1

TERMO DE APROVAÇÃO

LUCAS PHILADELPHO ROSÁRIO

MAPEAMENTO GEOLÓGICO MULTIESCALAR DA PORÇÃO SETENTRIONAL

DO DOMO DE SALGADÁLIA, CONCEIÇÃO DO COITÉ, BAHIA

Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em

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

Simone Cerqueira Pereira Cruz – Orientadora

Doutora em Geologia Estrutural e Tectônica pela Universidade Federal de Ouro Preto

Universidade Federal da Bahia (UFBA)

Jailma Santos de Souza

Mestre na área de Petrologia, Metalogênese e Exploração Mineral pela Universidade

Federal da Bahia

NGB-IGEO/UFBA

Cristina Maria Burgos de Carvalho

Doutora em Geologia pela Universidade Federal da Bahia (UFBA)

Serviço Geológico do Brasil - Companhia de Pesquisa em Recursos Minerais (CPRM)

Salvador 05 de julho de 2010

Rosário, Lucas Philadelpho,

MAPEAMENTO GEOLÓGICO MULTIESCALAR DA PORÇÃO

SETENTRIONAL DO DOMO DE SALGADÁLIA, CONCEIÇÃO DO COITÉ,

BAHIA/ Lucas Philadelpho Rosário – 2010.

104f. : Il.

Orientadora: Simone Cerqueira Pereira Cruz.

Trabalho de Conclusão de curso (Bacharelado) – Graduação em Geologia.

Instituto de Geociências. Universidade Federal da Bahia, 2010.

1.Greenstone Belt do Rio Itapicuru 2. Bloco Serrinha 3.tonalito- trondhjemito,

granodiorito 4. Domo de Salgadália.

I. Cruz, Simone Cerqueira Pereira, II. Título

2

AGRADECIMENTOS

Ao final deste trabalho não tenho como ser diferente e agradeço primeiramente a

Deus por oferecer possibilidades para o aperfeiçoamento. Agradeço a minha mãe, meu

pai, irmãos de sangue e de coração, que sempre me depositaram confiança. Agradeço

aos mestres que sentem prazer em distribuir seus conhecimentos, em especial aos

professores Simone, Osmário, Haroldo Sá, Marcão e Flávio. Registro também, especial

agradecimento a minha companheira Marina, que me ofereceu seu apoio, inclusive nas

etapas finais de realização desta monografia. Agradeço a Mineração Fazenda Brasileiro,

e toda a equipe da geologia que sempre esteve disponível. Um sincero agradecimento a

todos os colegas de curso que vão deixar vestígios de saudades por toda a estada neste

planeta. VP.

3

4

LISTA DE ABREVIATURAS

Anf – Anfibólio

Bt – Biotita

Cl – Clorita

DS - Domo de Salgadália

ETR – Elementos Terras Raras

ETRL– Elementos Terras Raras Leves

ETRP – Elementos Terras Raras Pesadas

Ga- Bilhões de Anos

GBRI - Greenstone Belt do Rio Itapicuru

Grd – Granada

GBRC - Greenstones Belts Rio Capim

Lxp' - lineação de estiramento mineral

Pb – Chumbo

Pl – Plagioclásio

Qtz – Quartzo

Sp’ - superfície milonítica

TGS- Trondhjemíticos-Tonalíticos a Granodioríticos Salgadália

TTG –Tonalito- Trondhjemito - Granodiorito

U- Urânio

UMF - Unidade Metavulcânica Félsica

UMM - Unidade Metavulcânica Máfica

5

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1: Compartimentos tectônicos do Estado da Bahia

Figura 1.2: Estado da Bahia

Figura 1.3: Mapa de caminhamento e amostragem petrográfica

Figura 2.1: Compartimentação tectônica da Plataforma Sul-Americana

Figura 2.2: Esboço do Cráton do São Francisco e suas Faixas Marginais

Figura 2.3: Mapa Geológico Simplificado do Bloco Serrinha

Figura 2.4: Mapa geológico simplificado do Greenstone Belt do Rio Itapicuru

Figura 2.5: Bloco diagrama mostrando as principais estruturas do GBRI

Figura 2.6: Modelo de evolução geotectônica para o GBRI

Figura 2.7: Proposta de um modelo de evolução geotectônica para o Greenstone Belt do

Rio Itapicuru –Bahia

Figura 3.1: Diagrama de classificação de rochas plutônicas

Figura 3.2: Diagrama de classificação de rochas vulcânicas máficas

Figura 3.3: Diagrama de classificação de rochas ígneas

Figura 3.4: Diagrama de classificação de rochas sedimentares

Figura 3.5: Diagrama de classificação de rochas plutônicas

Figura 4.1: Mapa estrutural simplificado dá área de Trabalho

Figura 4.2: Diagramas estereográficos sinópticos das foliações Sa//Sp' e respectivas

lineações de estiramento mineral Lxp' no Complexo Santa Luz.

Figura 4.3- Diagramas de rosetas para falhas destrais e sinistrais do estágio Dp’” no

Complexo Santa Luz

Figura 4.4.- Diagramas estereográficos sinópticos das foliações Sa//Sp' e respectivas

lineações de estiramento mineral Lxp' nos Tonalitos-granodioritos Salgadália

Figura 4.5 - Diagrama estereográfico sinóptico para falhas destrais

Figura 4.6 - Diagrama de rosetas para falhas no Tonalito.

Figura 4.7 - Diagrama de rosetas para fraturas no Tonalito

Figura 4.8 – Diagramas estereográficos sinópticos das foliações S0//S1, lineações de

estiramento mineral Lxp’ nas unidades supracrustais do GBRI.

Figura 4.9 - Diagrama de rosetas para falhas no GBRI.

Figura 4.10 - Diagrama de contorno e rosetas para fraturas no GBRI.

Figura 4.11- Domínios estruturais da área de trabalho

Figura 4.12 - Diagramas estereográficos sinópticos para foliação Sp' e da lineação de

estiramento mineral Lxp' no Domínio 1.

Figura 4.13 - Diagramas estereográficos sinópticos para foliação S0//S1 e respectivas

linhas de estiramento mineral Lx2 no Domínio 2.

6

Figura 4.14- Diagramas estereográficos sinópticos para foliação Sp” e da lineação de

estiramento mineral Lxp” no Domínio 3.

Figura 4.15- Diagrama estereográfico sinóptico e roseta para veios de quartzo no GBRI.

Planos preferenciais representados em vermelho. Hemisfério inferior. N= número de

medidas.

Figura 4.16 – Modelo de evolução deformacional para a área de estudo

Figura 4.17 - Grade petrogenética para pelitos (Sistema HFMKS)

7

LISTA DE FOTOGRAFIAS

Fotografia 3.1: Níveis tonalíticos miloníticos cavalgados sobre metagrauvacas

ultramiloníticos com granada, na linha férrea próxima a Salgadália

Fotografia 3.2: Foliação milonítica nos granodioritos miloníticos com granada

Fotografia 3.3: Afloramento de Metabasalto

Fotografia 3.4: Contato entre os riolitos da Unidade Vulcânica Félsica e o Domínio

Metassedimentar

Fotografia 3.5: Afloramento do Metadacito no Domínio Metavulcânico Intermediário a

Félsico

Fotografia 3.6: Metarcóseo Milonítico do Domínio Metassedimentar

Fotografia 3.7: Granada nos Metapelitos/Xistos Ultramiloníticos

Fotografia 3.8: Formação Ferrífera Bandada no Domínio metassedimentar

Fotografia 3.9: Aspecto dos pegmatitos da área de trabalho

Fotografia 3.10: Aspecto do afloramento da fácies granodiorítica fracamente

anisotrópica

Fotografia 3.11: Aspecto porfirítico da fácies granodiorítica fracamente anisotrópica

Fotografia 3.12: Aspecto geral de afloramento dos tonalitos granodioritos miloníticos

Fotografia 3.13: Bandamento composicional no tonalitos granodioritos miloníticos,

marcado por níveis porfiríticos e anfibolíticos

Fotografia 3.14: Foliação marcada pelo alinhamento de grãos de plagioclásio e paletas

de biotita estiradas

Fotografia 3.15: Aspecto do bandamento composicional nos enclaves anfibolíticos

Fotografia 4.1: Metachert na Unidade Metassedimentar

Fotografia 4.2: Dobra intrafolial da fase Fn-1 em metapelitos do Complexo Santa Luz.

Fotografia 4.3: Dobras simétricas Dn''cortadas por zona de cisalhamento rúptil Dn'''

8

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS

Fotomicrografia 3.1: Microestrutura granoblástica poligonal nos granodioritos

miloníticos com granada do Complexo Santa Luz

Fotomicrografia 3.2: Pórfiro de plagioclásio com dobras do tipo kink band e

microestrutura núcleo manto e inclusões de quartzo

Fotomicrografia 3.3: Microestrutura tipo helicítica em granada evidenciada por

inclusões lineares de quartzo nos granodioritos miloníticos com granada do Complexo

Santa Luz

Fotomicrografia 3.4: Granada arredondada, subidioblástica, em contato com

plagioclásio, quartzo e biotita

Fotomicrografia 3.5: Cristal idiomórfico de zircão zonado incluso em pórfiro de

plagioclásio

Fotomicrografia 3.6: Microestrutura nematoblástica caracterizada pelo alinhamento dos

prismas de tremolita-actinolita e intersticial com presença de massas microgranulados

de quartzo e plagioclásio ocupando interstícios

Fotomicrografia 3.7: Microestrutura revelando a transformação da biotita em clorita

Fotomicrografia 3.8: Microestrutura inequigranular e inclusão de quartzo em grão de

plagioclásio

Fotomicrografia 3.9: Muscovita e biotita crenuladas e dobradas assimetricamente em Z

nos metapelitos/xistos da unidade metassedimentar

Fotomicrografia 3.10: Microestrutura granoblástica poligonal e lepidoblástica associada

à orientação da biotita nos metarcóseos da unidade metassedimentar

Fotomicrografia 3.11: Microestrutura granoblástica poligonal com cristais de quartzo e

plagioclásio

Fotomicrografia 3.12: Microestrutura nematoblástica caracterizada por cristais de

actinolita.

Fotomicrografia 4.1: Porfiblasto de granada com textura helicítica com inclusão de

grãos de quartzo e biotita nos metarcóseos da unidade metassedimentar

9

LISTA DE TABELAS

3.1: Composição modal dos granodioritos intrusivos do Complexo Santa Luz

3.2: Composição modal dos Metapelitos/Xistos Ultramiloníticos da Unidade

Metassedimentar

3.3: Composição modal dos metarcóseos aluminosos da Unidade Metassedimentar

3.4: Composição modal dos enclaves anfibolíticos.

10

SUMÁRIO

LISTA DE ABREVIATURAS 04

LISTA DE FIGURAS 05

LISTA DE FOTOGRAFIAS 07

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS 08

LISTA DE TABELAS 09

RESUMO 13

ABSTRACT 14

CAPITULO 01 – INTRODUÇÃO 15

1.1 ASPECTOS GERAIS 15

1.2 CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA 16

1.3 LOCALIZAÇÃO E ACESSO DA ÁREA SELECIONADA 17

1.4 OBJETIVOS 19

1.5 JUSTIFICATIVA 13

1.6 MÉTODO DE TRABALHO 19

CAPITULO 02 – GEOLOGIA REGIONAL 22

2.1 INTRODUÇÃO 22

2.2 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO 22

2.3 O BLOCO SERRINHA 23

2.3.1 O GREENSTONE BELT DO RIO ITAPICURU 28

2.3.2 ESTRATIGRAFIA 29

a) Unidade Metamáfica 30

b) Unidade Metafélsica 30

c) Unidade Metassedimentar 31

d) Granitóides Intrusivos 31

11

2.3.3. METAMORFISMO 35

2.3.4 GEOLOGIA ESTRUTURAL 35

2.3.5. MODELOS DE EVOLUÇÃO TECTÔNICA DO GREENSTONE

BELT DO RIO ITAPICURU 38

CAPITULO 03 – GEOLOGIA LOCAL 40

3.1 INTRODUÇÃO 40

3.2 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS 40

3.2.1. DOMÍNIO DO EMBASAMENTO GRANITO-GNÁISSICO DO

COMPLEXO SANTA LUZ 40

3.2.2 DOMÍNIOS DAS ROCHAS SUPRACRUSTAIS DO GREENSTONE

BELT DO RIO ITAPICURU 46

a) Domínio Metavulcânico Máfico 46

b) Domínio Metavulcânico Intermediário a Félsico 49

c) Domínio Metassedimentar 52

i) Os Metapelitos/Xistos Ultramiloníticos 54

ii) Metarcóseos Aluminosos Miloníticos 56

3.2.3. TONALITOS-TRONDHJEMITOS-GRANODIORITOS

BANDADOS SALGADÁLIA 57

3.2.4 PEGMATITOS 59

3.2.5 ROCHAS COM POSICIONAMENTO DUVIDOSO 59

a) Granodiorito Fracamente Anisotrópico 60

b) Tonalito Granodiorito Milonítico 60

c) Enclaves Anfibolíticos 64

4. GEOLOGIA ESTRUTURAL E ASPECTOS

PRELIMINATES DO METAMORFISMO 67

4.1 INTRODUÇÃO 67

4.2 FASES DEFORMACIONAIS 67

12

a) Complexo Santa Luz 71

b) Tonalitos-Trondhjemitos-Granodioritos Salgadália 68

c) Greenstone Belt do Rio Itapicuru 75

4.3 DOMÍNIOS ESTRUTURAIS 77

a) Domínio 1 77

b) Domínio 2 78

c) Domínio 3 80

4.5. VEIOS DE QUARTZO 81

4.4 PROCESSOS DEFORMACIONAIS E MECANISMOS DE

RECRISTALIZAÇÃO 82

4.5 MODELO DE EVOLUÇÃO DEFORMACIONAL 83

4.6. ASPECTOS PRELIMINATES DO METAMORFISMO 87

5. CONCLUSÕES 83

6. REFERÊNCIAS 89

13

RESUMO

O Domo de Salgadália (DS) localiza-se na porção sul do Greenstone Belt do Rio

Itapicuru (GBRI) e está inserido no Bloco Serrinha, na porção nordeste do Cráton do

São Francisco. O mapeamento da sua porção norte levou à identificação de:

Embasamento do Complexo Santa Luz; Unidades do Domínio Metavulcânico Máfico,

Domínio Metavulcânico Intermediário a Félsico, Domínio Metassedimentar do

Greenstone Belt do Rio Itapicuru; o conjunto de gnaisses Trondhjemíticos-Tonalíticos a

Granodioríticos Salgadália (TGS), Granitóides e Pegmatitos e rochas de posicionamento

duvidoso como Rocha Granodiorítica e Tonalitos a Granodioritos Miloníticos. Como

ferramentas para o mapeamento, em escala 1:25.000, foram utilizadas imagens

aerogeofísicas magnetométricas e gamaespectométricas em canais separados de tório,

potássio e urânio, imagem landsat®

, petrografia, mapeamento de campo, levantamento

de dados estruturais, trabalhados em software steronet®

. A geometria principal é um

antiforme regional nucleado pelos TGS que desenvolve-se sobre a foliação Sn. O

trondhjemito-granodiorito Salgadália possui formato ovalado e alongado na direção

NNE-SSW, fazendo contato tectônico com a unidade metassedimentar do GBRI, assim

como com todas outras unidades cartografadas. No setor norte do DS, em todas as

unidades cartografadas, uma superfície milonítica (Sp’) apresenta ampla distribuição

modal, compatível com a estrutura dômica. Sobre esse superfície tem-se a lineação de

estiramento mineral (Lxp´), que orienta-se preferencialmente segundo 17° para 093.

