1986).

De acordo Passchier e Trouw (2005), os mecanismos de recristalização são: (i)

migração de Bordas de Grãos (Grain Boundary Migration- GBM); (ii) rotação de subgrãos

(Subgrain Rotation - SGR); e (iii) Bulging (BLG). O mecanismo de Mmigração de Bbordas

de Ggrãos (Grain Boundary Migration- GBM) acontece em altas temperaturas quando os

limites dos grãos tornam-se altamente móveis, levando ao aumento do tamanho do grão

(Figura 3.3) (PASSCHIER; TROUW, 2005).

Figura 3.3– Os três principais mecanismos de recristalização dinâmica na escala do grão (Modificado de

PASSCHIER; TROUW, 2005).

45

De acordo com esses autores, os grãos cujo principal sistema de deslizamento das

discordâncias ativo orienta-se em posição desfavorável são mais propícios de serem

absorvidos por vizinhos, menos deformados. Essa migração de bordas ocorre entre grãos

vizinhos que apresentam diferença de intensidade de deformação e caminham no sentido da

diminuição da energia elástica do sistema e na produção de grãos livres de defeitos. No

microscópio ótico, bandas de deformação (deformation bands), extinção irregular e

descontínua (patchy extinction), lamelas de deformação (deformation lamellae), bordas curvas

e/ou interlobadas, bem como a presença de reentrâncias (grain boundary bulging) são feições

diagnósticas da atuação desse mecanismo de recristalização (CRUZ, 2004).

Por sua vez, a rotação de subgrãos ocorre em resposta à migração dos defeitos

intracristalinos durante uma deformação progressiva e pode desenvolver limite de grão com

alto ângulo relativo a vizinhança e assim um novo grão (Figura 3.3) (PASSCHIER; TROUW,

2005). Nesse processo, a mobilidade das discordâncias é suficiente para permitir a

recristalização. A mobilidade acontece em função do aumento da taxa dos processos difusivos

envolvidos (HIRTH; TULLIS, 1992) e a rotação dos subgrãos ocorre até que se atinja um

ângulo crítico entre subgrãos e, então, um novo grão é formado, livre de defeitos (DRURY;

URAI 1990). Os novos grãos apresentam tamanho e orientação similares à dos subgrãos

(NICOLAS; POIRRIER, 1976), indicando o forte controle do grão hospedeiro na orientação

dos grãos recristalizados (WILLIAMS; DIXON, 1982, HIRTH; TULLIS, 1992, GLEASON

TULLIS; 1993). Essa recristalização permite à formação de um manto de novos grãos em

torno dos porfiroclastos e a formação da microestrutura núcleo-manto (WHITE, 1976). A

largura desse manto depende do conteúdo e distribuição da fase fluida (TULLIS; YUND,

1980) e da orientação cristalográfica (KNIPE; LAW,1987) em relação à direção de tensão

principal máxima. Na escala ótica, os porfiroclastos mostram extinção ondulante e lamelas de

deformação (CRUZ, 2004).

O bulging acontece quando há dois grãos vizinhos com diferentes densidades de

discordâncias e o limite de um grão pode começar a “protuberar” dentro do grão de densidade

mais alta de defeitos (Figura 3.3). Interno a este cristal de maior densidade de defeitos pode

ocorrer à formação de um núcleo cristalino que cresce por migração de borda, constituindo

um novo grão com estrutura cristalina menos deformada (PASSCHIER; TROUW, 1976).

46

3.4. FORMAÇÃO DOS PORFIROBLASTOS

Para Fettes e Desmons (2007), porfiroblasto é um grão formado em uma rocha

metamórfica e que encontra-se imerso em uma matriz de grãos com granulação relativamente

mais fina. Em especial, na análise microestrutural os porfiroblastos são uma importante fonte

de informaçõeso do contexto local e da evolução metamórfica de uma amostra.

Os porfiroblastos mais comuns são os de minerais do grupo dos alumino-silicatos,

tendo em vista que a pouca mobilidade do alumínio permite a nucleação desses minerais.

Porfiroblastos de granada, por exemplo, fornecem informação chave na evolução dos terrenos

geológicos, principalmente pela habilidade de registro da modificação das condições de

temperatura e pressão, da preservação das microestruturas e do zoneamento composicional

em uma vasta gama de graus metamórficos (ROBYR et al., 2009).

A distribuição e o tamanho dos porfiroblastos depende da quantidade de sítios de

nucleação do mineral e da taxa que os núcleos crescem (PASSCHIER; TROUW, 2005). Uma

nomenclatura pode ser usada para o estudo dos porfiroblastos e ela encontra-se apresentada na

figura 3.4.

Segundo Passchier e Trouw (2005), as inclusões nos porfiroblastos são o resultado do

seu crescimento englobando os minerais da matriz, ou da foliação externa (Se) (Figura 3.5).

Se orientadas, essas inclusões podem formar uma foliação interna (Si).

Figura 3.4– Terminologia usada para o estudo dos porfiroblastos e sua relação com as deformações. (Modificado

de PASSCHIER; TROUW, 2005).

47

Figura 3.5– Diagrama ilustrando como um porfiroblasto de aluminossilicato pode crescer em uma matriz rica em

mica (Modificado de PASSCHIER; TROUW, 2005).

A princípio os cientistas acreditavam que os porfiroblastos cresciam deformando uma

foliação pretérita. Atualmente, sabe-se que a foliação externa se molda ao porfiroblasto pré-

existente. A relação entre as foliações interna e externa com relação ao porfiroblasto permite

estimar o time do seu crescimento com relação à foliação externa (PASSCHIER; TROUW,

2005). Os primeiros trabalhos a criar um esquema para relacionar o crescimento dos

porfiroblastos com as fases de deformação estão descritos em Zwart (1960, 1962). Esse

esquema foi reelaborado e atualizado por Passchier e Trouw (2005) e revela nove

possibilidades distribuídas nas seguintes categorias: (i) deformação causa dobras na matriz; e

(ii) deformação não causa dobras na matriz (Figura 3.6 e Tabela 3.1).

48

Tabela 3.1- Características comuns para porfiroblastos pré, sin e pós-tectônicos. Si – foliação interna; Se –

foliação externa (Modificado de PASSCHIER; TROUW, 2005).

Pré-tectônico

Tem crescimento anterior à fase de deformação considerada. É

incomum em áreas afetadas por metamorfismo regional anterior. Os

porfiroblastos são aleatoriamente orientados, assim como suas

inclusões. Pode ser cercado por uma matriz com deformação

polifásica.

Sin-tectônico

Tem crescimento durante uma fase de deformação considerada. São

os mais comuns. Os padrões de inclusões são geralmente curvados.

Si pode ser simetricamente arranjada com relação a Se ou mostra Si

obliqua ou ainda com geometria espiral.

Inter-tectônico

Tem crescimento entre duas fases de deformação consideradas.

Crescimento sobre uma foliação e é cercado por uma matriz afetada

pela fase tardia de deformação, que não deixou nenhum registro na

foliação na Si.

Pós-tectônico

Tem crescimento posterior à fase de deformação considerada. É fácil

definir pela ausência de deflexão de Se. Não é incomum encontrar

efeitos de fraca deformação.

49

Figura 3.6- Esquema de representação de crescimento de porfiroblasto pré-, sin-, inter- e pós-tectônico

(PASSCHIER; TROUW, 2005).

50

Uma discussão em torno deste tema é sobre a rotação ou não rotação dos

porfiroblastos. No entanto, estudos recentes de granadas em um cinturão orogenético com

fases de deformação bem definidas realizados por Trouw et al. (2008) apresentam argumentos

a favor da hipótese de rotação (Figura 3.7), tais como: (i) a continuidade entre as foliações

interna e externa; (ii) crenulações remanescentes não encontradas na sombra de pressão, como

esperado no modelo não-rotacional, onde sucessivas clivagens de crenulação são apagadas na

matriz mas poderia sobreviver em áreas protegidas nas sombras de pressão; e (iii) a evolução

tectônica regional não tem fases deformacionais suficientes que contemple o mínimo valor do

ângulo das inclusões com relação a matriz sem que o porfiroblasto tenha sido rotacionado.

Figura 3.7– Modelo de crescimento rotacional de granada sin-tectônica (Modificado de PASSCHIER; TROUW,

2005).