Indicadores de movimento, tais como estruturas S/C/C’ e boudins assimétricos, sugerem

transporte tectônico de NNE para SSW para a primeira fase de deformação identificada.

Essa foliação encontra-se dobrada por um estágio seguinte, Dp” e cortado por zonas de

cisalhamento Dp’”. A paragênese metamórfica é marcada por granada, biotita, quartzo e

cianita, sugerindo condições de metamorfismo compatível com fácies xisto verde

médio, com temperatura superior a 500ºC e pressões acima de 4 kb.

Palavras Chave: Greenstone Belt do Rio Itapicuru, Bloco Serrinha, trondhjemito-

tonalito-granodiorito, Domo de Salgadália.

14

ABSTRACT

The Salgadália’s Dome (SD) is localized in the south portion of the Greenstone Belt of Rio

Itapicuru (GBRI) and it is inserted in the Serrinha Block, in the northern portion of the São

Francisco Cráton (SFC). The mapping the north portion took to the identification of: Santa Luz

Complex Basement; Units from the Metavolcanic Mafic Domain; Metavolcanic Intermediate to

Felsic Domain, Greenstone Belt of Rio Itapicuru Metassedimentar Domain; the set of

Trhondjemitics-Tonalites gneiss to the Salgadália Granodiorite (STG), Granitoids and

Pegmatites and rocks with a doubtly position as the Granodioritic Rocks and Tonalites to

Granodiorites Milonitics. As tools used to this mapping, in scale 1:25.000, it was used

magnometric and espectometric aerogeophysical images in separated channels from thorium,

potassium and uranium, landsat® images, petrography, field mapping, structural’s data survey,

works made at the software steronet®. The main geometry is a regional antiform nucleated by

the STG that develops over the Sn foliation. The Salgadália’s trondhjemites-granodiorites

milonitics has an oval format and elongated in the NNE-SSW direction, doing a tectonic contact

with the metassedimentar unit GBRI, as well with all the cartographed units. N the north sector

of SD, all the cartographed units, a milonitic surface (Sp’) presents a wide modal distribution,

compatible with the domic structure. Over these surfaces there is a mineral lengthen lineation

(Lxp’), that preferably orients according 17° to 093. Movements indicators, as the structures

S/C/C’ and the asymmetric boudins, suggest a tectonic transport from NNE to SSW for the first

phase of an identified deformation. This foliation is found it folded by the following stage, Dp’’

and cut it by shear zones Dp’’’. The metamorphic paragenesis is market by garnet, biotite,

quartz and kyanite, suggesting conditions of a compatible metamorphism with the medium

Green schist facies, with temperature over 500ºC and higher press of 4 kb.

Key-Words: Greenstone Belt of Rio Itapicuru, Serrinha’s Block, Webber Zone, tonalite-

granodiorite, Salgadália’s Dome.

15

CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO

1.1 ASPECTOS GERAIS

O Bloco Serrinha é um segmento do Cráton do São Francisco que está em contato

com a faixa de dobramentos Sergipana e com a Bacia do Tucano, a leste-nordeste, e

com o cinturão Salvador-Curaçá, a oeste (Figura 1.1) (Kosin et al. 2003). Como

unidades mais antigas, nesse Bloco tem-se os Complexos Uauá e Santa Luz e os

terrenos gnáissicos arqueanos de médio a alto grau metamórfico (Brito Neves et al.

1980), que configuram o embasamento de Greenstones Belts, mais jovens,

paleoproterozóicos, denominados de Rio Capim (GBRC) e Rio Itapicuru (GBRI)

(Kishida 1979; Silva 1983, 1987,1992 e Silva et al. 2001). Neste Bloco, as idades paleo

a mesoarqueanas e a ausência de provas para magmatismo neoarqueano são

semelhantes ao que é observado no cráton Kaapvaal na África do Sul (Rios et al.

2008).

O bloco em foco participou da Colisão Paleoproterozóica entre os Blocos Gavião,

Jequié e Itabuna-Salvador-Curacá gerando o Orógeno Itabuna-Salvador-Curacá,

culminando com a estruturação de uma mega flor positiva (Melo et al. 1995). Os

cavalgamentos de rochas do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá sobre as supracrustais do

Bloco Serrinha levou à justaposição de rochas granulíticas sobre rochas das fácies

anfibolito e destes, por sua vez, sobre rochas da fácies xisto-verde (Barbosa 1997,

Barbosa e Sabaté 2004).

Na região centro-sul do Bloco Serrinha destaca-se o GBRI, que compreende

uma sequência de metabasaltos na base, sobreposta por rochas metavulcânicas félsicas e

metassedimentares no topo (Kishida 1979; Silva 1983, 1987; Silva et al. 2001).

O arcabouço estrutural regional do GBRI é marcado por uma sucessão de antiformes

e sinformes envolvendo as unidades metavulcanossedimentares do tipo greenstone

belts, com corpos gnaíssicos-graníticos ocupando o núcleo de anticlinais (Kosin et al.

2003) e zonas de transpresionais sinistrais com orientação geral norte-sul. Ao sul do

GBRI ocorre a inflexão das estruturas principais para direção leste-oeste, com mudança

de cinemática geral para destral (Alves da Silva e Matos, 1991). Na transição entre estes

dois domínios hospeda-se o domo de Salgadália, se destacando dentre os outros domos

do GBRI por se encontrar alongado na direção nordeste - sudoeste, ao passo que os

demais orientam-se em geral, segundo N-S.

16

Esse Greenstone Belt vem sendo alvo de pesquisa de diversos autores devido a sua

configuração litológica, espacial, geocronológica e potencialidades metalogenéticas,

com destaque para as mineralizações auríferas.

Figura 1.1 - Compartimentos tectônicos do Estado da Bahia e com destaque para o Greenstone

Belt do Rio Itapicuru. Fonte: Cruz (2004). Elaborado a partir de Barbosa & Dominguez (1996).

1.2 CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA

O Greenstone Belt do Rio Itapicuru, componente tectônico do Bloco Serrinha

(Kishida 1979, Silva 1983, 1987), corresponde a uma sequência Paleoproterozóica que

foi intrudida por granitoídes (Kishida 1979, Silva 1983, 1987).

Em relação a sua estruturação deformacional, na porção norte do GBRI predomina

um padrão em domos e bacias com orientação geral norte-sul, que ocorre truncado por

zonas de cisalhamento sinistrais que infletem para leste-oeste na sua porção sul (Alves

da Silva 1993). Historicamente, o GBRI vem sendo alvo de estudos metalogenéticos

17

com ênfase no ouro, hospedando duas das mais importantes minas de ouro da Bahia,

quais sejam, Fazenda Brasileiro, no setor sul, e mina Maria Preta, no setor norte. Nestes

locais os corpos mineralizados hospedam-se nas zonas de cisalhamento que estruturam

o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (Silva 1983, 1987: Silva et al. 2001).

Extenso conhecimento existe sobre das mineralizações de ouro da Fazenda

Brasileiro, porém poucos trabalhos foram realizados a cerca da evolução estrutural da

porção sul do GBRI. O Domo de Salgadália encontra-se nesse contexto imediatamente a

oeste da mina Fazenda Brasileiro. Alguns estudos já foram realizados na sua porção sul

por Menezes (2008). Entretanto, na porção norte desse domo, a sua constituição

litológica, assim como das unidades por ele intrudidas, ainda é pouco conhecida. Neste

contexto, surgem as seguintes questões:

Qual a constituição litológica e arcabouço estrutural da porção norte do Domo de

Salgadália? Qual a mineralogia metamórfica associada com sua evolução

deformacional?

Identificar as litologias ocorrentes na porção norte do Domo de Salgadália, bem

como o seu arcabouço estrutural e a paragênese metamórfica a ele associado contribui

com a evolução dos conhecimentos acerca da tectônica do Greenstone Belt do Rio

Itapicuru e do controle estrutural das mineralizações auríferas.

1.3 LOCALIZAÇÃO E ACESSO DA ÁREA SELECIONADA PARA ESTUDO

A área de trabalho está localizada na região nordeste do Estado da Bahia, no

Município de Conceição do Coité, na microrregião de Serrinha (Figuras 1.2). A sede do

município está a 380m acima do nível do mar. Esse município limita-se com Serrinha (a

sudeste), Retirolândia (ao norte), Araci (ao leste), Riachão do Jacuípe (ao sudoeste) e

Santa Luz (a noroeste).

O acesso a partir de Salvador é feito pela BR-324 até Feira de Santana e a partir daí,

pela BR-116 até Teofilândia, num total de 195 km de estrada asfaltada. A partir da

cidade de Teofilândia segue-se por volta de 20 km para oeste em estrada não-

pavimentada até a área de trabalho.

18

Figura 1.2 - Estado da Bahia, com destaque em vermelho, para área de estudo.

40°0'0''W

15°0'0''S

40°0'0''W

15°0'0''S

10°0'0''S

45°0'0''W

10°0'0''S

45°0'0''W

Salvador

19

1.4 OBJETIVOS

Este trabalho teve como objetivo geral realizar o mapeamento geológico básico

de detalhe na escala 1:10.000 da porção norte do Domo de Salgadália. A publicação do

mesmo foi feita na escala 1:25.000.

Os objetivos específicos foram:

a) identificar e caracterizar macro e microscopicamente as unidades geológicas

presentes na área;

b) proceder à análise estrutural multiescalar visando elaborar um modelo de

evolução deformacional que represente a área de trabalho;

c) determinar as assembléias minerais associadas com as fases deformacionais

identificadas.

1.5 JUSTIFICATIVA

O Domo de Salgadália localiza-se na porção sul do Greenstone Belt do Rio

Itapicuru em uma área de transição entre os domínios Sul, com trend WNW/ENE e

cinemática destral e o norte com trend norte-sul e cinemática predominantemente

sinistral (Menezes 2008). Essa entidade tectônica situa-se estrategicamente em uma

região com ocorrência de mineralizações auríferas associadas às zonas de cisalhamento

paleoproterozóicas com ação hidrotermal (Silva et al. 2001).

Através do mapeamento sistemático em escala 1:10.000 envolvendo aplicação

de conceitos de petrologia e geologia estrutural e geofísica, o presente trabalho vem

contribuir com o entendimento do cenário geológico de uma área pouco estudada até o

momento, mas promissora do ponto de vista metalogenético. O entendimento da

constituição litológica e da geometria das estruturas dominantes no Domo de Salgadália

contribuirão com o estudo do controle estrutural da mineralização aurífera no contexto

da Mina Fazenda Brasileiro.

20

1.7 MÉTODO DE TRABALHO

No intuito de atingir os objetivos propostos fez-se o levantamento bibliográfico de

mapas, relatórios, artigos, publicações, livros que trataram da área de trabalho.

Mapas aeromagnéticos e aerogamaespectométricos em canais separados de U, Th e

K foram interpretados e usados como ferramentas auxiliares na cartografia das

unidades, bem como para extrair alinhamentos estruturais e definir os limites entre as

litologias.

Campanhas de campo foram realizadas, totalizando trinta dias efetivos e a descrição

de 248 afloramentos. Durante esses trabalhos procedeu-se a identificação das unidades,

o levantamento estrutural utilizando o método clássico com a determinação e

posicionamento das estruturas em campo. Além disso, fez-se a coleta de amostras para

petrografia e análise microestrutural, totalizando vinte e sete amostras (Figura 1.3).

O estudo petrográfico em luz plana foi executado em 25 amostras, cuja

distribuição tentou contemplar as principais unidades aflorantes. Durante essa etapa do

trabalho procedeu-se à descrição dos elementos microestruturais das amostras, a

determinação da composição da modal e o estudo das relações espaciais entre os

minerais.

O tratamento dos dados estruturais foi realizando confeccionando-se uma

planilha com o auxílio do software Microsoft Excel. A transferência destes dados para

formato txt foi realizada para que fosse possível manipulá-los com utilização do

Geosoftware StereoNet versão 3.03 (Stuff 1992-1995), visando a confecção de

diagramas estereográficos sinópticos e de rosetas de distribuição estatística.

21

Figura 1.3 – Mapa de caminhamento e amostragem petrográfica

Ponto visitado sem amostragem petrográfica

Ponto visitado com amostragem petrográfica

Drenagens

Estradas

Limite da área estudada

22

CAPÍTULO 02 – GEOLOGIA REGIONAL

2.1 INTRODUÇÃO

Visando um melhor entendimento sobre a área de estudo, nessa seção será

apresentado um resumo acerca dos principais compartimentos tectônicos regionais. A

área de trabalho está posicionada na porção sudeste do Greenstone Belt do Rio

Itapicuru, no Bloco Serrinha, no domínio norte do Cráton do São Francisco.

2.2 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO

O Cráton do São Francisco posiciona-se no Escudo Atlântico, localizado na porção

centro-leste da Plataforma Sul-Americana (Figuras 2.1 e 2.2) (Almeida 1977). Este

segmento crustal foi individualizado como uma unidade tectônica por Almeida (1977),

cuja redefinição dos seus limites foi proposta por Alkmim (2004) e por Cruz e Alkmim

(2006). As faixas de dobramento adjacentes ao Cráton do São Francisco representam o

registro dos terrenos acrescionados às bordas da placa homônima durante as colisões

diacrônicas do ciclo Brasiliano e foram designadas da seguinte forma: Araçuaí

(Província Mantiqueira, Almeida 1977), Brasília (Província Tocantins, Almeida 1977),

Rio Preto (Província Tocantins, Inda et al. 1984), Riacho do Pontal e Sergipana

(Província Borborema, Brito-Neves et al. 1980).

O Cráton do São Francisco representa uma importante unidade crustal da Plataforma

Sul-Americana, que esteve poupada dos eventos orogênicos de idade neoproterozóica.

Essa entidade tectônica coleciona uma grande quantidade de terrenos com histórias

geológicas diferentes e espalhadas num intervalo de tempo que se estende desde o

Arqueano ao Paleoproterozóico (Barbosa e Sabaté 2001). Pesquisas de ordem

geológicas, geocronológicas e isotópicas dos autores supracitados definiram pelo menos

quatro importantes compartimentos tectônicos na porção setentrional denominados de

Boco Jequié, Gavião, Serrinha e Itabuna-Salvador-Curaçá. De acordo com aqueles

autores nesse cráton os compartimentos nele reconhecidos estiveram sujeitos a ciclos

tectonomagmáticos diacrônicos durante o Arqueano/Paleoproterozóico. Ainda de

acordo com Barbosa e Sabaté (2001), no Estado da Bahia o Cráton do São Francisco é

constituído predominantemente por ortognaisses, equilibrados no fácies granulito

23

(Complexo Jequié e Cinturão Salvador-Curaçá) ou anfibolito/xisto verde (Bloco Gavião

e Bloco Serrinha).

Figura 2.1 - Compartimentação tectônica da Plataforma Sul-Americana segundo Almeida et al. (1976). Modificado

de Dardenne & Schobbenhaus (2001). Em vermelho o novo limite do cráton do São Francisco proposto por Alkmim

(2004) e Cruz e Alkmim (2006).

24

2.3 O BLOCO SERRINHA

O Bloco Serrinha (Figura 2.3) está localizado na porção nordeste do estado da

Bahia, no Cráton do São Francisco. Esse Bloco faz contato a norte com a Faixa de

Dobramentos Sergipana, a leste com Bacia de Tucano e a oeste-sudoeste com o

Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Santos & Souza, 1985; Barbosa 1997).

O embasamento desse bloco é composto pelos Complexos Uauá e Santa Luz, que

segundo Mascarenhas (1979) e Melo et al. (1995) se comportaram de maneira rígida

perante a tensão sofrida durante a colisão do Bloco Serrinha com o Orógeno Salvador-

Curacá. Este embasamento hospeda os Greenstone Belts paleoproterozóicos do Rio

Itapicuru e do Rio Capim, além de intrusões de granitóides cronocorrelatas (Kosin et al.

1999), (Rios 1998), (Rios et al. 2005, 2007 e 2008) observaram que nessa região ocorre

a maior concentração de granitóides do Cráton do São Francisco. Além desta densidade

espacial, foi também notada a diversidade na composição petrográfica e os distintos

padrões geoquímicos destes granitóides (Rios et al. 2008). Matos e Conceição (1993) e

Rios et al. (1998) propuseram a divisão destes plútons granitóides em cinco grupos, um

pré-tectônico, dois sin-tectônicos e dois grupos pós-tectônicos, relacionados a orogenia

paleoproterozóica do cinturão costeiro do Estado da Bahia (Barbosa e Sabaté, 2002).

O Complexo Uauá aflora na porção NNE do Bloco Serrinha, sendo constituído por:

(i) biotita-hornblenda ortognaisses tonalíticos e granodioríticos, granulitizados; (ii)

gnaisse bandado, por vezes migmatizado, caracterizado pela alternância de lentes

quartzo-feldspáticas, localmente com ortopiroxênio, e níveis de anfibolito,

metapiroxenito e rocha calcissilicática (Kosin et al. 2003). Intercalações de corpos

máfico-ultramáficos são freqüentes, destacando-se o Complexo Gabro-Anortosítico

Lagoa da Vaca (Paixão et al. 1998). Segundo Cordani et al. (1999), Oliveira et al.

(1999), os granitóides e ortoganisses do Complexo Uauá apresentam idades U-Pb em

zircões com intervalo variando de 2,93 a 3,13 Ga. Paixão & Oliveira (1998) obtiveram

idades Pb-Pb, em rocha total de 3,161 ± 0,065 Ga, respectivamente para a

granulitização, neste complexo em ortognaisse granulítico em anortosito.

25

LEGENDA

1. Embasamento mais velho que 1,8 Ga 2. Supergrupo Espinhaço e unidades correlativas 3. Supergrupo São Francisco e unidades correlativas 4. Coberturas fanerozóicas 5. Cidades: BH-Belo Horizonte, L-Lençóis, I-Irecê, S-Salvador 6. Feições fisiográficas: SC-Serra do Cabral, SCP-Serras Central (ao sul) e

de Palmas de Monte Alto (ao norte), ES-Espinhaço Setentrional, SB-

Serra do Boqueirão, SE-Serra do Estreito, CD-Chapada Diamantina, BP-

Bacia do Rio Pardo 7. Limites do Cráton 8. Traços estruturais das faixas de dobramento brasilianas 9. Polaridade tectônica 10. Vergência

Figura 2.2 - Esboço do Cráton do São Francisco e suas Faixas Marginais. Fonte: Barbosa 2003 (Modificado de Alkmim et al. 1996).

26

Figura 2.3 - Mapa Geológico Simplificado do Bloco Serrinha. Modificado de Kosin et al. (1999). Em vermelho está

indicada a área estudada.

O Complexo Santa Luz compreende um conjunto gnáissico-granítico-

migmatítico. Segundo Kosin et al. (1999) foram distinguidas quatro associações: i)

ortognaisse bandado migmatítico, com mesossoma composto por hornblenda-biotita

gnaisses de composição tonalítica e granodiorítica, cinza, finos a médios e leucossoma

granítico, branco a róseo. Essas rochas possuem enclaves de anfibolito, metagabro,

metadiabásio e metadiorito, que podem ser concordantes ou não com a foliação

gnáissica e que poderiam representar diques máficos deformados (Melo et al. 1995); ii)

gnaisses, tectonicamente bandados, com intercalação de biotita gnaisse cinzento,

anfibolito e gnaisse granítico, que estão associados a gnaisse aluminoso e rocha

calcissilicática em parte migmatizados e intercalados com ortognaisse; iii) ortognaisse

bandado migmatítico, intercalado a corpos lenticulares de dimensões variadas,

Área de Estudo

27

compostos por: (iii-a) gnaisse bandado caracterizado pela alternância de biotita gnaisse

cinzento com bandas de anfibolito e de gnaisses granítico; (iii-b) gnaisse aluminoso, em

parte kinzigítico, com biotita, granada e silimanita; (iii-c) quartzito puro, micáceo

(muscovita/fucsita), aluminoso (com silimanita) ou ferruginoso; e, (iii-d) rocha

calcissilicática com diopsídio, plagioclásio, quartzo, tremolita e, às vezes, escapolita,

associada com metabasito, metachert, mármore calcítico e olivina/serpentina mármore;

iv) ortognaisses tonalíticos a granodioríticos no geral granulitizados.

A leste do Complexo Uauá, no Complexo Santa Luz ocorrem rochas finas a

grossas, às vezes com textura augen, com ortopiroxênio e enclaves de rochas máficas,

que estão retrometamorfizadas em zonas de cisalhamento e passam gradativamente a

hornblenda-biotita gnaisse com o aumento da deformação. A exceção das rochas

posicionadas a leste do Complexo Uauá, que se encontram na fácies granulito, as

demais litologia do Complexo Santa Luz foram metamorfisadas na fácies anfibolito

(Mascarenhas & Garcia, 1989).

O Greenstone Belt do Rio Capim (GBRC) (Mascarenhas, 1976; Jardim de Sá et

al., 1984) localiza-se a NE do bloco Serrinha (Figura 2.3). Segundo Winge (1984) sua

associação litológica corresponde a rocha máfica que está anfibolitizado ou na forma de

derrames e de tufos. Essa rochas associam-se com metassedimentos predominantemente

vulcanoquímicos sílico-ferruginosos a sílico-carbonáticos (meta-chert, itabiritos a

magnetita ou anfibolíticos), na base, passando para lavas e piroclásticas intermediárias a

ácidas, representando vulcanismo félsico a intermediário de arcos de ilhas, no topo, com

recorrência de metabasitos, leptitos, gnaisses finos plagioclásios. Ainda de acordo com

o autor supracitado, as rochas, do GBRC estão metamorfisadas na fácies anfibolito alto

e localmente atingem a fácies granulito. Em amostra da unidade vulcânica félsica,

Oliveira et al. (1998) determinaram uma idade Pb – Pb em rocha total de 2153±79 Ma.

Os mesmos autores obtiveram as idades de 2.138 Ma para o leucogabro e 2.126 Ma para

o diorito, através de diluição isotópica em zircões (U-Pb), ambos pertencentes a unidade

vulcânica máfica.

A seguir, será dado um destaque ao Greenstone Belt do Rio Itapicuru, tendo em

vista que a área de estudo neste trabalho localiza-se no domínio desta entidade

tectônica.

28

2.3.1 O GREENSTONE BELT DO RIO ITAPICURU

O Greenstone Belt do Rio Itapicuru (GBRI) está inserido como uma unidade do Bloco

Serrinha, estando limitado pelos paralelos 38° 55' e 39° 35' oeste e pelos meridianos 10°

10' e 11° 35' sul (Figura 2.4). Essa unidade tectônica apresenta trend geral

aproximadamente N-S, com exceção na sua porção sul, onde inflecciona para direção E-

W. Ela é composta por uma seqüência vulcanossedimentar depositada, deformada e

metamorfisada durante o Paleoproterozóico. Segundo Kishida (1979) e modificações de

Silva (1983, 1992), no GBRI podem ser identificadas três unidades litoestratigráficas, a

saber: Unidade Meta Vulcânica Máfica, Unidade Meta Vulcânica Félsica e Unidade

Meta Sedimentar.

2.3.2. ESTRATIGRAFIA

A estratigrafia do Greenstone Belt do Rio Itapicuru (GBRI) foi sugerida em

diversos trabalhos, destacando-se as publicações de Mascarenhas (1973), trabalho

pioneiro que correlaciona as sequências vulcano-sedimentares da Bahia com terrenos

Greenstone Belts, sugerindo a nomenclatura de Greenstone Belt de Serrinha. Kishida

(1979) e Kishida e Riccio (1980) verificaram tal hipótese e com base em estudos

geoquímicos a confirmaram a sugestão de Mascarenhas (1979) batizando-o como

Greenstone Belt do Rio Itapicuru. Silva (1983, 1987, 1992), Silva et al.(1999, 2001) e

Rocha Neto (1994) balizaram a petrografia, litogeoquímica, metamorfismo, estudo de

protólitos e mapeamento geológico do GBRI.

a) Unidade Metavulcânica Máfica

Essa unidade representa, aproximadamente, 40% da área total do GBRI (Rocha - Neto,

1994) e corresponde à base desse greenstone, sendo composta por lavas basálticas

maciças, porfiríticas, variolíticas, amigdaloidais, apresentando subordinadas estruturas

tipo pillow lavas e brechas de fluxo, com intercalações de sedimentos pelíticos e

químicos (Silva 1983, 1987, 1992) e (Silva et al. 2001). De acordo com aqueles autores,

os basaltos da Unidade Metavulcânica Máfica são toleíticos, ricos em ferro, de baixo

potássio, com baixos teores de magnésio e caracterizado como de fundo oceânico

29

Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado do Greenstone Belt do Rio Itapicuru. Modificado de Silva

(2001). Em vermelho, a área de estudo.