51

4. PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL

MULTIESCALAR DA FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA

(GRUPO SANTO ONOFRE) NA REGIÃO DE CAETITÉ

4.1. INTRODUÇÃO

De acordo com a estratigrafia proposta por Loureiro et al. (2008), no Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional afloram unidades da Formação

Algodão e dos grupos Oliveira dos Brejinhos, São Marcos e Santo Onofre. Na área de

trabalho predominam rochas do Grupo Santo Onofre que foram deformadas no

Neoproterozoico (CRUZ; ALKMIM, 2006)

O Grupo Santo Onofre foi originalmente descrito por Kaul (1970) e Costa e Silva

(1980) como sendo constituído por rochas metassedimentares siliciclásticas e carbonáticas

que foram deformadas e metamorfizadas na fácies xisto verde. Existem duas correntes sobre o

posicionamento estratigráfico do Grupo Santo Onofre. A primeira corrente, defendida por

Loureiro et al. (2008), Guimarães, Santos e Melo (2005) e Guimarães (2008) sugere que esse

grupo é uma unidade superior do Supergrupo Espinhaço. A segunda corrente, defendida por

Schobbenhaus (1993, 1996), Dandefer (2000), Danderfer e Dardene (2002), Pedrosa Soares et

al. (2011) e Alkmim (2012), por outro lado, defendem que o Grupo Santo Onofre possui idade

máxima toniana e que seria correlacionável com as rochas do Grupo Macaúbas. O principal

argumento desses últimos autores seria a continuidade física dessas rochas no Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional com as unidades datadas por

Chemale-Júnior et al. (2011) e Babinsky et al. (2011) e que afloram a sul, no Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Meridional. Baseado nos argumentos

geocronológicos, esses autores propuseram que esse grupo seja o produto de uma

sedimentação toniana que desenvolveu-se em discordância erosiva e sotoposta às unidades do

Supergrupo Espinhaço. Com base nos dados geocronológicos publicados em Chemale-Júnior

et al. (2011) e Babinsky et al. (2011), optou-se nessa monografia pela segunda hipótese, ou

seja, para uma idade máxima de 900 Ma para as rochas da Formação Serra da Garapa.

Recentemente, Loureiro et al. (2008) subdividiram o Grupo Santo Onofre nas

formações Fazendinha, Serra da Garapa, Serra da Vereda e Boqueirão. A Formação Serra da

Garapa compreende duas associações de litofácies, uma de rochas siliciclásticas e outra de

rochas carbonáticas. De acordo com Guimarães, Crus e Alkmim (2012), a associação

siliciclástica da Formação Serra da Garapa é composta por filitos e metapelitos hematíticos,

52

grafitosos e/ou manganesíferos, sericíticos, que ocorrem interestratificados com metarenitos

feldspáticos contendo níveis subordinados de metaquartzoarenitos, metamicroconglomerados

e metarenitos ferruginosos. O metarenitos feldspáticos têm moscovita e biotita. De acordo

com esses autores, essa é uma rocha mal selecionada, imatura textural e mineralogicamente

que apresenta estratificações ondulada, lenticular e cruzada tangencial e de pequeno porte à

base, além de marcas de onda assimétricas. Segundo esses mesmos autores, a associação

carbonática é constituída por metadolarenitos maciços e estratificados com intercalações

centimétricas de metapelito e metadolarenito estromatolíticos. Os depósitos da Formação

Serra da Garapa são interpretados, ainda por esses mesmos autores, como acumulados em

ambiente marinho, litorâneo a plataformal, dominado por tempestades e marés, com zona

localizada de baixa energia, lagunar, materializada pela presença do metadolarenito.

4.2. A FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA NA ÁREA DE ESTUDO

Como mencionado anteriormente, a área de estudo localiza-se no Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional (Figura 4.1), que representa um

importante compartimento do setor endodérmico do Corredor do Paramirim. Esse

compartimento foi inserido na porção setentrional do Orógeno Confinado Araçuaí (sensu

PEDROSA SOARES et al., 2001, 2007).

53

Figura 4.1- Mapa geológico regional com a localização da área de estudo (Modificado de BORGES, 2012).

54

4.2.1 Aspectos macroscópicos da Formação Serra da Garapa: litologias e

estruturas

Nessa monografia foram cartografas rochas dos grupos São Marcos (Formação Bom

Retiro) e Santo Onofre (Formações Serra da Garapa e Boqueirão, além de rochas do

Complexo Santa Isabel e formações superficiais (ANEXO). Na área de estudo predomina a

Formação Serra da Garapa (ANEXO). Com relação a essa formação, na escala de afloramento

pode-se observar uma intercalação de quartzitos (metarenitos quartzosos) e xistos aluminosos

(metapelitos).

Essas intercalações não foram cartografadas na escala de trabalho, que foi 1:60.000.

Os afloramentos ocorrem, preferencialmente, como lajedos em pisos de estradas ou em

drenagens e, subordinadamente, em cortes de estradas. Os melhores afloramentos dessa

unidade estão às margens do riacho Moita dos Porcos (Ponto CNB1, Foto 4.1), que está

localizado a uma distância de 12 km a sudoeste de Caetité, com coordenada UTM

767211/8432119 (23L, datum WGS-84).

Os quartzitos possuem coloração branca a cinza claro-róseo e granulometria fina a

média. Essas rochas são anisotrópicas e apresentam uma xistosidade (sensu FETTES e

DESMONS, 2007) marcada pela orientação preferencial do quartzo.

Por sua vez, os xistos aluminosos possuem coloração cinza a cinza avermelhada,

quando pouco alterados pelo intemperismo, e amarelo ocre a vermelho, nas porções mais

intemperizadas. A granulação varia entre fina e média. As rochas encontram-se, em geral,

bastante intemperizadas, mas ainda é possível encontrar afloramentos com rochas mais

preservadas (Fotos 4.2 e 4.3).

A intercalação entre quartzitos e xistos aluminosos constitui um proeminente

bandamento composicional nos afloramento da Formação Serra da Garapa, cuja espessura

varia de 1 mm a 2 cm. Nos xistos aluminosos um bandamento composicional também é

observado é marcado por proporções variáveis de quartzo, moscovita, biotita, granada,

estaurolita, clorita, pirita, hematita e grafita. Nessas rochas há uma xistosidade paralelamente

distribuída ao bandamento composicional.

55

Foto 4.1- Vista panorâmica do principal afloramento

dos xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa.

Riacho Moita dos Porcos, Caetité–BA (Ponto CNB1,

coordenada 23L 767211/8432119, Datum WGS 84).

Foto 4.2- Bandamento composicional com xistos

aluminosos da Formação Serra da Garapa

intercalados com os quartzitos no riacho Moita dos

Porcos, Caetité–BA (Ponto CNB1, coordenada 23L

767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em

planta.

Foto 4.3- Xisto aluminoso no riacho Moita dos Porcos,

Caetité–BA (Ponto CNB1, coordenada 23L

767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em planta.

Essa estrutura é contínua, sendo marcada pela orientação preferencial de filossilicatos,

quartzo, grafita e pirita (sensu PASSCHIER; TROUW, 2005) (Foto 4.4). Essa xistosidade

paralelamente posicionada ao bandamento composicional é uma importante feição dessa

unidade. Em geral, essa estrutura apresenta-se de baixo ângulo, com mergulhos variando entre

12o e 80

o (Figura 4.2).

Dobras isoclinais, intrafoliais e sem raiz (Foto 4.4) podem ser observadas

internamente à xistosidade. O exame detalhado dessa estrutura, inclusive na microescala,

56

revelou que trata-se de uma foliação deformacional metamórfica tipo xistosidade e que

também hospeda um bandamento composicional. Desta forma, a superfície que está associada

com as dobras isoclinais intrafoliais e sem raiz será nomeada de S0//S1 e a foliação que a

transpõe, paralelizada ao bandamento e principal elemento de cartografia da área de estudo,

será nomeada S0//S1//S2.

Figura 4.2- Diagrama de isodensidade polar da foliação S0//S1//S2. Hemisfério inferior. Número de medidas: 28.

Formação Serra da Garapa

S0//S1//S2

Pólo máximo 51 p/ 278

Plano Máximo N008/49ESE

Na figura 4.2 pode-se observar uma ampla distribuição da foliação S0//S1//S2, cujo

plano máximo posiciona-se N008o/49

o ESE. A ampla distribuição e dispersão da S0//S1//S2 no

diagrama da figura 4.3 demonstra a complexidade estrutural da área de estudo. Hospedada na

foliação S0//S1//S2 há uma lineação de estiramento mineral (Lx2), que é marcada pela

orientação preferencial de quartzo. Essa estrutura orienta-se, preferencialmente, segundo

NNE-SSW (Figura 4.3), com duas medidas segundo NW-SE. Paralelamente a essa estrutura

há uma lineação mineral (Lm2) que é revelada pela orientação preferencial de filossilicatos.

57

Figura 4.3- Diagrama de pontos para a lineação de estiramento mineral Lx2. Hemisfério inferior. Número de

medidas: 10.


Lx2

Na figura 4.2 observa-se que a foliação S0//S1//S2 apresenta-se distribuída segundo um

padrão que permite interpretar a existência de sinformes e antiformes, cuja orientação varia de

NW-SE a NE-SW. De fato, essas estruturas são encontradas em campo (Foto 4.6), tendo sido

encontradas dobras normal horizontal (sensu FLEUTY, 1964) e abertas (sensu MACHADO;

SILVA, 2009). Nos afloramentos visitados essas estruturas são também materializadas pela

presença de dobras e clivagem de crenulação (Foto 4.5). As charneiras dessas dobras (Lb3)

têm caimento geral para NE (Figura 4.4). Por sua vez, a foliação plano axial é uma clivagem

paralela a anastomótica (sensu PASSCHIER; TROUW, 2005) S3, que se posiciona com trend

geral NE-SW (Figura 4.5).

Redobrando as dobras anteriormente mencionadas, e na escala do mapa, há uma mega

estrutura de interferência em laço (sensu RAMSAY; HUBER, 1987), cujo traço estrutural da

dobra orienta-se, em geral, segundo N-S.

58

Figura 4.4- Diagrama de pontos para as linhas de charneiras Lb3. Hemisfério inferior. Número de medidas: 13.


Lb3

Figura 4.5- Diagrama para representação dos planos da foliação S3.Hemisfério inferior. Número de

medidas: 3.


S3

59

Compondo o arcabouço estrutural da área de estudo têm-se zonas de cisalhamentos

(Foto 4.7), que representam displays das zonas de cisalhamento Santo Onofre e Carapato

(Figuras 4.1). No único afloramento em que essa estrutura foi observada, a foliação é

milonítica, pois reduz a granulometria da rocha encaixante, contínua e paralela. Logo, essa é

uma estrutura S0//S1//S2//S4. A posição dessa foliação no ponto amostrado é N340 o

/60 o

ENE.

Nessa foliação tem-se uma lineação de estiramento mineral (Lx4), que se orienta em 11o

p/350o. Essa lineação é marcada pela orientação preferencial do quartzo. O indicador de

movimento observado no afloramento é uma estrutura S/C com dimensões milimétricas e

sugere componente destral de movimento. Além disso, na escala de mapa truncamentos entre

a foliação S0//S1//S2//S4 e Zona de Cisalhamento Santo Onofre também sugere essa assimetria.

Desta forma, baseando-se no indicador cinemático, pode-se afirmar que o movimento da zona

de cisalhamento é destral-reverso.

Foto 4.4- Xistosidade S0//S1//S2 posicionada

paralelamente ao bandamento composicional em

xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa.

Notar dobra intrafolial isoclinal e foliação S0//S1

sendo transposta. (Ponto CNB1, coordenada 23L

767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em seção.

Foto 4.5- Dobras de crenulação desenvolvidas em

xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa e

clivagem de crenulação S3. (Ponto CNB1,


Visada em seção.

60

Foto 4.6– Dobras desarmônicas da fase D3. Notar

foliação de plano axial S3 (Ponto CNB 18, coordenada

23L 763339/8427068, Datum WGS 84). Visada em

planta.

Foto 4.7– Zona de cisalhamento marcada pela

foliação S0//S1//S2//S3//S4 (Ponto CNB9,


Essa estrutura trunca dobras de mesma hierarquia das

dobras da foto 4.6. Visada em planta.

4.2.2. Fases deformacionais, estruturas associadas e modelo de evolução

estrutural

A partir do levantamento estrutural multiescalar, pôde-se identificar quatro fases

deformacionais compressionais progressivas dúcteis e de idade neoproterozoica que afetaram

a Formação Serra da Garapa.

(i) Fase D1– Desenvolve a xistosidade (S0//S1) que está paralelizada a um bandamento

composicional, que possivelmente é o S0. Essa foliação encontra-se dobrada e transposta pela

foliação da fase D2, tendo sido identificada em dobras isoclinais intrafoliais dessa fase de

deformação.

(ii) Fase D2– Nucleia dobras isoclinais intrafoliais e sem raiz, bem como foi

responsável pelo desenvolvimento da foliação S0//S1//S2 e pela transposição da foliação S0//S1.

Essa foliação corresponde à principal estrutura cartografada. Esta fase é representada não só

pela foliação S0//S1//S2, mas também pela lineação de estiramento (Lx2).

(iii) Fase D3- Forma dobras (F3) que rotacionam a foliação S0//S1//S2. Na escala de

afloramento e de lâmina foram identificadas dobras de crenulação (F3) e uma foliação plano

axial (S3).

(iv) Fase D4- Gera dobras regionais (F4) e uma figura de interferência em laço (sensu

RAMSAY; HUBER 1987). Além disso, zonas de cisalhamento dextral-reversas foram

nucleadas, dentre elas, as zonas de cisalhamento Santo Onofre e Carrapato (Apêndice) e suas

subsidiárias.

61

Para as quatro fases deformacionais identificadas o campo de tensão interpretado é W-

E. Esse campo é compatível com o definido por Cruz e Alkmim (2006) para as deformações

neoproterozoicas do Corredor do Paramirim. A figura 4.6 apresenta o modelo de evolução

deformacional para a Formação Serra da Garapa na área de estudo, que foi baseado em dados

de campo.

Figura 4.6– Modelo deformacional da área de estudo.

62

4.2.3 Petrologia e análise microestrutural dos metapelitos (xistos aluminosos)

Os xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa foram estudados em maior detalhe

nesta monografia. A análise microestrutural contemplou a hierarquização das fases

deformacionais D1 a D3 do item 4.2.2. Estruturas da fase D4 não foram contempladas nesta

análise, já que não se repetem nessa escala. Vale ressaltar que a abreviatura dos minerais está

de acordo com Fettes e Desmons (2007).

Os xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa são compostas por quartzo (10-

46%), biotita (10-25%), moscovita (10-40%), clorita (1-5%), estaurolita (2-16%), granada (8-

50%) e minerais opacos (pirita, hematita e grafita; 2-12%) (Tabela 4.1).

Tabela 4.1 - Composição mineralógica modal dos xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa, Grupo Santo

Onofre. Qtz – quartzo; Ms – moscovita; Grt – granada; Bt – biotita; St – estaurolita; Mo – minerais opacos

(pirita, hematita e grafita e grafita); Chl – Clorita. Todas as amostras foram coletadas no ponto CNB-1.

As fotomicrografias 4.1 a 4.3 apresentam uma panorâmica dessas rochas na

microescala. Nessas fotomicrografias é possível observar a foliação S0//S1//S2 sendo crenulada

Amostras / % Qtz Ms Grt Bt St Mo Chl CLASSIFICAÇÃO MODAL

Riacho 21 22 27 16 7 6 1 Estaurolita - biotita – quartzo –

moscovita – granada xisto

Moita 1 46 23 8 16 2 4 1 Granada-biotita-moscovita-

quartzo xisto com estaurolita

Moita 2 20 35 16 22 3 2 2 Granada-quartzo-biotita –

moscovita xisto com estaurolita

MPA-1 24 24 24 17 4 6 1 Biotita – quartzo - moscovita –

granada xisto com estaurolita

MPB-2 10 10 50 10 16 3 1 Biotita - quartzo - moscovita -

estaurolita – granada xisto

MPA-2 20 30 20 25 - 5 - Granada – quartzo – biotita -

moscovita xisto

MPB-2 30 35 10 15 - 9 1 Granada - biotita - quartzo -

moscovita xisto

MPA-3 20 30 18 12 5 4 1 Estaurolita - biotita - granada –

quartzo – moscovita xisto

MPB-3 25 25 23 14 - 10 3 Biotita –granada – quartzo –

moscovita xisto com clorita

MPA-4 20 40 15 15 - 7 3 Biotita - granada - quartzo -


MPB-4 18 12 30 25 - 12 3 Moscovita - quartzo - biotita -

granada xisto com clorita

MPB-5 25 40 8 15 - 7 5 Granada – biotita - quartzo –


63

pelas dobras F3 (Fase D3) e a presença de porfiroblastos de granada e estaurolita. Um mapa

com a trajetória da foliação das fotomicrografias 4.2 e 4.3 podem ser observados na figura

4.7.

Fotomicrografia 4.1- Mosaico mostrando o aspecto geral da trama metamórfica-deformacional dos xistos

aluminosos da Formação Serra da Garapa. Notar a presença de porfiroblasto de granada parcialmente substituído

por quartzo, inclusive com a presença de um pseudomorfo. Grt= granada; Qtz= quartzo; Bt= biotita; Ms=

moscovita; St= estaurolita. Luz plana polarizada.

Fotomicrografia 4.2- Mosaico mostrando o aspecto geral da trama metamórfica-deformacional dos xistos

aluminosos da Formação Serra da Garapa. Grt= granada; Qtz= quartzo; Bt= biotita; Ms= moscovita; Mo=

minerais opacos (pirita, hematita e grafita). Luz plana polarizada.

Fotomicrografia 4.3- Mosaico mostrando o aspecto geral da trama metamórfico-deformacional dos xistos

aluminosos da Formação Serra da Garapa. Grt= granada; Qtz=quartzo; Bt= biotita; Ms= moscovita. Luz plana

polarizada cruzada.

64

Figura 4.7- Mapa microestrutural da fotomicrografia 4.4 mostrando a trajetória da foliação S0//S1//S2 e a

clivagem de crenulação anátomótica S3.