. Os padrões de ETR apontariam para a existência de dois derrames distintos, os

do tipo I, caracterizados por padrões planares de ETR, e os do tipo II, com leve

enriquecimento de ETRL em relação aos ETRP, com fonte comum, mas taxa de fusão

diferenciada (Silva, 1987). Essas rochas possuem єNd positivo (+4), apontando para

uma fonte mantélica empobrecida. Tal comportamento geoquímico permitiu Silva

(1985,1987, 1992) e Silva (2001) levantar a hipótese dos mesmos terem sido gerados

num ambiente do tipo Back-arc. Uma assinatura geoquímica similar aos T-MORB e

30

anomalias positivas de Nb, evidenciando contaminação crustal, foi encontrada por

Donatti-Filho (2007). Esse autor sugere que a evolução do GBRI está relacionada com a

formação e inversão de uma Bacia Rift. Datações realizadas nos metabasaltos do GBRI

forneceram a idade isocrônica Pb-Pb em rocha total de 2,2 Ga (Silva 1992).

b) Unidade Metavulcânica Félsica

De acordo com Rocha-Neto (1994), as rochas dessa unidade abrangem 30% da área

do GBRI, sendo formada por derrames de metandesitos e metadacitos, que além de

porfiríticos, podem ser maciços ou esferulíticos ou formando corpos lenticulares de

rocha piroclásticas e vulcanoclásticas, tufos e aglomerados, intercalados com rochas

metassedimentares químico-pelíticas.

Segundo Silva (1992) essa unidade é composta por rochas intermediarias a cálcio-

alcalinas, com assinatura geoquímica de arco magmático. Idade isocrônica Pb-Pb em

rocha total no valor de 2,109 Ga (Silva 1992) foram interpretadas como associadas com

a cristalização dessa rocha. Idade modelo Sm-Nd, rocha total, no valor de 2.1 Ga

também foram encontrados por aquela autora.

c) Unidade Metassedimentar

Corresponde a uma vasta área que se estende entre os domos de Salgadália, de

Pedras Altas e do Ambrósio (Rocha-Neto 1994). De acordo com Kishida (1979), essa

unidade ocorre no topo da sequência supracrustal, formando intercalações graduais

imaturas do tipo flysch com a Unidade Metavulcânica Félsica (UMF). Ela é formada por

rochas metassedimentares clásticas, de modo geral psamíticas e pelíticas (metarenitos

finos e metasiltitos, subarcoseanos a arcoseanos e filito carbonoso), derivadas,

principalmente, de retrabalhamento da UVF (Silva 1983, 1987). Estes autores

observaram escassas intercalações de natureza química exalativa tais como cherts,

formações ferríferas e manganesíferas. Silva (1987) e Davison et al. (1988)

interpretaram esta unidade como uma sequência.

31

d) Granitóides intrusivos

Baseados em diferenças texturais, estruturais e em alguns dados geoquímicos

preliminares, Matos e Conceição (1993) propuseram a divisão dos granitóides do GBRI

em cinco grupos distintos (G1 a G5). Essa nomenclatura foi conservada por Rios

(1998), Rios et al. (1998) que subdividiram esses granitóides em cinco grupos

principais. Os granitos G1, G2 e G3 foram classificados como pré a sintectônicos e os

granitos G4 e G5 como tarde a pós-tectônicos, com taxa de deformação diminuindo de

G1 a G3 e escassa a ausente em G4 e G5.

Os granitóides do tipo G1 (Rios et al. 1998) com formato ovalados, alongados

da direção N-S e ampla distribuição no embasamento gnáissico-migmatítico,

compreendem monzogranitos e quartzo-monzogranitos, tonalitos e granodioritos, com

afinidade TTG. São em geral leucocráticos, de granulação média a grossa, com

frequentes enclaves do embasamento. Apresentam forte textura gnáissica e localmente

migmatização. Rios (1998) e Rios et al. (1998) propuseram cerca de doze plutons

representantes deste grupo: Santa Luz, Queimadas, Curral, Monteiro, Itapicuru, Angico,

Caraconha, Itarerú, Salgadália, Araci, Teofilândia, Barrocas e Serrinha. Os mesmos

autores observaram que, de maneira geral, estas intrusões apresentam afinidade cálcio-

alcalina, com teores de potássio variando entre baixo a alto, razões K20/Na2O entre 0,5 e

1,2. Quanto aos ETR, os valores mais altos de Ba alcançam 2049 ppm e Sr 1260 ppm.

Para o plúton Santa Luz foi encontrada a idade de 2468±3 Ma (Pb-Pb em monozircão) e

2076±19 Ma (Pb-Pb) (Rios et al. 1998) e pelo mesmo método 2127±5 Ma, no Domo de

Barrocas (Alves da Silva 1994). Para o Domo de Araci, Mascarenhas & Garcia

obtiveram as idades Rb-Sr de 2233,9±84,2 Ma e 2002,1±55,4 Ma.

Os granitóides sintectônicos do tipo G2 abarcam litologias que transitam entre

quartzo-dioritos a granodioritos. Estes corpos estão alongados aproximadamente na

direção N-S e ocupam as regiões centrais de antiformes em que se colocam, deformando

as litologias adjacentes. Quanto ao aspecto textural, esses maciços são dotados de

microestrutura porfirítica, foliação milonítica, principalmente nas bordas, onde via de

regra ocorre metamorfismo de contato. Níveis anfibolíticos ocorrem com a foliação

milonítica intercalados. Nesse grupo estão incluídos os plútons de Ambrósio Pedra Alta

e Poço Grande (Rios et al. 1998). A litogeoquímica destes granitóides é comparável às

de rochas magmáticas extrusivas cálcio-alcalinas do GBRI (Alves da Silva, 1994). As

bordas gnaissificadas do Domo de Ambrósio apresentam teores baixos de potássio ao

32

passo que no centro esse valores são médio a alto. No diagrama R1-R2 de La Roche et

al. (1980) há uma tendência dos granitóides deste grupo de situarem-se no campo

sincolisional (Rios et al. 2008). Na borda do Domo de Ambrósio Gáal et al. (1987)

obtiveram a idade de 2930±32 Ma e 2079±47 Ma (U-Pb, em monozircão) em

leucogranito porfirítico alongado. Para o Domo de Poço Grande, os autores

anteriormente citados obtiveram a idade de 2079±47 Ma (U-Pb, em monazita) e

2645±70 (U-Pb, em zircão). Os valores de 2233±84,2 e 2596,7±272,2 Ma foram obtidos

em isócrona Rb-Sr por Mascarenhas & Garcia (1987) e por Mascarenhas et al. (1984)

(Rb-Sr em rocha total) respectivamente, no Domo de Ambrósio. O Maciço Pedra

Grande foi datado pelo método Rb-Sr em 1960±31,8 Ma por Mascarenhas & Garcia

(1987).

Os granitóides sintectônicos do tipo G3 possuem formas ovóides e dimensões

variadas e compreendem os granodioritos e trondhjemitos ricos em hornblenda,

gnaissificados nas bordas com núcleos isotrópicos, faneríticos a porfiríticos, com

inúmeros enclaves anfibolíticos. Essa suíte possui como representantes os Domos de

Nordestina, Efíceas e Lagoa dos Bois. Esses granitóides apresentam afinidade cálcio-

alcalina (Rios et al. 1998) no Maciço das Efíceas ocorre uma queda abrupta do total de

álcalis no diagrama TAS, sugerindo presença de fase fluida provocando perdas de Rb e

álcalis. Para o Domo de Nordestina, por evaporação de Pb-Pb, Alves da Silva (1994)

obteve idades variando entre 2100±10 Ma a 2004±103 Ma. Gáal et al.(1987), dataram

pelo método U-Pb em zircão, o Plúuton Lagoa dos Bois e encontraram idade de

2107±23 Ma.

Os granitóides do tipo G4 possuem formatos grosseiramente arredondados e

levemente alongados segundo N-S. São compostos por mozonitos a monzodioritos e

sienitos leuco a mesocráticos, com foliação magmática (Rios et al. 1998). Essas rochas

apresentam microestruturas fanerítica média a grossa e porfirítica. Como exemplos

citam-se os Domos de Cansanção, Morro dos Afonsos, das Bananas e Pintadas que

apresentam filiação cálcio-alcalina em alguns termos e shoshonítico em outro. A idade

de cristalização deste grupo obtida por Rios et al. (1998) e pode ser representada por

2105±3 Ma (Domo de Cansanção), 2067±22 e 2086±17 Ma (Serra das Agulha e Serra

das Bananas), 2081±21 a 2098±9 Ma (Sienito Morro do Afonso) (utilizando o método

Pb-Pb, por evaporação de monozircão). A idade de 2641±4 Ma obtida pelos autores

acima citados foi interpretada como herdada do protólito. Sabaté et al. (1990),

33

utilizando-se do método Rb-Sr em rocha total, obtiveram a idade de 2025±47

(87

Sr/86

Sri=0,70331, MSDW= 0,74) no Domo de Cansanção.

Os granitóides do tipo G5 ocorrem, principalmente, sob forma de stocks e

diques, truncando os granitóides das suítes anteriores. Esse grupo é constituído de

biotita-monzogranitos potássicos, leucocráticos, de cor cinza, mesoestrutura faneríticas

finas a médias, equigranulares, porfiríticos, ora isotrópicos, ora com mesoestruturas de

fluxo magmático. O plúton representante é o Morro do Lopes, que ocupa o campo dos

granitos alcalinos no diagrama TAS, com altos valores de Ba e Rb evidenciando seu

enriquecimento em álcalis. No diagrama SiO2 x log10 K2O/MgO (Rogers e Greenberg

1981) ocupam preferencialmente o campo dos granitos alcalinos pós-orogênicos (Rios

et al. 1998). Os dados geocronológicos, obtidos por aqueles autores pelo método Pb-

Pb em monozircão revelam idade de cristalização de 2003±2 Ma e uma idade 3002±1

Ma que foi interpretada como sendo herdada de material assimilado. Brito Neves et al.

(1980) investigaram stocks no monzogranito Morro do Lopes pelo método K-Ar em

biotita e obtiveram a idade de 1791±53 Ma.

Rios (2002) e Rios et al. (2003) de posse de novos dados geocronológicos Pb-Pb

e U-Pb, geoquímicos e isotópicos Rb-Sr e Sm-Nd reorganizaram a classificação

anteriormente sugerida para os granitóides intrusivos e litologias associadas do GBRI.

A nova classificação proposta pelos autores supra mencionados agrupa os granitóides

em dois conjuntos: (i) Os granitóides mesoarqueanos de idade entre 3,10 e 2,80 Ga; e

(ii) Os granitóides paleoproterozóicos com idades superiores a 2,07 Ga.

Os granitóides mesoarqueanos são compostos predominantemente de litologias

que abrangem granodioritos a monzogranitos, bem foliados, formados pelos plutons de

Araci, Requeijão, Ambrósio e a maioria dos anteriormente designados como G1 e G2.

Apresentam assinatura geoquímica cálcio-alcalina a TTG, são enriquecidos em LILE,

mostram proeminentes anomalias de Ni e Ti e padrões de ETR bastante fracionados.

Idades U-Pb de ~3070, 3088±6 e ~2877 Ma foram encontradas para os Domos de Araci,

Ambrósio e Requeijão, respectivamente (Rios et al. 2003).

Segundo os autores citados anteriormente, os granitóides de idade

paleoproterozóica foram formados em pelo menos três eventos magmáticos. O primeiro,

de afinidade cálcio-alcalina, gerou associações TTG e são exemplificados pelos

Maciços das Eficéas, Quijingue, Lagoa dos Bois, Cipó, Teofilândia, Barrocas,

Nordestina, Trilhado e a maioria dos granitóides anteriormente classificados como G3.

Essa suíte compreende corpos sincolisionais, que foram considerados como possíveis

34

equivalentes plutônicos da unidade metavulcânica félsica (Rios et al. 2003). Utilizando

método U-Pb foram encontradas idades de cristalização com valores de 2164±2, 2163±5

e 2155±3 Ma, para os Domos de Cipó, Efíceas e Quinjingue, nessa ordem.

O segundo evento é considerado responsável pela geração de magmas alcalinos.

Seus constituintes são representados por sienitos (GSi), monzonitos shoshoníticos

(GMSh) e granitos shoshoníticos peraluminosos ricos em K (GShK), divididos nestes

três subgrupos por Rios et al. (2003). O primeiro subgrupo (GSi) é composto por álcali-

feldspato sienito porfirítico com padrões de fluxo magmático e presença de

ortocumulatos e lamprófiros. Esse subgrupo é representado pelos maciços Morro do

Afonso, Serra das Bananas e do Pintado, equivalente ao G4 de Rios et al. (1998). As

rochas não possuem plagioclásios em sua constituição, são enriquecidos em LILE, com

baixos valores de HSFE, Ni e Ti e valores moderados de Al2O3, com assinatura

lamproítica e de ambiente orogênico. Suas idades de cristalização Pb-Pb variam entre

2081±13 a 2098±4 Ma. As razões iniciais de Sr (0,7022-0,7042) e o ЄNd é negativo (-

2,36 a -4,17) sugerem uma fonte mantélica para este magma. Os monzonitos

shoshoníticos (GMSh) e os granitos shoshoníticos peraluminosos ricos em K (GShK)

representam o magmatismo shoshonítico paleoproterozóico. Os monzonitos

shoshoníticos são representados pelos Domos de Cansanção, Euclides e Araras, que são

temporal, espacial e geoquimicamente semelhantes aos sienitos, dessa suíte, com a

diferença de apresentarem plagioclásio em sua constituição. Os granitos shoshoníticos

peraluminosos ricos em K (GShK), são constituídos de monzogranitos e monzodioritos,

representados pelos Maciços Morro do Lopes, Pedra Vermelha, Marmota, Alto Bonito,

Pedra Vermelha e Barroquinhas, equivalente ao G5 de Rios et al. (1998). Estas

litologias apresentam caráter hibrido pós-colisional e de arco com alto teor de sílica

(SiO2>69%). Idades U-Pb entre 2,08 e 2,07 Ga sugerem a idade da sua cristalização.