A análise microestrutural permitiu identificar as seguintes microestruturas:

granoblástica, porfiroclástica, núcleo-manto, porfiroblástica, poiquiloblástica, peneira e

helicítica, além de lepidoblástica, nematoblástica, sombra de pressão e decussada. A

microestrutura granoblástica (Fotomicrografia 4.4) varia entre granular interlobada e

poligonal, estando associada com o quartzo. As microestruturas porfiroclástica e núcleo-

manto associam-se também com o quartzo, sendo revelada pela presença de grãos poligonais

que ocorrem nas bordas dos porfiroclastos com subgrãos. Entretanto, essas duas últimas

microestruturas são mais raras.

65

Fotomicrografia 4.4- Microestrutura granoblástica

granular a poligonal associada com o quartzo (Qtz).

Bt= biotita; Ms= moscovita. Luz plana polarizada

cruzada.

A microestrutura porfiroblástica está representada pelos blastos de estaurolita e

granada (Fotomicrografias 4.1 a 4.3), que estão imersos em uma matriz de granulometria mais

fina.

Por sua vez, a poiquiloblástica pode ser identificada pela presença de inclusões de

quartzo e de minerais opacos em granada e estaurolita. Quando estão orientadas, as inclusões

formam a microestrutura helicítica (Fotomicrografia 4.5).

Fotomicrografia 4.5- Mosaico com microestruturas

poiquiloblástica helicítica, esta última caracterizada

pelas inclusões de quartzo e minerais opacos (Mo)

orientados preferencialmente em granada (Grt). Qtz=

Quartzo; Ms= Moscovita; Bt= Biotita; Se=

S0//S1//S2= Foliação externa; Si= S0//S1//S2= Foliação

interna. Luz plana polarizada.

66

Quando não orientadas, e em volume superior a 50%, formam a microestrutura em

peneira, no entanto esses casos são raros. A microestrutura lepidoblástica é revelada pela

orientação preferencial de moscovita e biotita e a nematoblástica pela orientação do quartzo

alongado (Fotomicrografia 4.6).

Fotomicrografia 4.6- Mosaico com microestrutura lepidoblástica formada pela orientação preferencial da

moscovita (Ms) e biotita (Bt), e nematoblástica, marcada pela orientação dos grãos alongados de quartzo (Qtz).

À esquerda notar foliação So//S1 sendo transposta pela foliação S0//S1//S2. Mo= minerais opacos (pirita, hematita

e grafita). Luz plana polarizada.

Microestruturas do tipo sombras de pressões desenvolvem-se pela mudança da

trajetória da foliação S0//S1//S2 em torno de porfiroblastos de granada (Fotomicrografia 4.7).

Essas microestruturas são simétricas, principalmente, ou assimétricas, subordinadamente,

sendo invariavelmente composta por quartzo.

Fotomicrografia 4.7- Mosaico mostrando sombra de pressão simétrica composta por quartzo ao redor de

porfiroblasto de granada (Grt). Qtz= quartzo; Bt= biotita; Ms = moscovita; Mo= minerais opacos (pirita,

hematita e grafita). Luz plana polarizada.

67

A assimetria na estrutura poderia sugerir movimento aparente, mas como ocorreu

dobramento e redobramento da folição S0//S1//S2 posteriormente à sua formação, não é

possível utilizar essa estrutura como confiável indicador de movimento.

A microestrutura decussada é revelada pela desorientação da estaurolita. Em campo,

ou seja, em mesoescala, essa desorientação também é observada (Foto 4.8).

Foto 4.8- Mesoestrutura decussada marcada pela

estaurolita sem orientação preferencial. Foto de

amostras no afloramento riacho Moita dos Porcos,

Caetité – BA (Ponto CNB1, coordenada 23L

767211/8432119). Visada em planta.

Na microescala o bandamento composicional observado em campo também é

observado. Essa estrutura é marcada pela presença de níveis com proporções variáveis de

quartzo, moscovita, biotita, granada, estaurolita, clorita, grafita, pirita e hematita. Assim como

na mesoescala, paralelamente distribuída ao bandamento composicional há uma xistosidade

S0//S1//S2, que é paralela e contínua (sensu PASSCHIER; TROUW, 2005), sendo marcada

pela orientação preferencial de filossilicatos e quartzo. Essa xistosidade S0//S1//S2 contorna

porfiroblastos de granada e também é encontrada inclusa em porfiroblastos de estaurolita e

granada. Internamente a essa estrutura, dobras isoclinais, intrafoliais e sem raiz envolvendo

um antigo bandamento composicional e uma xistosidade (S0//S1) podem ser observadas

(Fotomicrografias 4.8 e 4.9), como foi observado também em afloramento (Foto 4.4). E a

xistosidade S0//S1//S2 pode ser observada na fotomicrografia 4.10.

68

Fotomicrografia 4.8- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita (St) marcando dobra isoclinal intrafolial.

Nota-se este mineral transformando em clorita (Chl) nas bordas. Grt = granada; St= Estaurolita; Bt = biotita;

Ms= Moscovita; Qtz = Quartzo. Luz plana polarizada.

Fotomicrografia 4.9- Xistosidade S0//S1//S2 marcada

pela orientação preferencial de moscovita (Ms) e

biotita (Bt). Grt= granada; Qtz= quartzo. Luz plana

polarizada cruzada.

Fotomicrografia 4.10- Mosaico mostrando xistosidade

marcada pela orientação preferencial de moscovita

(Ms), biotita (Bt) e minerais opacos (Mo, pirita e

hematita). Notar dobras de crenulação e uma clivagem

de crenulação incipiente (à direita). Grt= granada;

Qtz= Quartzo. Luz plana polarizada.

Nessa escala, as dobras de crenulação F3, que foram desenvolvidas rotacionando a

foliação S0//S1//S2, apresentam ângulos interflancos variando entre 45° a 130°, sendo

69

classificadas como fechadas a suaves (sensu MACHADO; SILVA, 2009) (Fotomicrografias

4.1 a 4.3, 4.6). As charneiras são arredondadas, na maioria, podendo ser angulosas e, nesse

caso, as dobras são do tipo chevron. Em alguns locais é possível observar uma maior

concentração de quartzo nas zonas de charneiras dessas dobras (Fotomicrografias 4.11).

Associada com essas dobras há uma foliação plano axial (S3), que consiste numa clivagem de

crenulação que é espaçada, anastomótica e gradacional (sensu POWELL, 1979 e

BORRADAILE; BAYLY; POWELL, 1982) (Fotomicrografia 4.12). Clorita, moscovita e

biotita são minerais que marcam essa foliação plano axial S3.

Fotomicrografia 4.11- Grãos de quartzo (Qtz)

concentrados na charneira da dobra (F3). Ms=

moscovita; Qtz= quartzo; Mo= minerais opacos

(pirita, hematita e grafita). Luz plana polarizada.

Fotomicrografia 4.12- Mosaico mostrando clivagem de

crenulação anastomótica S3 marcada por filossilicatos.

Notar desvio da S3 ao redor da estaurolita (St) mimética.

Bt= biotita; Ms= moscovita; Qtz= quartzo; Mo= minerais

opacos (pirita, hematita e grafita). Luz plana polarizada

cruzada.

O quartzo (10 – 46%) ocorre de duas maneiras: (i) na matriz da rocha formando

agregados monominerálicos ou poliminerálicos, nesse último caso associa-se com

filossilicatos; e (ii) como inclusões nos porfiroblastos de granada e estaurolita. O quartzo da

matriz ocorre granular, principalmente, podendo ser alongado. Alguns grãos estão com os

eixos maiores orientados segundo a foliação S0//S1//S2. Quanto à cristalinidade, é

xenoblástico. A granulação varia entre 0,5 e 3 mm. Nos aglomerados monominerálicos é

possível observar a presença de porfiroclastos desse mineral com extinção ondulante e

subgrãos com manto de grãos poligonais ao seu redor (Fotomicrografia 4.4). O contato

quartzo-quartzo varia desde reto, subordinado, a suavemente curvo, predominante, podendo

ser interlobado. Com os filossilicatos é reto. Apresenta extinção ondulante moderada a forte.

70

Nos aglomerados poliminerálicos é possível observar truncamentos do quartzo pela

mica branca, bem como a presença de bordas irregulares, reentrantes, no contato entre esses

dois minerais. Como pode ser observado na tabela 4.1, existe uma variação na quantidade de

filossilicatos nas lâminas analisadas. Uma característica relevante nesses agregados é que, em

geral, o tamanho do grão de quartzo diminui com o aumento da porcentagem de filossilicatos.

A análise da figura 4.8 permite demonstrar que nos domínios com maior porcentagem de

filossilicatos há uma menor granulometria do quartzo, enquanto que o inverso ocorre na

medida em que há diminuição do volume de filossilicatos. Além da variação do tamanho,

também há variação no hábito do mineral em função da presença de filossilicatos. Nos

domínios pobres em mica, o quartzo mostra-se granular, ao passo que onde há filossilicatos

esse mineral apresenta-se frequentemente alongado e bordejado pela mica.

A relação entre a razão axial (eixo maior/eixo menor) do quartzo com a porcentagem

de filossilicatos foi analisada separadamente para domínios das lâminas que apresentam

crenulação (Figura 4.9) e para domínios em que não apresentam essas estruturas (Figura

4.10).

Figura 4.8- Relação entre a porcentagem de filossilicatos e a granulação do quartzo. N = número de medidas.

71

Figura 4.9- Relação entre quantidade de filossilicatos e a razão axial do quartzo em lâminas que apresentam

crenulação. N = número de medidas.

Figura 4.10- Relação entre quantidade de filossilicatos e razão axial do quartzo em lâminas que não apresentam

crenulação. N = número de medidas.

Em ambos os diagramas pode-se verificar que há um aumento da razão axial do

quartzo (eixo maior/eixo menor) em função da presença de filossilicatos. Desta forma, a razão

axial do quartzo varia entre 12:1 e 3:1 nos domínios mais ricos em mica enquanto a razão

axial varia entre 1:1 e 3:1 nos domínios mais pobres em filossilicatos, ou seja, com proporção

72

modal de filossilicatos inferior a 10%. Do exposto, pode-se concluir que quanto maior a

quantidade de filossilicatos, maior a razão axial do grão de quartzo. A partir da distribuição

dos dados nos diagramas das figuras 4.9 e 4.10, constatou-se que os dois gráficos apresentam

um padrão similar, o que sugere que não há efeito das dobras F3 na distribuição dos dados.

O quartzo das inclusões em granada e estaurolita apresenta-se granular e xenoblástico.

Ocorre ora sem orientação preferencial de forma (microestrutura em peneira), ora com essa

orientação preferencial (microestrutura helicítica). Neste caso, os grãos possuem granulação

menor que os grãos da matriz, variando entre 0,01 a 0,1mm e o contato quartzo-quartzo é reto

a interlobado e com a granada é curvo a interlobado. A extinção ondulante é moderada.

A moscovita (10 – 40%) é subdioblástica, lamelar e ocorre orientada segundo as

foliações S0//S1, S0//S1//S2 e S3. Apresenta-se em agregados monominerálicos, mas também

ocorre na matriz com quartzo (Fotomicrografias 4.1 a 4.3, 4.6, 4.13 e 4.14). Os aglomerados

de moscovita apresentam-se fortemente recristalizados e muitas vezes em continuidade ótica,

o que dificulta a definição das bordas dos grãos e da sua granulação. Quando é possível

definir, a granulometria desse mineral varia entre 0,05 a 0,2 mm. O contato moscovita-

moscovita é reto, assim como com os demais minerais constituintes da rocha. Em alguns

locais o contato com o quartzo é fortemente irregular. A extinção ondulante é fraca a

moderada.

Fotomicrografia 4.13– Moscovita (Ms) dispersa na

matriz. Qtz = quartzo. Luz plana polarizada cruzada.

Fotomicrografia 4.14- Contatos bastante irregulares entre

a granada (Grt) e o quartzo (Qtz) que podem indicar

reação de desestabilização da granada. Notar presença de

moscovita (Ms). Luz plana polarizada cruzada.

73

A granada (8 – 50%) ocorre como porfiroblastos vermelhos em amostra de mão, no

entanto em lâmina apresenta-se incolor a levemente rosada com bordas alteradas

intempericamente para goethita. Esse mineral apresenta-se, principalmente, subidioblástico e,

subordinadamente, xenoblástico. Em amostra de mão a granulação atinge 5 mm. Por outro

lado, nas lâminas a granulação varia entre 0,2 e 4 mm. Esse mineral faz contato reto a curvo e

interlobado com o quartzo (Fotomicrografias 4.14), reto com a moscovita e curvo com a

clorita. Internamente, pseudomorfos de granada podem ser observadas substituindo

metamorficamente grãos de, provavelmente, biotita (Fotomicrografia 4.15). Nesse caso há a

preservação do hábito e da clivagem do mineral que foi substituído. Logo, são denominados

de pseudomorfos de granada após biotita

As inclusões de quartzo e minerais opacos em granada possuem uma distribuição

predominantemente curva e em alguns casos formando um “S” (Fotomicrografias 4.5, 4.16 e

Figura 4.11). A forma “S” sugere uma rotação de 110° do porfiroblasto com relação à matriz.

Fotomicrografia 4.15- Mosaico de microestrutura de

porfiroblasto de granada (Grt) com pseudomorfo granada

após biotita (A) gerado pela substituição de,

provavelmente, biotita. Notar continuidade entre a

foliação externa (Se = S0//S1//S2) e a foliação interna (Si =

S0//S1//S2) e suave desvio da foliação externa com relação

ao porfiroblasto. Bt = Biotita; Ms = Moscovita; Qtz =

Quartzo; Mo = Minerais opacos. Luz plana polarizada.

74

Em alguns locais pode ser observada a continuidade da foliação interna (Si =

S0//S1//S2) com a foliação externa (Se = S0//S1//S2) (Fotomicrografias 4.15 a 4.17). Ao redor

dos porfiroblastos de granada a foliação externa (Se =S0//S1//S2) é desviada e em alguns grãos

observam-se sombra de pressão associada com essa foliação (Fotomicrografia 4.8). A granada

pode apresentar inclusões alongadas e orientadas constituindo uma foliação interna (Si=

S0//S1//S2), que é marcada pela orientação preferencial de quartzo e de minerais opacos. Esse

padrão constitui uma microestrutura helicítica (Fotomicrografia 4.5).

De uma maneira geral, os grãos de granada não apresentam sobrecrescimento

metamórfico (Fotomicrografias 4.5, 4.7 e 4.16). Entretanto, em algumas lâminas observa-se a

presença de grãos subidioblásticos com um sobrecrescimento de grãos xenoblásticos. Alguns

grãos com sobrecrescimento de granada apresentam dois padrões de inclusões. O primeiro, no

grão mais antigo, é curvo similar aos das fotomicrografias 4.5, 4.7 e 4.16. No segundo, no

grão mais novo ou sobrecrescido, pode-se notar que as inclusões estão dobradas e em

continuidade com as dobras da foliação externa (Fotomicrografia 4.17 e Figura 4.12).

Fotomicrografia 4.16- Granada (Grt) com inclusões

helicíticas de quartzo (Qtz) e de minerais opacos

(Mo). Notar desvio da foliação externa (Se=

S0//S1//S2) e a foliação interna (Si= S0//S1//S2). Grt

= granada; Bt = Biotita; Ms = Moscovita; Qtz =

Quartzo; Mo = Minerais opacos. Luz plana

polarizada.

Figura 4.11- Mapa microestrutural da trajetória

da foliação interna (Si= S0//S1//S2) e da foliação

externa (Se= S0//S1//S2) ao redor da granada da

fotomicrografia 4.16.

75

Fotomicrografia 4.17 – Mosaico mostrando grão de granada (Grt) com dois padrões de inclusão: helicítico no

centro e dobrado na borda. Notar presença de pseudomorfos de granada após biotita (A) no centro do grão. Grt

1= granada mais velha; Grt 2= granada mais nova. Bt= Biotita; Ms= Moscovita; Qtz= Quartzo. Luz plana

polarizada.

Figura 4.12- Mapa microestrutural da granada (Grt) da fotomicrografia 4.17. Notar a presença de dois domínios

estruturais baseado na morfologia de distribuição das inclusões. Grt 1= granada mais velha; Grt 2= granada mais

nova. Bt= Biotita; Ms= Moscovita; Qtz= Quartzo.

Duas lâminas com granada foram selecionadas e cinco grãos foram escolhidos para o

estudo de química mineral com microssonda eletrônica. Em quatro grãos foram medidos cerca

de cem pontos e em um cristal foram medidos dezesseis pontos. Tendo em vista o volume de

dados, alguns deles foram selecionados para compor a tabela 4.2 e 4.3.

76

Tabela 4.2 –Dados de química mineral de alguns grãos de granada da amostras Riacho (Coordenada 767211/8432119).

Tabela 4.3 –Dados de química mineral de alguns grãos de granada da amostras MPB-1 (Coordenadas 767211/8432119).