35

2.3.3. METAMORFISMO

O metamorfismo no GBRI compreende três eventos distintos (Silva 1983, Silva

1987). O primeiro evento (M1) consiste em metamorfismo hidrotermal de assoalho

oceânico, com parcial espilitização (hidratação, oxidação e carbonização) das rochas

máficas. O segundo evento (M2), de caráter regional, promoveu metamorfismo

progressivo nas fácies xisto verde a anfibolito. Esse metamorfismo foi concomitante

com a colocação dos granitóides do conjunto cálcio-alcalino (Rios 2002). De acordo

com Silva (1983), as estruturas primárias e evidencias do metamorfismo anterior foram,

na sua maior parte, superimpostas por este evento. O terceiro evento (M3) ocorre nas

auréolas de metamorfismo de contato dos corpos intrusivos pós-tectônicos, como o

Domo do Trilhado e o Gabro da Faixa Cubango.

2.3.4 GEOLOGIA ESTRUTURAL

O GBRI possui trend regional norte-sul, nas porções norte e central, e leste oeste

na porção sul. Em geral, domina uma estrutura do tipo domos e bacias, com sinformes e

antiformes orientados segundo o trend regional, que são truncados por zonas de

cisalhamento (Kishida 1979, Chauvet et. al. 1997) (Figura 2.5). Nas porções norte e

central do GBRI, as zonas de cisalhamento possuem foliação milonítica com direção

preferencial norte-sul e movimentação transcorrente sinistral (Alves da Silva 1994). Na

porção sul, a milonitização orienta a foliação segundo a posição leste-oeste associada à

cinemática transcorrente destral (Alves da Silva 1994). Para explicar a variação no

trend da foliação, entre os setores centro/norte e sul do GBRI, Alves da Silva & Matos

(1991) sugerem a existência de uma dobra em escala regional.

Jardim de Sá (1982) e Teixeira (1984) propuseram cinco etapas deformacionais

para o GBRI, a saber:

Etapa 1- Transposição de S0 e geração da fábrica planar S0//S1. Colocação de granitos

responsáveis por atividade termal e metamorfismo relacionado às mineralizações

auríferas.

Etapa 2- Dobramento isoclinal apertado de grande amplitude com eixo N-S. Crenulação

da foliação S0//S1. Dobramento F2 com eixo E-W na porção sul.

Etapa 3- Dobras F3, verticalizadas, de eixo E-W. Clivagem de crenulação S3 paralelas

ao plano axial das dobras.

36

Etapa 4- Clivagem de crenulação S4 gerada por dobras abertas. Planos axiais verticais

de direção NE-SW.

Etapa 5- Tectônica rúptil associada a nível crustal mais elevado. Falhamentos de direção

N-S e seus pares conjugados NE-SW e NW-SE.

Baseando-se no modelo proposto por Silva (1987), para a evolução tectônica do

GBRI, Alves da Silva et al. (1993) separaram as deformações em duas fases. A primeira

(D1) foi dividida em dois eventos E1 e E2. No evento E1 ocorre o desenvolvimento de

zonas de cisalhamento N-S decorrentes de empurrões com vergência para NW,

concomitante ao fechamento da pretérita bacia do Itapicuru gerando a foliação S1

milonítica. Para o evento E2, em tectônica tangencial, ocorre o dobramento da

seqüência em sinclinais e anticlinais com vergência para E, marcada pela ascensão de

corpos graníticos e metamorfismo regional. Na segunda fase (D2) ocorre dobramento de

grande amplitude com envolvimento do embasamento.

Chauvet et al. (1997) também propuseram dois eventos deformacionais

progressivos para a evolução estrutural do GBRI. Segundo esses autores, o evento D1

é mais bem observado no setor sul. Este evento seria responsável pela geração de uma

foliação subhorizontal, com lineação de estiramento aproximadamente NW-SE,

impostas por cavalgamentos para SE, que iniciaram o fechamento da Bacia do Rio

Itapicuru, durante a colocação dos primeiros corpos granitóides cálcio-alcalinos. Este

movimento evoluiu para sinistral cisalhante de maior expressão no GBRI relacionado ao

evento D2. Este segundo evento se estruturou a partir de zonas cisalhamento e

desenvolveu-se com a ascensão de corpos granitóides atualmente alongados na direção

preferencial norte-sul, afetando tanto os granitóides como as rochas supracrustais.

37

Figura 2.5 - Bloco diagrama mostrando as principais estruturas do GBRI. Modificado de Chauvet et al.

1997. Em vermelho está representada a área de trabalho.

38

2.4.4. MODELOS DE EVOLUÇÃO TECTÔNICA DO GREENSTONE BELT DO RIO ITAPICURU

Atualmente dois modelos de evolução tectônica para o Greenstone Belt do Rio

Itapicuru se contrapõem, que foram defendidos por Alves da Silva (1994) e Silva (1985,

1987) e Silva et al. (2001). Alves da Silva (1994) sugere um modelo de rift

intracontinental ou bacia marginal evoluindo para margem continental passiva. Chauvet

et al. (1997) corroboram com este modelo indicando que o fechamento desta bacia se

daria com subducção para noroeste. Estudando os basaltos do GBRI, Donatti-Filho

(2007) encontrou um padrão geoquímico típico de ambiente transicional continente-

oceano e advoga a favor do modelo rift proposto por Alves da Silva (1994) (Figura 2.6).

Por outro lado, Silva (1985, 1987) e Silva et al. (2001) propuseram que o

desenvolvimento do GBRI deu-se a partir de uma bacia back-arc paleoproterozóica em

ambiente de colisão arco continente (Figura 2.7). Estes autores se baseiam em dados

petrográficos e geoquímicos das rochas basálticas félsicas e metassedimentares, além de

dados geocronológicos e isotópicos.

Figura 2.7 - Proposta de um modelo de evolução geotectônica para o Greenstone Belt do Rio Itapicuru -

Bahia, Silva (2001).

39

Figura 2.6 - Modelo de evolução geotectônica para o GBRI proposto por Donatti-Filho (2007).

40

CAPITULO 03 – GEOLOGIA LOCAL: PETROGRAFIA

3.1 INTRODUÇÃO

Neste capítulo serão apresentadas as características petrográficas das unidades

cartografadas na porção setentrional do Domo de Salgadália (Apêndice 1).

3.2 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS

Na região mapeada foram individualizadas sete unidades geológicas (Apêndice

1), a seguir apresentadas: Embasamento do Complexo Santa Luz; Unidades do Domínio

Metavulcânico Máfico, Domínio Metavulcânico Intermediário a Félsico, Domínio

Metassedimentar do Greenstone Belt do Rio Itapicuru; o conjunto de gnaisses

Trondhjemíticos a Granodioríticos Salgadália, Granitóides e Pegmatitos e rochas de

posicionamento duvidoso como Rocha Granodiorítica e Tonalitos a Granodioritos

Miloníticos.

Esta individualização inspirou-se na nomenclatura de Kishida (1979), Silva

(1983, 1987, 1992) e Silva et al. (2001) e baseou-se em trabalhos de campo e

petrográficos. Para a nomenclatura litológica foi utilizada a classificação de rochas em

zonas de cisalhamento proposta por Sibson (1977) e a orientação da Comissão

Internacional de Nomenclatura de Rochas Metamórficas da IUGS (Fettes & Desmons

2007), adicionando a mineralogia acessória. O termo tradicionalmente chamado de

textura foi substituído por microestrutura por orientação dessa mesma comissão. A

composição do plagioclásio foi estimada através do método de Michel-Lëvy, conforme

a orientação de Kerr (1977).

Dados de campo, mapas aerogeofísicos e imagens de satélite foram as

ferramentas utilizadas na cartografia da área. Em campo, observou-se que os contatos

entre as unidades litoestratigráficas são controlados por zonas de cisalhamento

transpressionais que foram à colocação do Domo de Salgadália.

41

3.2.1. COMPLEXO SANTA LUZ

As unidades aflorantes na porção oeste do mapa em anexo (Apêndice 1) são

correlacionadas ao Complexo Santa Luz (Melo 1991). Os afloramentos ocorrem sob a

forma de lajedos em drenagens, tanques e valetas ou em cortes na linha férrea, em cotas

variado de 280 a 365 metros.

Neste domínio ocorrem: essencialmente uma unidade bandada paraderivada,

constituída por alternância de níveis de granada metapelitos ultramiloníticos, com níveis

de granodiorito miloníticos com granada e níveis anfibolíticos. Estas litologias

apresentam uma foliação milonítica paralela ao bandamento composicional e fazem

contato por zona de cisalhamento compressional com as rochas do GBRI.

Esta unidade localiza-se na porção oeste da área de trabalho e corresponde a uma

área de 30,07 Km2, ou seja, 19,8% de área mapeada. Ela está em contato por zona de

cisalhamento transpressional com as unidades a supracrustais do GBRI e com os

Tonalitos-gnaíssicos de posicionamento estratigráfico duvidoso (Apêndice 1). Seus

afloramentos estão presentes em drenagens e em topo de morro, tanques, lajedos,

voçorocas e em cortes na linha de trem, via de regra bastante intemperizados. Nesta

unidade os afloramentos se alternam em coloração, em tons de cinza escuro a cinza

claro, que se intercalam produzindo solo areno argiloso esbranquiçado graduando para

castanho argiloso. Ela é composta de metagrauvaca e metapelitos ultramilonitos com

granada que alternam-se com granodioritos miloníticos com granada (granitóide tipo S)

e níveis anfibolíticos (Fotografia 3.1). Nesta unidade pode-se observar um bandamento

composicional formado por níveis de finos metapelíticos intercalados com níveis mais

arenosos metagrauváquicos com veios de quartzo e enclaves anfibolíticos paralelizados

a este estruturas. O bandamento composicional encontra-se dobrado assimetricamente,

em S e Z, com vergência preferencial da envoltória para leste. Essas rochas exibem forte

anisotropia, marcado pelo bandamento composicional com níveis máficos, constituídos

predominantemente de biotitas e hornblendas e níveis félsicos constituído por augens e

porfiroclastos de plagioclásios, além de quartzo e biotita. Nessa unidade são frequentes

os enclaves anfibolíticos. Este bandamento associa-se a uma foliação milonítica que

desenvolveu lineação de estiramento mineral, por vezes, encontra-se dobrado

(Fotografia 3.2). Compondo o quadro estrutural ocorrem falhas com dobras de arrasto

que desenvolvem-se rotacionando o bandamento gnáissico, além de fraturas. Nesta

unidade, é possível observar fraturas de cisalhamento preenchidas com clorita.

42

Cinco amostras dos granitóides tipo S foram descritas, tendo sido encontrada a

seguinte composição modal: plagioclásio (50-38%), quartzo (20-40%), microclina (10-

15%), biotita (2-10%), anfibólio (<1-10%), granada (<1-5%), minerais opacos (<1-

3%), mica-branca (0-<1%), clorita (0-<1%), epídoto (0-<1%) e zircão (0-<1%) (Tabela

3.1). O diagrama de Streckeisen revelou composição granodiorítica (Figura 3.1)

AMOSTRA DSL-118 DSL-122 DSL-137 DSL-143 DSL-149

Mineral Porcentagem

quartzo 30 20 30 40 33

microclina 15 12 10 13 12

plagioclásio 45 50 38 45 45

anfibólio <1 10

biotita 10 10 10 2 3

clorita <1

mica-branca <1 <1 <1 <1 <1

zircão <1 <1

granada <1 5 <1 <1 4

epídoto <1

opacos <1 3 2 <1 3

total 100 100 100 100 100

Nome Petrográfico Granodiorito Granodiorito Granodiorito Granodiorito Granodiorito

Tabela 3.1 – Composição modal dos granodioritos intrusivos do Complexo Santa Luz.

Figura 3.1 – Diagrama de classificação de rochas plutônicas de (Streckeisen, 1976) para os granodioritos

intrusivos do Complexo Santa Luz.

43

Fotografia 3.1 – Níveis tonalíticos miloníticos cavalgados sobre metagrauvacas ultramiloníticos com

granada, na linha férrea próxima a Salgadália. Fotografia em perfil, visada para oeste, no ponto DSL-154

de coordenadas UTM 476482/873587.

Dentre os minerais apresentados pode-se inferir que o quartzo, o plagioclásio, a

microclina, a titanita e os minerais opacos é a mineralogia ígnea, a granada é herdada do

protólito sedimentar, a clorita, biotita, epídoto foram formados durante o metamorfismo

por alteração hidrotermal.

Essa rocha apresenta as seguintes microestruturas deformacionais/metamórficas:

(i) porfiroclástica, marcada pela presença de porfiroclastos de feldspatos e quartzo

relictos de protólito ígneo; (ii) núcleo-manto e milonítica assinalada pela presença de

grãos poligonais de feldspatos e quartzo contornando porfiroclastos; (iii) Ribbon,

revelada pela presença de "fitas" de quartzo e feldspatos; (iv) lepidoblástica, marcada

pela orientação da biotita; (v) nematoblástica, pela orientação do anfibólio; (vi)

helicítica, pela presença de inclusões de quartzo na granada; (vii) pseudopoiquilítica,

identificada pela inclusão de epídoto e mica-branca; (viii) Reação, pela transformação

do plagioclásio (Fotomicrografia 3.1). A microestrutura mimerquítica pode ser

encontrada, sendo requiliar do protólito ígneo, bem como poiquilítica requiliar, pela

inclusão de zircão em plagioclásio.