Ponto 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16

Almandina 87,12 85,98 81,95 79,83 77,26 77,51 70,70 70,87 70,58 72,64 79,26 78,16 82,20 86,45 87,40 87,16

Espessartita 1,00 2,05 5,08 9,30 10,26 12,29 16,31 16,81 17,23 14,27 9,87 9,67 6,35 2,54 1,08 0,40

Andradita 0,98 0,75 0,82 1,67 0,36 0,22 0,69 0,00 0,00 0,13 0,00 0,31 0,56 0,00 0,57 1,04

Grossulária 0,08 0,75 4,01 2,72 6,35 4,55 9,07 8,97 8,45 8,52 5,06 6,24 4,08 1,56 0,28 0,06

Piropo 10,81 10,37 8,14 6,32 5,77 5,38 3,13 3,29 3,74 4,44 5,81 5,59 6,70 9,22 10,58 11,32

Uvarovita 0,00 0,09 0,00 0,17 0,01 0,05 0,09 0,06 0,00 0,00 0,00 0,03 0,10 0,23 0,09 0,01

Ponto 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21

Almandina 85,25 84,81 85,01 84,81 84,73 83,87 83,82 83,67 84,54 82,79 82,83 82,03 81,44 78,56 77,85 79,65 78,35 78,71 77,45 76,55 74,80

Espessartita 0,62 0,91 0,61 0,80 0,72 0,89 0,71 1,02 1,71 2,35 2,72 3,10 3,04 3,25 3,22 3,37 3,69 3,94 4,71 5,62 6,91

Andradita 1,21 1,63 1,26 1,95 1,46 1,68 1,73 2,38 1,72 2,60 2,14 0,79 1,27 2,25 1,49 1,49 1,44 1,55 2,31 1,89 1,37

Grossulária 0,69 0,78 1,50 0,92 2,23 3,15 3,63 3,38 3,25 3,72 3,57 5,88 6,42 8,07 9,86 7,30 8,78 8,02 8,60 9,20 11,29

Piropo 12,23 11,88 11,62 11,52 10,86 10,40 10,12 9,54 8,78 8,53 8,73 8,20 7,83 7,87 7,57 8,20 7,74 7,79 6,94 6,73 5,63

Ponto 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42

Almandina 70,87 69,62 69,19 68,92 69,16 68,95 69,84 69,11 68,55 68,10 67,99 67,90 66,75 66,95 66,49 66,86 66,51 67,83 67,22 66,96 65,58

Espessartita 12,86 13,44 13,54 14,41 14,23 15,09 15,22 15,84 16,22 16,48 16,84 17,09 17,23 17,94 18,74 18,71 19,01 17,80 18,14 18,96 20,06

Andradita 2,33 1,63 2,83 2,14 2,65 1,95 0,69 2,29 2,28 1,28 1,49 1,56 2,33 2,49 2,05 1,31 2,35 2,12 1,63 1,66 2,09

Grossulária 10,78 12,36 11,25 11,52 10,96 11,02 11,62 9,89 10,04 11,21 10,92 10,57 10,78 9,64 10,04 10,46 9,21 9,39 10,09 9,77 9,31

Piropo 3,16 2,95 3,19 3,02 3,00 2,98 2,63 2,87 2,91 2,93 2,76 2,89 2,90 2,98 2,68 2,65 2,92 2,86 2,92 2,65 2,96

77

A variação da composição química dos grãos de granada analisados encontra-se nas

figuras 4.13 e 4.14. A determinação da composição química da granada permitiu verificar que

a composição da granada é essencialmente uma solução sólida de almandina – espessartita

com contribuições importantes de andradita, piropo e grossulária. Os grãos analisados

apresentam zoneamento composicional. Nas bordas a variação a composição é Almadina79% -

85%, Espessartita1% - 6%, Grosulária1 – 7% e Piropo7 – 12%, e no centro Almandina65% - 71%,

Espessartita19% – 20%, Grossulária8 – 11% e Piropo2 – 6%. Para a Andradita não há um variação

notável entre o centro e a borda, em geral varia entre 0,5 e 2,8%. A Uvarovita apenas foi

encontrada no grão da lâmina MPB-1 com variação abaixo de 1%.

Figura 4.13– Gráficos que representam a variação composicional do grão de granada analisado nos xistos

aluminosos da lâmina Riacho (Coordenada 767211/8432119). Vermelho= almandina (Eixo y = XFe); lilás=

piropo (Eixo y = XMg); marrom= andradita; verde= grossulária (Eixo y = XCa); azul escuro= espessartita (Eixo

y =XMn) .

78

Figura 4.14– Gráficos mostrando a variação composicional do grão de granada nos xistos aluminosos da lâmina

MPB-1 (Coordenada 767211/8432119). Vermelho= almandina (Eixo y = XFe); lilás= piropo (Eixo y = XMg);

marrom= andradita; verde= grossulária (Eixo y = XCa); azul escuro= espessartita (Eixo y =XMn)

A biotita (10 – 25%) apresenta pleocroísmo variando entre castanho esverdeado e

castanho escuro, é subidioblástica e possui hábito lamelar. Os grãos estão orientados segundo

a foliação S0//S1//S2 e S3. Também para esse mineral, em vários domínios é possível observar

a continuidade ótica de agregados recristalizados, dificultando a identificação dos grãos

individuais. Quando possível definir, a granulometria varia entre 0,1 e 0,2 mm. Faz contato

reto com os outros minerais da rocha e a extinção é fraca a moderadamente ondulante.

A estaurolita (2 – 16%) ocorre como porfiroblastos com pleocroísmo variando entre

incolor e amarelo pálido. Em alguns casos, esse mineral encontra-se alterado

intempericamente na borda para um mineral castanho escuro, de difícil identificação, que faz

79

contato reto a suavemente interlobado com o porfiroblasto hospedeiro. Também encontra-se

alterado para a clorita, com contatos retos a suturados (Fotomicrografia 4.8). Apresenta-se

prismática, subidioblástica a idioblástica. Em alguns grãos pode ser observada uma

geminação polissintética. Em lâmina, bem como em afloramento, apresenta-se decussada. A

granulação varia no campo entre 0,5 e 2,5 cm e na lâmina entre 0,8 mm e 1,2 mm. O contato

desse mineral com o quartzo é suavemente interlobado a reto, com os filossilicatos é reto a

curvo e com a clorita pode ser reentrante.

Em geral, a foliação externa (Se = S0//S1//S2) não desvia na estaurolita. Os grãos

apresentam inclusões que formam uma reta e marcada pela orientação preferencial de quartzo,

biotita, moscovita e minerais opacos constituindo a foliação interna Si (Si=S0//S1//S2). Essa

foliação interna é planar e não está dobrada, em contraste com a foliação externa da matriz

(Se) que se encontra crenulada (Fotomicrografia 4.18, 4.19 e Figura 4.15).

Fotomicrografia 4.18- Mosaico mostrando

porfiroblasto de estaurolita (St) com foliação interna

(Si= S0//S1//S2) plana e externa (Se= S0//S1//S2)

dobrada. Notar presença da clivagem de crenulação

S3. Luz plana polarizada cruzada. Qtz = quartzo; Ms

= moscovita; Bt = biotita.

Figura 4.15- Mapa microestrutural de estaurolita

com trajetória da foliação interna (Si = S0//S1//S2) e

externa (Se = S0//S1//S2) da fotomicrografia 4.18.

Notar presença da clivagem de crenulação S3.

80

Fotomicrografia 4.19- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita (St) com inclusões retas e foliação externa

(Se= S0//S1//S2). Notar associação deste mineral com grãos esqueletiformes de clorita, sugerindo reação entre

esses minerais. Qtz = Quartzo; Ms= Moscovita; Bt = Biotita; Chl= Clorita. Luz plana paralela.

Como minerais opacos (2 – 12%) tem-se pirita, predominantemente, hematita e

grafita. Esses minerais ocorrem xenoblásticos e, em geral, paralelizados com a foliação

S0//S1//S2. A granulometria da pirita varia entre 0,2 e 0,4 mm e da hematita entre 0,2 e 0,3

mm. Este último mineral também foi identificado através da Difratometria de Raio – X em

grão com maior granulometria (Figura 4.16). A grafita só foi observada em amostra de mão.

Figura 4.16 – Gráfico de difratometria de Raio – X para grão de hematita em amostra de xisto aluminoso

(Amostra MPB - 1, Coordenada 767211/8432119, Datum WGS 84).

81

A clorita (1 – 5%) possui pleocroísmo variando entre verde pálido a incolor e cor de

interferência verde acizentado. A elongação é positiva e de acordo com Evangelista (2003) é

classificada como Fe-clorita. Por vezes encontra-se alterada para um mineral castanho escuro

nas bordas, possivelmente um hidróxido gerado pela alteração superficial da rocha. Esse

mineral possui hábito lamelar, é sudidioblástico, com tamanho variando entre 0,3 mm e 0,6

mm. Em geral, cresce seguindo a foliação S3 (Fotomicrografia 4.20 e figura 4.17), mas alguns

grãos de clorita crescem paralelamente distribuídos segundo a foliação S0//S1//S2,

mimetizando a sua orientação. Além disso, pode ocorrer dispersa na matriz e, nesse caso, sem

orientação preferencial. Faz contato reto a suturado com os demais filossilicatos e suturado a

curvo com estaurolita, quartzo e granada. Em algumas seções esse mineral foi encontrado em

contato reentrante com porfiroblastos de granada e estaurolita, sugerindo que a sua presença

está relacionada com reação(ões) metamórfica(s) que envolve(m) esses minerais

(Fotomicrografias 4.8, 4.21 e 4.22). Uma característica relevante é que alguns grãos

apresentam com geminação polissintética (Fotomicrografia 4.23).

Fotomicrografia 4.20- Clorita (Chl) marcando a foliação

S3. Ms= moscovita; Qtz= quartzo; Bt= biotita; Mo=

Minerais opacos (pirita e hematita). Luz plana polarizada.

Figura 4.17- Mapa microestrutural da

fotomicrografia 4.20 mostrando clorita (Chl)

marcando foliação de plano axial da dobra de

crenulação F3.

82

Fotomicrografia 4.21- Clorita (Chl) com geminação

polissintética. Grt = Granada. Luz plana polarizada

cruzada. Luz plana polarizada.

Fotomicrografia 4.22– Contato levemente suturado

entre a clorita (Chl) e a granada (Grt). Luz plana

polarizada.

Fotomicrografia 4.23- Clorita (Chl) com geminação

polissintética. Qtz= quartzo; Ms= Moscovita; Bt=

Biotita. Luz plana polarizada cruzada.

4.3. RELAÇÃO DO CRESCIMENTO MINERAL COM AS FASES

DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS

A análise da relação entre a foliação externa (Se) e interna (Si) em porfiroblastos de

granada e estaurolita, suas deflexões e orientação preferencial dos minerais constituintes dos

xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa permitiu estabelecer uma sucessão

paragenética para essas rochas (Figura 4.18). O quartzo é encontrado orientado

preferencialmente segundo as foliações S0//S1 e S0//S1//S2, assim como a moscovita. Para a

83

moscovita, esse mineral também ocorre orientado segundo S3. Usando como critério a

orientação preferencial dos minerais, sugere-se um crescimento Sin-D1 e Sin-D2 para o

quartzo e Sin-D1, D2 e D3 para a moscovita (Figura 4.18). Além disso, a transformação de

granada em quartzo possivelmente, também ocorreu nessa fase de deformação.

A biotita e os minerais opacos também possuem orientação preferencial segundo

S0//S1//S2 e seus crescimentos devem estar associados com as fases D1 e D2. A biotita

possivelmente, assim como a moscovita, teve também crescimento sin-D3.

Para os minerais como quartzo, moscovita e biotita, bem como para os minerais

opacos, a ausência de inclusões dificulta a interpretação da relação entre o crescimento dos

minerais e a deformação, mas pode ser estimada, como feito anteriormente.

Figura 4.18- Diagrama mostrando a interpretação para a idade relativa de crescimento metamórfico dos minerais

que compõem os xistos aluminosos estudados. Ver texto para discussão.

84

Entretanto, a presença de inclusões na granada e na estaurolita permite uma maior

segurança nas interpretações dessas relações. As inclusões na granada apresentam-se de duas

formas: (i) com um padrão curvo, muitas vezes em forma de “S”, e contínuo com relação a

foliação externa (Se = S0//S1//S2); e (ii) com dois padrões de inclusão em um mesmo grão.

Nesse caso, o centro as inclusões são retas e curvas (em S), e nas bordas as inclusões estão

dobradas em continuidade com a foliação externa. Entretanto, as dobras nas inclusões

possuem ângulo interflanco menor do que as dobras de crenulação da matriz. O primeiro

padrão sugere um crescimento da granada sin-D2, enquanto o segundo sugere duas fases de

crescimento da granada: o centro com crescimento sin-D2 e a borda sin a cedo-D3. Somando-

se ao padrão de inclusões, a deflexão da foliação S0//S1//S2 no entorno dos porfiroblastos com

sombra de pressão corrobora a interpretação de um crescimento, principalmente, sin-D2 para

este mineral.

Predominantemente, a estaurolita possui inclusões retas em continuidade com a

foliação externa (Se). Essa foliação externa encontra-se dobrada, em contraste com a foliação

interna (Si), que se apresenta retilínea. Somando-se a isso, a foliação D3 é deflexionada ao

redor deste mineral. Essas feições, em conjunto, sugerem um crescimento intertectônico entre

as fases D2 e D3 para esse mineral. Entretanto, em uma amostra analisada observou-se a

foliação S0//S1 marcada por dobra isoclinal e intrafolial associada com a estaurolita. Essa

feição sugere a possibilidade de outro momento (Time) para a cristalização da estaurolita, que

seria anterior à que foi mencionada (Figura 4.18). A ausência se feições como sombra de

pressão e de mais exemplos desse mineral nessa situação dificulta a solução dessa questão.

Desta forma, sugere-se que, embora a estaurolita tenha iniciado crescer na fase de deformação

D1, ou entre a D1 e D2, mas o principal momento de seu crescimento (Time) foi entre as fases

D2 e D3.

A clorita encontra-se como produto de alteração retrometamórfica principalmente

associada a granada e estaurolita, bem como marcando a foliação S3. Desta forma, sugere-se

um crescimento sin-D3 para esse mineral.

4.4. PROVÁVEIS REAÇÕES METAMÓRFICAS ENVOLVIDAS NA

FORMAÇÃO DOS XISTOS ALUMINOSOS E ESTIMATIVA DE TEMPERATURA

DO METAMORFISMO

Baseado nas relações microestruturais, pode-se sugerir a existência de um

metamorfismo progressivo (M1) para área. A paragênese constituída por granada, quartzo,

85

pirita, hematita e estaurolita esteve em equilíbrio até a fase D2 ou tardiamente a ela (Figura

4.20). A presença de pseudomorfos de granada após biotita sugere a presença de reações

metamórficas envolvendo a biotita na formação de granada. Algumas reações possíveis para a

fase progressiva do metamorfismo M1 seriam:

Clorita + biotita1 + quartzo = granada + biotita2 + H2O (WINKLER, 1977) (1)

Estaurolita + biotita = granada + clorita (BUCHER; GRAPES, 2011) (2)

Esse metamorfismo teria ocorrido em temperatura entre 670 e 680C (Figuras 4.18 e

4.19), ou seja, em condições de fácies anfibolito médio, tendo em vista que nesse intervalo

não há o aparecimento da clorita.

A substituição de granada por clorita, moscovita e quartzo pode ter ocorrido através da

seguinte reação reversa:

Moscovita + clorita + quartzo = almandina + biotita + H2O

(BUCHER; GRAPES, 2011) (3)

Por sua vez, a substituição parcial da estaurolita pode ter ocorrido através de alguma

dessas reações reversas:

Clorita + muscovita = estaurolita + biotita + quartzo + H2O

(YARDLEY, 1994) (4)

Granada + muscovita +clorita = estaurolita + biotita + quartzo + H2O

(YARDLEY, 1994) (5)

Essa paragênese mineral cresceu durante a fase retrógrada para o metamorfismo M1 e

associada com a fase de deformação D3. Utilizando os diagramas das figuras 4.19 e 4.20,

pode-se interpretar que a temperatura para essa fase retrógada seria, no máximo, de 670 ºC, ou

seja, em condições de fácies anfibolito médio, no máximo, já que em temperaturas acima

desse limite há desaparecimento da clorita. A temperatura mínima do metamorfismo não pôde

ser determinada.

86

Figura 4.19- Sequências de assembleias exibidas com uma sequência esquemática de diagramas AFM no sistema

KFMASH (sistema –AFM) ao longo de uma trajetória tipo-Ky de metamorfismo. Als= aluminossilicato; Bt=

biotita; Cld= cloritoide; Chl= clorita; Kfs= k-feldspato Grt= granada; St= estaurolita. (Modificado de BUCHER;

GRAPES, 2011).

87

Figura 4.20– Assembleias estáveis em rochas metapelíticas ricas em Fe (Modelo de sistema KFMASH). Qtz=

quartzo; Ms= Moscovita; Chl= Clorita; Cld= Cloritoide; Grt= granada; Bt= Biotita; St= estaurolita; Crd=

cordierita; Kfs= K-feldpato; Sil= sillimanita. (Modificado de BUCHER; GRAPES, 2011).

4.5. PROCESSOS DEFORMACIONAIS E MECANISMOS DE

RECRISTALIZAÇÃO EM QUARTZO

O estudo microestrutural associado com o quartzo mostrou que a razão axial desse

mineral aumenta proporcionalmente ao aumento do volume modal de filossilicatos. Essa

relação pode sugerir que os grãos de quartzo podem ter sido dissolvidos na sua interface com

os filossilicatos ou, alternativamente, mas não excludente, que o quartzo possa ter sido

precipitado no contato com a mica e orientado-se segundo a foliação da rocha. Resultados

semelhantes a esse foram obtidos por Lagoeiro (1998) para agregados de quartzo e hematita e

para Cruz (2000) em agregados com quartzo e mica branca. A presença de aglomerados de

quartzo na zona de charneira das dobras da fase D3 sugere a atuação de processo de

deformação envolvendo solution transfer por dissolução por pressão. Esse processo pode ter

88

favorecido à dissolução do quartzo no contato com os filossilicatos e a sua precipitação nas

áreas de charneira (menor pressão).

Em geral, o quartzo da matriz dos xistos aluminosos é granular. Raros porfiroclastos

foram encontrados e quando presentes pode-se verificar a presença de subgrãos e novos grãos

poligonais. Essas feições possivelmente estão associada com mecanismos de recristalização

por rotação de subgrãos (Subgrain Rotation Recristallysation). Esse mecanismo pode ter

favorecido à diminuição da granulometria do quartzo. Na maioria dos grãos o contato

quartzo-quartzo é suavemente curvo, predominante, podem ser interlobado. Essas feições

sugerem a atuação de mecanismo de recristalização por migração de limite de grão (Grain

Boundary Migration Recrystallisation).