O plagioclásio é incolor, granular, xenoblástico a subidioblástico com

granulação média de 0,3 mm. Este mineral ocorre com contato interlobado com os

demais constituintes da rocha, a exceção dos filossilicatos e zircão, com os quais faz

contato reto e com o quartzo com contato reto a interlobado. Estes feldspatos estão

orientados segundo a foliação principal e apresentam extinção ondulante. O mineral em

questão encontra-se estirado formando a foliação deformacional da rocha, com

porfiroclastos simétricos e assimétricos. Em fraturas é possível encontrar epídoto. Rara

e quando presente, fraca, geminação do tipo albita ocorre neste mineral, além de

extinção ondulante e inclusões de quartzo e epídoto. Estruturas do tipo kink band e

44

microestrutura núcleo-manto com matriz quartzo feldspática recristalizada em torno de

cristais tabulares foram observadas (Fotomicrografia 3.2).

O quartzo é incolor, granular, xenoblástico com granulação média de 0,1 mm.

Este mineral faz contato interlobado com os indivíduos da mesma composição, retos

com biotita e interlobado a reto com o plagioclásio. Os grãos de quartzo estão estirados

e orientados segundo a foliação milonítica e possuem extinção ondulante, além de

associados a novos grãos poligonais.

A microclina é incolor, granular, xenoblástica, com granulometria média de 0,05

mm. Este mineral apresenta contatos retos com a biotita e interlobado com o quartzo e

plagioclásio e ocorre paralelo a foliação principal. O mineral em questão apresenta

extinção ondulante e ocorre com geminação albita-periclina

A biotita possui pleocroísmo em tons de castanho escuro e claro. Apresenta

forma placóide, é subidioblástica, com granulometria média de 0,25 mm. Ela possui

contatos retos com os minerais relacionados, quartzo, plagioclásio, clorita e granada.

Esta orientada segundo a foliação principal e com extinção tipo olho de pássaro

dobrados assimetricamente em S.

O anfibólio é incolor, de formato granular, subidiomórfico, seus grãos estão

aglomerados e orientados segundo a foliação. Este mineral apresenta granulometria

média de 0,7 mm e apresenta contato reto com a biotita e reto a interlobado com o

quartzo e o plagioclásio.

A granada é incolor, granular. Ela se apresenta subidioblástica a xenoblástica e

apresentam granulação de 0,5 mm. Os contatos deste mineral são retos a interlobados

com plagioclásio, epídoto e biotita. Em alguns casos esse mineral está parcialmente

orientado segundo a foliação principal e a apresenta a microestrutura sintectônica do

tipo helicítica (Fotomicrografias 3.3 e 3.4). Inclusões de quartzo são observadas neste

mineral. Nos grãos analisados verificou-se que as inclusões de quartzo são em geral

retas a levemente curvas.

Os minerais opacos são granulares, geralmente xenomórficos, de granulometria

média de 0,03 mm.

A mica branca é placóide, subidioblástica, com granulação media de 0,03 mm.

Este mineral apresenta contato interlobado com o feldspato alcalino, quartzo e

plagioclásio e está orientada segundo a foliação principal.

45

A clorita possui pleocroísmo em tons de verde, com forma placóide,

subidioblástica e a sua granulação média é 0,2 mm. Os contatos deste mineral são retos.

Este filossilicato apresenta orientação preferencial segundo a foliação da rocha.

O epídoto possui verde pálido, forma granular, sendo xenoblástico, com

tamanho médio de 0,03 mm. Este mineral faz contato interlobado com o plagioclásio,

mineral em que se encontra associado. Ele ocorre truncando e/ou paralelo a foliação

principal da rocha com extinção ondulante.

O zircão é incolor, prismático, com tamanho médio de 0,03 mm. Seus contatos

são retos, sendo observados exclusivamente com os plagioclásios ou incluso

(Fotomicrografia 3.5).

Fotomicrografia 3.1 - Microestrutura

granoblástica poligonal nos granodioritos

miloníticos com granada do Complexo Santa

Luz. Nicóis cruzados. Ponto DSL-122,

coordenada UTM 474520E/8739780S. Qtz -

Quartzo, Pl - Plagioclásio.

Fotografia 3.2 – Foliação milonítica nos

granodioritos miloníticos com granada.

Fotografia em planta. Ponta do lápis apontado

para o norte, no ponto DSL-137, com

coordenada UTM 475162E/8741153S.

Fotomicrografia 3.3- Microestrutura tipo

helicítica em granada evidenciada por inclusões

lineares de quartzo nos granodioritos

miloníticos com granada do Complexo Santa

Luz. Fotomicrografia em luz plana, no ponto

DSL-122 de coordenada UTM 474612E/

8739829S. Pl – Plagioclásio, Grd – Granada.

Fotomicrografia 3.2 – Pórfiro de plagioclásio

com dobras do tipo kink band e microestrutura

núcleo manto e inclusões de quartzo. Nicóis

Cruzados. No ponto DSL-137, com coordenada

UTM 475162E/8741153S. Pl – Plagioclásio,

Qtz – Quartzo.

46

Fotomicrografia 3.4 – Granada arredondada,

subidioblástica, em contato com plagioclásio,

quartzo e biotita. Luz plana, seção paralela a Lx1

e ortogonal a S0//S1. No ponto DSL-137,

coordenadas UTM 475162/8741153. Pl –

Plagioclásio, Grd – Granada.

Fotomicrografia 3.5 - Cristal idiomórfico de

zircão zonado incluso em pórfiro de

plagioclásio. Luz plana, No ponto DSL-137,

com coordenada UTM 475162E/8741153S. Zr – Zircão, Pl - Plagioclásio.

3.2.2 DOMÍNIOS DAS ROCHAS SUPRACRUSTAIS DO GREENSTONE BELT DO

RIO ITAPICURU

As litologias das unidades supracrustais que compõem o Greenstone Belt do Rio

Itapicuru estão representadas na área de trabalho pelos domínios metavulcânico máfico,

metavulcânico intermediário a félsico e Metassedimentar.

a) Domínio Metavulcânico Máfico

Esta unidade encontra-se na porção noroeste da região mapeada e corresponde a

uma área de 4,4 km2, representando cerca de 2,9% do total cartografado. Ela está

justaposta ao Domínio Metassedimentar, a leste. A oeste da sua área de ocorrência, esta

unidade também faz contato tectônico com Unidade Bandada Paraderivada através de

zonas de cisalhamento, através de zona transpressional. Em campo é possível verificar

intercalações com a referida unidade, que foram interpretadas como uma sedimentação

sincrônica aos derrames máficos. Seus afloramentos são escassos e ocorrem

preferencialmente em taques de dessendentação aninal. A rocha é melanocrática, de

coloração verde escura quando sem alteração intempérica e quando alterada produz solo

castanho avermelhado argiloso (Fotografia 3.3). Associado a esta litologia ocorre um

bandamento composto pela alternância de níveis máficos milimétricos ricos em

anfibólio e níveis félsicos. Uma foliação foi desenvolvida com lineação de estiramento

mineral marcada grãos de quartzo e anfibólio orientados.

47

Para esta unidade foi analisada uma amostra revelando a seguinte composição

modal: tremolita-actinolita (76%), plagioclásio (10%), quartzo (7%), epídoto (3%),

minerais opacos (3%) e zircão (<1%), podendo ser classificada como metabasalto.

Microscopicamente a amostra possui microestrutura nematoblástica

caracterizada pelo alinhamento de grãos de tremolita-actinolita, intersticial, com cristais

granulares de plagioclásio e quartzo ocupando interstícios entre grãos de tremolita-

actinolita, holocristalina, fanerítica fina, anisotrópica e equigranular (Fotomicrografia

3.6).

A actinolita possui pleocroísmo variando em tons de verde claro a amarelo

pálido, ocorrendo sob forma acicular prismática, geralmente subidioblástica, porém

indivíduos idioblásticos podem ser observados. A sua granulação média é de 0,15 mm.

Os contatos com o quartzo e plagioclásio são retos e côncavo-convexos com os minerais

opacos. O mineral em questão está orientado segundo a foliação principal.

O plagioclásio ocorre na matriz e mais raramente como porfiroclastos. Ele é

incolor, granular e xenoblástico. Apresenta granulação média de 0,03 mm e contatos

retos com o anfibólio e irregular com o quartzo. O mineral em questão ocorre

recristalizado em suas bordas, com leve orientação preferencial e com extinção

ondulante.

Fotografia 3.3 – Afloramento de Metabasalto.

Fotografia em perfil, com bússola apontando

para o norte. Ponto DSL-169, com coordenada

UTM 477219E/8742636S.

Fotomicrografia 3.6 – Microestrutura

nematoblástica caracterizada pelo alinhamento

dos prismas de tremolita-actinolita e intersticial

com presença de massas microgranulados de

quartzo e plagioclásio ocupando interstícios. No

ponto DSL-168, coordenadas UTM 477121 /

8742745. Pl – Plagioclásio, Qtz – Quartzo, Anf

–Anfibólio.

48

O quartzo é incolor, granular, xenoblástico, com granulometria média de 0,025

mm e eixo maior orientado segundo a foliação principal. O contato quartzo-quartzo é

interlobado, assim como com o plagioclásio; já o contato do quartzo com a tremolita-

actinolita é reto. Este mineral apresenta extinção ondulante.

O epídoto é verde pálido, ocorre com formato granular, xenoblástico a

subidioblástico. A granulação média deste mineral é de 0,005 mm. O epídoto possui

contatos curvos com o plagioclásio, mineral com o qual ocorre de maneira associada.

Não foi observado este mineral preferencialmente orientado segundo a foliação

principal da rocha.

Os minerais opacos são geralmente xenoblásticos, granulares, ocorrendo na

matriz da rocha com tamanho de 0,025 mm.

O zircão é subidioblástico a idioblástico, com tamanho médio de 0,005 mm. Os

cristais de zircão foram encontrados dispersos na matriz da rocha, com contatos retos

com o anfibólio e reto a interlobado com o plagioclásio e quartzo.

A rocha observada é um metabasalto e possivelmente a mineralogia descrita é

fruto de processo metamórfico.

b) Metadacito do Domínio Metavulcânico Intermediário a Félsico

Essa unidade ocorre de forma subordinada na área de trabalho, com uma

extensão de 0,28 Km2, representando menos que 0,2% em área das litologias aflorantes.

Os maiores e mais representativos afloramentos visitados encontram-se a leste do

trondhjemito/granodiorito Salgadália, no ponto DSL-059. Essa rocha ocorre em contato

com metafilitos e metarcóseos xistificados da Unidade Metassedimentar através de

falhas transpressionais sinistrais de baixo mergulho (Fotografia 3.4) e também

intercalado.

Fotografia 3.4 – Contato entre os riolitos da Unidade Vulcânica Félsica e o Domínio Metassedimentar

destacado em vermelho. Fotografia em planta com norte indicado pela seta preta. Ponto DSL-059 com

coordenada UTM 484270E/8740565S.

N

49

A maior parte dos afloramentos desta unidade é encontrado sob a forma de lajedo, em

lagoas de dessendentação animal e mais raramente para uso humano, localmente

denominados “tanques”, e em drenagens. Geralmente, apresentam baixo grau de

intemperismo. Esta unidade possui coloração cinza azulada quando fresca e produz solo

bege claro arenoso (Fotografia 3.5). As rochas estão fortemente cisalhadas com

proeminente foliação milonítica e lineação de estiramento mineral.

A petrografia realizada em uma amostra dessa unidade revelou a seguinte

composição modal: quartzo (40%), plagioclásio (30%), biotita (15%), clorita (8%),

feldspato alcalino (3%), epídoto (2%), mica branca (1%), minerais opacos (1%) e

apatita (<1%). A mineralogia ígnea requiliar é constituída por biotita, quartzo,

plagioclásio, feldspato alcalino, minerais opacos e apatita ao passo que a mineralogia

metamórfica é representada pela clorita, quartzo e mica branca. No diagrama de

classificação de rochas vulcânicas (Streckeisen, 1967), essa composição mineralógica,

acrescentada do prefixo meta referente ao padrão de equilíbrio dinâmico, pode ser

classificada como metadacito (Figura 3.3). Microestruturas do tipo anisotrópica e

inequigranular são predominantes (Fotomicrografia 3.7). Localmente, também observa-

se microestrutura cataclástica associada à microfraturamento do plagioclásio. Outras

microestruturas são: (i) lepidoblástica caracterizada pela orientação das micas; (ii)

reação com crescimento de clorita em bordas de biotita (Fotomicrografia 3.8).

O quartzo é incolor, granular, xenoblástico, com tamanho médio de 0,2 mm. O

seu contato com os filossilicatos da rocha é reto, ao passo que com o plagioclásio é

interlobado e com feldspato alcalino é interlobado. O contato quartzo-quartzo, por sua

vez é reto a interlobado. Os grãos deste mineral estão estirados paralelamente à foliação

principal e apresentam extinção ondulante. Em alguns grãos deste mineral é possível

observar inclusões de plagioclásio (Fotomicrografia 3.9).

O plagioclásio, com composição andesinítica, é incolor com geminação do tipo

albita. Ocorre de forma geral granular, xenoblástico com alguns indivíduos

subidioblásticos, com granulometria média de 0,25 mm. Esse mineral possui contatos

retos com a biotita e com a clorita e reto a interlobado com quartzo, mica branca e de

outros exemplares do mesmo tipo. Seus constituintes estão deformados e orientados

com eixo maior segundo a foliação principal. Apresenta extinção ondulante e grãos

microfraturados.

A biotita apresenta pleocroísmo em tons de castanho escuro, claro e pálido,

forma placóide, ocorrendo idioblástica a subidioblástica, com granulação média de 0,3

50

mm. Esse filossilicato possui contato reto com todos os minerais observados em suas

imediações e está orientado segundo a foliação principal. Ela apresenta extinção

ondulante e assinala uma microestrutura de reação marcada pela substituição da biotita

pela clorita em contato interprenetativo.

A clorita possui pleocroísmo variando em tons de verde com forma placóide,

subidioblástica e granulação média de 0,4 mm. Esse mineral faz contatos retos com

biotita, plagioclásio, quartzo, epídoto e mica branca. A clorita está orientada segundo a

foliação principal.

O feldspato alcalino é incolor, tabular, subidioblástico, com granulometria

média de 0,2 mm. Apresenta contato reto com plagioclásio, mica branca e quartzo. Este

mineral está orientado segundo a foliação principal e apresenta extinção ondulante. Ele

ocorre metamorficamente alterado, provavelmente por ação hidrotermal, para mica

banca.

O epídoto possui coloração verde clara e hábito granular. Este mineral se

apresenta xenomórfico a subidioblástico, com granulação média de 0,03 mm. Seus

contatos são retos com biotita e clorita e irregulares com o plagioclásio. Os grãos desse

mineral formam agregados, que se posicionam paralelizados à foliação principal.

Apresenta extinção ondulante e está relacionado com o plagioclásio, mineral que é

encontrado como seu hospedeiro.

A mica branca é placóide, subidioblástica, com granulação média de 0,05 mm.

Este filossilicato apresenta contato reto com feldspato alcalino, clorita e com a biotita e

está orientada segundo a foliação principal ou inclusa nos feldspatos.

Os minerais opacos são granulares, xenoblásticos, com tamanho médio de 0,04

mm. Eles possuem contatos retos com biotita e com a clorita e contatos irregulares com

o quartzo e com o plagioclásio. Aparentemente, não estão orientados segundo a foliação

principal.

A apatita é incolor, tabular, subidioblástica de tamanho médio de 0,06 mm.

Apresenta contato reto a biotita e clorita. Encontra-se orientado segundo a foliação

principal, ocorre na matriz e inclusa em plagioclásio.

51

Figura 3.3 - Diagrama de classificação de rochas ígneas proposto por Streckeisen,

1967, com destaque para o posicionamento da amostra DSL-072, no campo do

dacito do Domínio Metavulcânico Intermediário a Félsico a unidade.

Fotografia 3.5 – Afloramento do Metadacito no

Domínio Metavulcânico Intermediário a Félsico.

Fotografia em planta. No ponto DSL-072 com

coordenada UTM 485224E /8738479S.

Fotomicrografia 3.7 – Microestrutura

revelando a transformação da biotita em clorita.

Luz plana no Metadacito do Domínio

Metavulcânico Intermediário a Félsico do

GBRI, no ponto DSL-072, com coordenada

UTM 485224E/8738479S. Bt – Biotita, Cl -

Clorita.

52

Fotomicrografia 3.8 – Microestrutura

inequigranular e inclusão de quartzo em grão de

plagioclásio, no Metadacito do Domínio

Metavulcânico Intermediário a Félsico. Nicóis

cruzados, no ponto DSL-072, de coordenada

UTM 485224E/8738479S. Pl – Plagioclásio, Qtz

– Quartzo, Bt – Biotita.

c) Domínio Metassedimentar

Esta unidade litoestratigráfica, interpretada como uma seqüência turbidítica de

derivação vulcânica com alguns intervalos de sedimentação química por Davison et al.

(1988), que ocorre bordejando o domo de Salgadália, tanto a leste como a oeste,

representa uma área de 70,2 km2, ou seja,

46,2% da área mapeada, e está em contato

através de empurrões com os gnaisses Salgadália e tectonicamente sobreposta pelas

unidades de domínio Metavulcânico Máfico e pela Unidade Bandada Paraderivada do

Complexo Santa Luz. Seus afloramentos são encontrados em drenagens, em corte de

estrada, na linha férrea, em “tanques” e em lajedos. Quando sem alteração intempérico,

a rocha, possui coloração bege acinzentada escura. Em alguns locais o grau de alteração

intempérico é alto, produzindo solo arenoso, castanho claro, amarelado. Essa rocha

apresenta bandamento composicional bem marcado, possivelmente refletindo o

acamamento original que encontra-se paralelizado à foliação milonítica, com boudins

envolvendo veios de quartzo orientados e truncando a foliação principal (Fotografia

3.6). Em campo, foram observadas intercalações de metapelitos/xistos ultramilonitos

com granada (Fotografia 3.7) que intercalam-se com a unidade metavulcânica máfica,

além de discreta presença de sedimentos químicos exalativos representados por

Formação Ferrífera Bandada (FFB) e matachert. Além disso, metarcóseos miloníticos

também foram identificados. O metachert ocorre de forma subordinada a NE da área

mapeada, apresenta-se intercalado nos metapelitos/xistos ultramiloniloníticos. A

53

Formação Ferrífera Bandada foi observada a oeste do Domo de Salgadália, em contato

transpressivo com o mesmo. Apresenta forma de lentes intercaladas no domínio

metassedimentar (Fotografia 3.8). Um acamadamento primário com intercalações de

níveis ricos em óxido de ferro com níveis mais quartzosos é característico desta litologia

na área de trabalho e ocorre paralelizado à foliação principal observada nesta litologia.

Fraturas com alto mergulho e perpendiculares ao acamadamento primário foram feições

de deformação rúptil observadas nos sedimentos químicos exalativos.

Os metapelitos/xistos e metarcóseos aluminosos miloníticos que compõem esta

unidade possuem microestrutura lepidoblástica marcada pela orientação preferencial das

micas (biotita e muscovita), com domínios granoblásticos assinalado pelos grãos

poligonais de quartzo e de plagioclásio. A microestrutura de reação, assinalada pela

transformação do plagioclásio para epídoto pode ser também observada. Em algumas

amostras, a presença do plagioclásio assinala a microestrtura porfiroclástica. Além

disso, têm-se as microestruturas poiquiloblástica, porfiroblástica e helicítica, todas

assinaladas pelo crescimento sin tectônico da granada, pelo crescimento sin a tardi

tectônico da cianita e pelo crescimento sintectônico da biotita com relação à foliação

principal dessas rochas (Sp, vide capítulo 4). Por fim, tem-se a microestrutura sombra

de pressão assimétrica principalmente relacionada com a granada e mica-fish, que neste

caso relaciona-se com a biotita. Em algumas amostras belas estruturas do tipo kink-

bands e crenulação foram observadas (Fotomicrografia 3.9).

Fotografia 3.6 - Metarcóseo Milonítico do

Domínio Metassedimentar com feições de

boudinagem envolvendo veios de quartzo.

Fotografia em perfil, visada para noroeste.

Ponto DSL-014 com coordenada UTM

481187E/8743244S.

Fotomicrografia 3.9 – Muscovita e biotita

crenuladas e dobradas assimetricamente em Z

nos metapelitos/xistos da unidade

metassedimentar. Ponto DSL-060, coordenada

UTM 484065E/8740542S. Qtz – Quartzo, Pl –

Plagioclásio, Mus – Muscovita, Bt – Biotita.

54

A foliação nesta rocha é marcada pela disposição preferencial de filossilicatos, quartzo,

de alguns grãos alongados de plagioclásio e de porfiroblastos de cianita. Nas seções

descritas uma foliação oblíqua à principal e cortada por ela é encontrada. Tal

microestrutura sugere a existência de uma foliação anterior que está sendo obliterada

pela foliação principal da rocha.1) Os Metapelitos/Xistos Ultramiloníticos

Fotografia 3.7 – Granada nos

Metapelitos/Xistos Ultramiloníticos. Fotografia

em planta, ponta do martelo indicando o norte.

No ponto DSL-055, coordenada UTM 485769E/

8741182S.

Fotomicrografia 3.10 – Microestrutura

granoblástica poligonal e lepidoblástica

associada à orientação da biotita nos

metarcóseos da unidade metassedimentar. Ponto

DSL-022, coordenada UTM 479861E/8741356S. Qtz – Quartzo, Pl –

Plagioclásio, Bt – Biotita.

Esta litofácie se localiza preferencialmente na porção leste da área mapeada e

apresenta uma foliação milonítica assinalada pela orientação das placas de biotita e

muscovita com formação de microestrutura xistosa. O bandamento composicional é

assinalado pela alternância de níveis centimétricos, cinzas escuros, ricos em

filossilicatos, e níveis milimétricos a centimétricos, cinzas claros, de composição

quartzo/feldspática. Paralelo a este bandamento ocorrem veios de quartzo e boudins e

subordinadamente intercalações das unidades vulcânicas metamáfica e metafélsica do

GBRI. Este bandamento encontra-se dobrado assimetricamente em Z e S com vergência

para o centro do Domo de Salgadália, também formando dobras em caixa horizontais e

de crenulação

Três amostras foram analisadas e sua composição modal revelou os seguintes

constituintes: biotita (13-70%), muscovita (2-70%), plagioclásio (6-15%), quartzo (8-

10%), minerais opacos (0-3%), granada (0-3%), cianita (0-3%) e epídoto (0-<1%)

(Tabela 3.2).

55

A biotita apresenta pleocroísmo variando entre castanho escuro e castanho claro.

O hábito deste mineral é placóide e quanto à cristalinidade apresenta-se subidioblástico.

A granulação média deste filossilicato é de 0,3 mm, com contatos retos com os demais

minerais da rocha. A biotita encontra-se orientada segundo a foliação principal.

Localmente, foi verificado este mineral dobrado assimetricamente em Z. Dobras de

crenulação e microestrutura tipo mica-fish foram observadas (Fotomicrografia 3.9).

AMOSTRA DSL-060 DSL-066 DSL-079

Mineral Porcentagem

Plagioclásio 15 12 6

biotita 25 70 13

muscovita 45 2 70

quartzo 10 10 8

cianita 3 3

granada 3

epídoto <1 <1

opacos 2 3

total 100 100 100 Tabela 3.2 – Composição modal dos Metapelitos/Xistos Ultramiloníticos da Unidade Metassedimentar.

A muscovita é incolor, placóide e subidioblástica, com granulação média de 0,2

mm. O seu contato com outros minerais é sempre reto, se apresentando orientada

segundo a foliação principal.

O plagioclásio é granular, xenomórfico a subidiomórfico (grãos relictitos) e

xenoblásticos a subidioblásticos (grãos metamórficos), granulação média de 0,1 mm.

Ele apresenta contatos interlobados com quartzo e epídoto e retos com a biotita, e com a

muscovita. Este mineral encontra-se orientado segundo a foliação, com extinção

ondulante e com microestrutura granoblástica poligonal localmente (Fotomicrografia

3.10). Possivelmente o plagioclásio representa um clasto sedimentar que foi erodido e

depositado como sedimento (grãos xenomórficos a subidiomórficos) que foram

recristalizados durante a deformação e metamorfismo.

O quartzo é incolor, granular, xenoblástico, possui orientação preferencial e

granulação média de 0,1 mm. Este mineral faz contato interlobado com o plagioclásio e

com a granada, ao passo que com os filossilicatos os contatos são retos. A extinção é

ondulante evidenciando deformação plástica dos grãos.

56

Os minerais opacos são em geral granulares, xenoblásticos com tamanho médio

de 0,01 mm. Estes minerais estão em geral orientados segundo a foliação principal.

A granada possui uma coloração acinzentada, é granular, subidioblástica com

granulação média de 0,2 mm. Os contatos deste mineral são retos com biotita,

muscovita, quartzo e plagioclásio. A granada não apresenta orientação preferencial.

O epídoto é verde pálido, granular, xenoblástico, com granulação média de 0,02

mm. Aparece associado com o plagioclásio.

A cianita é incolor, tabular, subidioblástica a idioblástica e cresce paralela a

foliação principal da rocha. A sua granulação varia entre 0,01 mm e 0,05 mm. Esse

mineral apresenta inclusoes de quartzo. Essas inclusoes estao orientadas em baixo

ângulo com a foliação principal. Em poucos casos observou-se a deflexão da foliação

externa pois no geral o mineral cresce sobre a foliação.

2) Metarcóseos Aluminosos Miloníticos

Ocorrem intercalados com as demais unidades do domínio metassedimentar. Nas

laminas descritas pôde-se verificar um bandamento composicional entre metarcóseo

aluminoso e metapelito rico em biotita orientada paralelamente a foliação,

demonstrando a existência de um bandamento composicional S0//S1. Orientados

segundo esse bandamento ocorrem veios de quartzo boudinados. Dobras de crenulação

são observadas nesta litofácie.

Duas amostras desta unidade foram descritas, tendo sido encontrado a

seguinte composição modal: quartzo (30-35%), plagioclásio (20-30%), biotita (10-

25%), muscovita (1-23%), granada (0-8%), minerais opacos (2-3%) e cianita (<1-3%) e

analisadas segundo a classificação para rochas sedimentares de Folk (1968) (Figura 3.4)

(Tabela 3.3)

O quartzo apresenta-se granular, é xenoblástico com tamanho médio de 0,15

mm. O seu contato com a biotita e a muscovita é reto, com o plagioclásio é interlobado

a reto e com a granada é côncavo-convexo. Este mineral está orientado segundo a

foliação principal.

O plagioclásio é encontrado preferencialmente granular e xenomórfico, porém

cristais tabulares, subidiomórficos foram observados. Este feldspato apresenta tamanho

médio de 0,3 mm, fazendo contato reto com a biotita e muscovita, reto a interlobado

com o quartzo e com a granada se assemelham a inclusões. Este mineral está orientado

57

segundo a foliação principal, raros indivíduos possuem geminação albita, a extinção é

ondulante e ocorre em grãos poligonais formando uma microestrutura granoblástica.

Também nesse caso, o plagioclásio é interpretado como sendo clastos que foram

sedimentados durante a formação da rocha e recristalizados durante o fechamento da

Bacia Itapicuru.

AMOSTRA DSL-021 DSL-129

Quartzo 30 35

Microclina 10

Plagioclásio 30 20

biotita 25 10

muscovita 1 23

cianita 3

granada 8

opacos 3 2

soma 100 100

Nome Petrográfico

Metarcóseo Alumino

Metarcóseo Alumino

Tabela 3.3 – Composição modal dos metarcóseos

aluminosos da Unidade Metassedimentar.