4.6. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS

O Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional exibe uma

grande complexidade no que diz respeito à evolução tectôno-metamórfica e tem sido alvo de

pesquisas científica, podendo ser citados os trabalhos de Moraes et al. (1980), Souza et al.

(1984), Rocha (1992) e Rocha, Souza e Garrido (1998). Esses trabalhos, de escala regional,

abordaram, além das litologias e do potencial metalogenético, o arcabouço estrutural sem,

contudo, realizar a análise na microescala. Uma hierarquização foi proposta por Rocha (1992)

e Rocha, Souza e Garrido (1998) para esse compartimento da porção setentrional do Orógeno

Araçuaí, podendo ser resumida da seguinte forma: (i) fase D1: dobras isoclinais inclinadas

com eixo NNW e zonas de cisalhamento. Esforço principal E-W; (ii) fase D2: nucleação de

dobras assimétricas de eixo NNE, clivagem de crenulação, lineação de miniondulação e

cisalhamentos. Campo de tensão principal N-S; (iii) fase D3: zona de cisalhamento e dobras

abertas, desarmônicas, de eixo E-W. Campo de tensão principal N-S. Por outro lado, essa

monografia propõe uma hierarquização bastante diferente da que foi proposta por de Rocha

(1992) e Rocha, Souza e Garrido (1998), tendo como único ponto comum a identificação das

estruturas da fase D2. Como apresentado anteriormente, a análise estrutural de campo e as

relações microestruturais permitiram separar estruturas associados a quatro fases

deformacionais distintas, sendo elas: (i) foliação S0//S1 associadas a fase D1; (ii) dobras

intrafoliais isoclinais sem raíz, foliação S0//S1//S2 com trend principal NNE-SSW e lineação

de estiramento Lx2 associada à fase D2; (iii) dobras regionais, dobras de crenulação Lb3 com

caimento principalmente para NE, clivagem de crenulação S3 de trend NE-SW associados a

fase D3; e (iv) figura de interferência em laço e zonas de cisalhamento com movimento

89

destral-reverso associadas a fase D4. Em parte, essa hierarquização é similar à que foi

proposta por Cruz et al. (2013) para o setor do cinturão entre a cidade de Caetité e Licínio de

Almeida. De acordo com essa autora, nesse setor há apenas uma fase de desenvolvimento de

dobras e com orientação N-S. Além disso, a estrutura dobrada é o bandamento composicional

S0. As dobras seriam truncadas por zonas de cisalhamento, reversas, reversa-destrais ou

destral-reversas, que na região de Urandi seriam responsáveis pelo desenvolvimento de uma

foliação S0//S1 e de uma lineação de estiramento mineral. Além disso, essas estruturas seriam

responsáveis pela justaposição do embasamento do Cinturão de Dobramentos e

Cavalgamentos Espinhaço Setentrional sobre as rochas meso e neoproterozóicas dos

Supergrupos Espinhaço e São Francisco. Desta forma, dois pontos podem ser destacados: (i) a

forte diferença entre o modelo estrutural proposto nessa monografia e o que foi proposto por

Rocha (1992) e Rocha, Souza e Garrido (1998); (ii) a maior complexidade estrutural do

Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional quando comparado com o

modelo estrutural de Cruz et al. (2013).

Para o metamorfismo, Rocha, Souza e Garrido (1998) sugerem deformações que

atingiram as rochas do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional

ocorreu sob condições de fácies xisto-verde para a fase D1 e de xisto-verde à anfibolito baixo

correspondente às fases D2. Especificamente para as rochas proterozoicas, esses autores

admitem que o metamorfismo é de fácies anfibolito, tendo uma maior temperatura associada

com as rochas da Sequência Metavulcanossedimentar Licínio de Almeida. Nessa monografia

identificou-se um metamorfismo regional denominado M1, que foi dividido nas fases

progressiva, de fácies anfibolito médio, e regressiva, de fácies, no máximo, anfibolito médio,

mas com temperatura máxima inferior à sugerida para a fase progressiva. O estágio

progressivo do metamorfismo M1 com paragênese granada, estaurolita e quartzo é

concomitante as fases deformacionais D1 e D2 e o estágio regressivo com paragênese clorita,

moscovita e quartzo é associado à fase D3. A fase de deformação D4 também deve estar

associada com o estágio regressivo do metamorfismo M1.

Para a região sul do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço

Setentrional, entre as cidades de Caetité e Licínio de Almeida, Cruz et al. (2013) descrevem

minerais metamórficos como sericita e quartzo para as rochas metassedimentares do cinturão,

sugerindo condições de fácies xisto verde baixo a anquimetamorfismo. Entretanto, os dados

dessa monografia revelam condições de fácies metamórficas de fácies anfibolito e de

deformação mais intensa na área de estudo (Figura 4.21 e 4.22), em contraste com as áreas

vizinhas.

90

Tais resultados podem ser explicados da seguinte forma: (i) ou pela existência de

anomalia térmica na região de Caetité, provocando condições de temperaturas muito maiores

do que as encontradas a sul dessa região; (ii) ou pela atuação de processos tectônicos que

levaram à exumação muito mais expressiva desse setor do que os demais do Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. A exumação mais expressiva levaria a

exposição de rochas com maior grau metamórfico e com maior intensidade de deformação.

Figura 4.21- Mapa simplificado da porção sul do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço

Setentrional.

91

Figura 4.22- Mapa com a distribuição das fácies do metamorfismo neoproterozoico.

A diminuição da temperatura referente ao metamorfismo (M1) na fase regressiva é

concomitante com a fase D3 defendida nessa monografia. Essa variação de temperatura

também é revelada pelos gráficos da variação composicional das granadas. Do centro para a

borda há um aumento no teor de almandina, granada rica em ferro, que pode ser explicado

pela diminuição da temperatura neste sentido.

92

Tendo em vista a continuidade física das unidades do Grupo Santo Onofre em direção

ao Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Meridional e que zircões com cerca

de 900 Ma foram obtidos nessas rochas Babinsky et al. (2011), sugere-se uma idade

neoproterozoica para as deformações identificadas. Dessa forma, a deformação e o

metamorfismo nessas rochas estão, possivelmente, relacionadas ao Ciclo Brasiliano, de idade

neoproterozoica. As dobras da fase D3 e a zona de cisalhamento da fase D4 podem estar

associadas à um mesmo conjunto de estruturas denominado por Cruz e Alkmim (2006) como

Dp. Segundo estes autores, neste conjunto estão inclusas falhas de cavalgamento e strike-slip,

associadas com dobras, zonas de cisalhamento dúcteis e várias estruturas de pequena escala

geradas durante o principal episódio de inversão do Aulacógeno do Paramirim.

93

5. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

Do exposto, pode-se concluir que a área de estudo foi submetida a esforços

compressionais com a tensão principal máxima (σ1) posicionando-se segundo WSW-ENE.

Esses esforços estão associados ao ciclo de deformações Brasiliano e geraram uma

deformação progressiva. As estruturas deformacionais foram sistematizadas em quatro fases,

hierarquizadas como D1, D2, D3 e D4, cujos registros são, respectivamente: (i) foliação S0//S1;

(ii) dobras isoclinais, intrafoliais, sem raiz, foliação S0//S1//S2 e lineação de estiramento Lx2;

(iii) dobras regionais, dobras de crenulação Lb3, clivagem de crenulação S3; e (iv) figura de

interferência em laço e zona de cisalhamento com movimento destral-reverso.

Concomitante a esta deformação as rochas foram expostas a um metamorfismo

denominado M1 que possui uma fase progressiva na fácies anfibolito baixo, identificada pela

associação mineralógica: moscovita, quartzo, biotita, hematita, pirita, grafita, granada e

estaurolita, e uma fase regressiva no xisto-verde, formada pela associação mineralógica:

moscovita, biotita e clorita. A primeira associação mineralógica permite atribuir um intervalo

de temperatura de metamorfismo M1 (progressivo) entre 670 e 680º C e a uma temperatura

máxima de 670 °C para a fase regressiva desse metamorfismo.

Na porção sul do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional o

grau metamórfico cresce anomalamente de sul para norte, tendo em vista que a sul da área de

estudo tem-se metarenitos com estruturas primárias preservadas, com mineralogia rica em

sericita e quartzo e que na área de estudo predomina uma associação de fácies anfibolito baixo

e intensa deformação, com destruição das estruturas sedimentares, tanto no xistos aluminosos

(metapelitos) quanto nos quartzitos (metarenitos).

Devido ao anômalo grau metamórfico das rochas estudadas, pesquisas mais detalhadas

fazem-se necessárias, o que implicará em um maior entendimento da evolução do Cinturão de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, bem como sua relação com o de

Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Meridional e, mais especificamente, com o

Orógeno Araçuaí-Oeste Congo.

94

6. REFERÊNCIAS

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