Figura 3.4 – Diagrama de classificaçao de rochas sedimentares

(Folk, 1968), com destaque para os Metarcóseos Aluminosos

Miloníticos.

58

A biotita possui pleocroísmo em tons de castanho e ocorre placóide. Quanto à

cristalinidade, geralmente é subidioblástica e a granulação média é de 0,7 mm. Esse

mineral possui contatos retos com muscovita, plagioclásio, quartzo e granada. Esse

filossilicato possui orientação preferencial paralela à foliação principal. Em alguns

indivíduos se observam extinção tipo olho de pássaro, dobras de crenulação, kinn-

bands, além de microestrutura do tipo mica-fish.

A muscovita é incolor, placóide e subidioblástica, com granulação variando de

0,15 mm a 0,8 mm. Apresenta contatos retos com biotita, plagioclásio e quartzo e reto a

interlobado com a granada. A muscovita está paralela a foliação principal.

A granada possui coloração neutra a acinzentada clara, forma granular, é

xenoblástica e apresenta granulação média de 1,5 mm. Os contatos deste mineral são

retos com a biotita e muscovita e côncavo-convexo com quartzo e plagioclásio. O

mineral citado não apresenta orientação preferencial, e é contornado pela foliação

principal da rocha formando uma microestrutura do tipo sombra de pressão assimétrica.

Nos interior de cristais descritos observam-se inclusões orientadas de quartzo cuja

posição é, em geral, ortogonal à foliação da rocha, mas rotaciona em direção ao seu

contato com aquela estrutura, sugerindo tratar-se de grãos crescidos sin-tectonicamente

à geração da foliação da rocha.

Os minerais opacos são granulares, xenoblásticos e com tamanho médio de 0,05

mm. Seus contatos são retos com a biotita e a muscovita e irregulares com os demais

minerais observados. Em geral estes minerais estão orientados segundo a foliação

principal.

A cianita é incolor, tabular, subidioblástica a idioblástica e cresce paralela a

foliação principal da rocha, tardi-tectonicamente à foliação principal. A sua granulação

média é de 0,2 mm.

Fotografia 3.8 – Formação Ferrífera Bandada

no Domínio metassedimentar. Fotografia em

planta. A ponta fina do martelo aponta para

oeste. Ponto DSL-116, coordenada UTM

478375E/ 8738628S.

59

3.2.3. TRONDHJEMITOS-TONALITOS-GRANODIORITOS BANDADOS

SALGADÁLIA

Situado na porção central da área de estudo, possui área de 44,68 km2 e

representa 29,36% do total mapeado. Essa unidade faz contato com a os

metassedimentos do GBRI por meio de zonas de cisalhamento compressiva. Seus

afloramentos são observados em lagoas de dessendentação animal ou em “tanques”,

cortes de estrada e em drenagens, como lajedos. Em geral estes granitóides ocorrem

pouco intemperizados, produzindo solo arenoso de coloração clara amarelada.

Os Trondhjemitos-Tonalitos-Granodioritos Salgadália são anisotrópicos, de

granulação fina a grossa, muitas vezes porfiríticos, com pórfiros de feldspatos rosados

em meio à massa fanerítica fina rica em biotita e quartzo feldspática. O bandamento

composicional gnáissico é paralelo à foliação milonítica, que é marcada pela orientação

preferencial de grãos estirados quartzo, feldspato e biotita. Este bandamento

composicional é assinalado por rochas augen miloníticas a ultramiloníticas, pobres em

biotita que se alternam com níveis quartzo feldspático com biotita e com níveis

anfibolíticos. Além disso, corpos pegmatóides por vezes boudinados e veios de quartzo

compõem o bandamento nessas rochas. O contato entre os níveis do bandamento

gnáissico é abrupto. Nessa unidade veios quartzo, feldspáticos, às vezes com turmalina,

e de epídoto podem ser observados, truncando a foliação principal. Esse bandamento

pode ser observado dobrado de forma aberta e horizontal. A foliação nestas rochas é

marcada por grãos estirados de quartzo e plagioclásio, além de paletas de biotita.

Ao microscópio, podem ser encontradas microestruturas requiliares de um

protólito ígneo, tais como: (i) porfirítica, pela inclusão de titanita, apatita e zircão em

plagioclásio; (ii) hábito tabular de feldspatos com quartzo intersticial (iii) mimerquítica.

Como microestrutura deformacional metamórfica tem-se: (i) granoblástica, localmente

poligonal, marcada por novos grãos de plagioclásio, microclina e quartzo

(Fotomicrografia 3.13); (ii) lepidoblástica, assinalada pela orientação da biotita e da

mica branca; (iii) cataclástica, evidenciada pelo microfraturamento dos minerais

félsicos; (iv) núcleo-manto, reveladas pela formação de novos grãos poligonais por

recristalização de feldspatos e quartzo; (v) ribbon, pela presença de níveis tabulares

contínuos de quartzo; (vi) pseudopoiquílitica, assinalada pela inclusão de epídoto e

calcita em plagioclásio; (vii) kink-band, em plagioclásio; (viii) micafish, associada com

biotita ; (ix) Reação, pela transformação de plagioclásio em epídoto e calcita.

60

Um total de dez amostras foram analisadas, tendo sido encontrada a seguinte

composição modal: plagioclásio (30-5%), quartzo (25-35%), biotita (0-30%),

microclina (0-30%), clorita (0-20%), mica branca (0-15%), calcita (0-6%), epídoto (0-

5%), minerais opacos (<1-3%), granada (<1-1%), titanita (0-2%) e zircão (<1%)

(Tabela 3.4). No diagrama de Streckeisen (1976), as rochas são plotadas nos campos do

tonalito a granodiorito e uma amostra no campo do monzogranito (Figura 3.5). A

mineralogia ígnea requiliar é representada pelo plagioclásio, quartzo, microclina biotita,

titanita e apatita ao passo que a associação metamórfica pode ser representada pela mica

branca, clorita, epídoto e calcita, todos possivelmente desenvolvidos em regime

hidrotermal. Neste contexto, é importante ressaltar que o plagioclásio, o quartzo, biotita

e microclina participaram dos processos deformacionais e metamórficos, em regime

regional e hidrotermal.

Figura 3.5 – Diagrama de classificação de rochas plutônicas de (Streckeisen, 1976) para os

Trondhjemitos-Tonalitos-Granodioritos Bandados Salgadália.

61

AMOSTRA DSL-021 DSL-096 DSL-099 DSL-100 DSL-116 DSL-094 DSL-098 DSL-105 DSL-091 DSL-104

Mineral Porcentagem

quartzo 30 30 30 35 25 30 28 27 23 30

microclina 3 10 30 5 5 2 3 3 9

plagioclásio 50 50 30 45 35 50 35 45 50 45

Calcita 3 6

anfibólio 5

biotita 2 6 5 10 15 30 20 1

clorita 10 8 1 20 10

mica-branca 15 1 2 3 2 3 2 3

apatita 2 <1 1 1

titanita <1 2 <1

zircão <1 <1 <1

granada <1 1

epídoto 2 5 <1 <1 <1 2

opacos 3 1 2 2

total 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100

Nome Petrográfico trondhjemito granodiorito monzogranito tonalito granodiorito tonalito tonalito tonalito tonalito granodiorito

Fácies Tonalitos Trondhjemitos Granodioritos Augen Miloníticos Tonalitos Augen Miloníticos Ricos

em Biotita Tonalitos-Granodioritos

Ultramiloníticos

Tabela 3.5 – Composição modal dos Trondhjemitos-Tonalitos-Granodioritos Bandados Salgadália.

62

O plagioclásio é incolor, granular, porém ocorrem grãos tabulares e

subtabulares. Esse mineral apresenta-se geralmente xenoblástico, com ocorrência de

grãos subidioblásticos e granulação média de 0,7 mm. Quando tabular, ocorre orientado

segundo a foliação principal. O contato plagioclásio-plagioclásio é interlobado a reto,

assim como com o quartzo e com a microclina. Por outro lado, faz contatos retos com

clorita, biotita e mica branca. Esse mineral possui extinção ondulante e não raro ocorre

com geminação do tipo albita. Inclusões de zircão e quartzo podem ser encontradas. Os

grãos ocorrem frequentemente sericitizados, fraturado e mais raramente com

microestrutura em kink-band.

O quartzo é incolor, granular, xenoblástico, com tamanho médio de 0,5 mm.

Esse mineral faz contato reto com a biotita, clorita e mica branca e retos a interlobados

com o plagioclásio e microclina. O contato quartzo-quartzo é interlobado. Seus

representantes geralmente estão alongados segundo a orientação principal da rocha,

podendo formar ribbons policristalinos. Esse mineral apresenta extinção ondulante ou

formando a microestrutura mimerquítica.

A biotita possui pleocroísmo em tons de castanho e verde, é placóide e

subidioblástica. A sua granulação média é 0,6 mm e em geral, ocorre contornando

porfiroblastos feldspáticos. Ela possui contatos retos com clorita e mica branca, quartzo,

microclina, plagioclásio e calcita, posicionando-se segundo foliação principal. A típica

extinção tipo “olho de pássaro” pode ser observada e, em geral, ela ocorre transformada

para clorita, muita vezes na presença de óxido de ferro. Microestruturas do tipo mica-

fish (Fotomicrografia 3.14), assimétricas, podem ser encontradas.

Fotomicrografia 3.16 - Microestrutura

granoblástica poligonal associado ao

plagioclásio e microclina, com inclusão de

quartzo no plagioclásio. Nicóis cruzados no

ponto DSL-099, coordenada UTM 481375E/

8738283S.

Fotomicrografia 3.17 – Mica-fish em biotita

em contato reto com grãos recristalizados de

quartzo e plagioclásio. Nicóis cruzados, no

ponto DSL-098, coordenada UTM 481713E/

8738464S.

63

A microclina é incolor, tabular, subidioblástica e apresenta granulação média de

1 mm, com contatos retos com os feldspatos e micas. Grãos microfraturados deste

mineral podem ser encontrados, mas em geral, encontra-se intensamente recristalizado e

orientados segundo a foliação principal. A sua extinção é ondulante e a geminação

albita-periclina pode ser observada. Além disso, foi observada de forma subordinada a

microestrutura de exsolução pertita.

A clorita apresenta pleocroísmo em tons de verde, ocorre placóide,

subidioblástica e a sua granulação média é 0,4 mm. Os contatos deste mineral com os

demais são retos. Esse filossilicato apresenta orientação preferencial segundo a foliação

da rocha e frequentemente, cresce contornando a magnetita associada com a biotita.

Podem ser encontradas formando microestrutura do tipo mica-fish.

A mica branca é placóide e quanto à cristalinidade ocorre subidioblástica,

apresentando granulação média de 0,4 mm. Este mineral faz contato reto com o quartzo,

plagioclásio, microclina, calcita, biotita e epídoto. As suas folhas estão paralelizadas

com a foliação principal. Em muitos casos, este mineral ocorre em e fraturas e nas

bordas dos feldspatos.

A calcita é idioblástica a xenoblástica com granulação média de 1 mm, porém

porfiroblastos podem alcançar 3mm. O contato da calcita com o quartzo e com o

plagioclásio é interlobado ao passo que o contato e reto com a mica branca e a com a

biotita. A calcita trunca a foliação principal da rocha e possue grãos de plagioclásio

inclusos (Fotomicrografia 3.18).

Os minerais opacos são granulares, xenoblásticos, podendo ser encontrados

indivíduos subidioblásticos. Em geral, apresentam granulometria média de 0,05 mm,

com contatos irregulares. Estes minerais ocorre geralmente paralelos à foliação

principal.

O epídoto possui coloração esverdeada a incolor. O formato deste mineral é em

geral granular, porém indivíduos tabulares são observados, com granulação média de

0,05 mm. O contato do epídoto com o plagioclásio costuma ser côncavo-convexo,

porém contatos retos podem ser observados, assim como entre o epídoto e a mica

branca. Esse mineral apresenta extinção ondulante e ocorre incluso em plagioclásio

A titanita é de coloração castanha, tabular, idiomórfica a subidiomórfica

(Fotomicrografia 3.15), com granulação media de 0,2 mm. O contato deste mineral com

o quartzo e o plagioclásio é reto e posicionada inclusa em plagioclásio.

64

A granada possui coloração acinzentada, granular, é xenoblástica e apresenta

granulação média de 0,5 mm. Os contatos deste mineral são retos com a biotita e

côncavo-convexo com quartzo e plagioclásio. Inclusão de quartzo foi observada

(Fotomicrografia 3.16). Vale ressaltar que a presença deste mineral foi observada nos

pontos DSL-021 e DSL-116 na borda oeste do Domo de Salgadália.

O zircão é prismático e subidiomórfico a idiomórfico, apresentam tamanho

médio de 0,05 mm e comumente ocorrem inclusos em plagioclásio.

Nesta unidade três fácies foram identificadas, distinguidas a partir de critérios de

campo, são elas: trondhjemítica-granodiorítica augen milonítica, tonalítica augen

milonítica rica em biotita e tonalítica-granodiorítica ultramilonítica (Apêndice 1), todas

elas com constante presença de enclaves anfibolíticos subparalelos ao bandamento

composicional, além de, veios de quartzo e quartzo-feldspáticos truncando e paralelo à

foliação.

Fotomicrografia 3.18- Titanita idiomórfica em

contato com quartzo e plagioclásio, Luz plana

no ponto DSL-116, coordenadas UTM

478375E/ 8738628S.

Fotomicrografia 3.19 – Granada com inclusão

de quartzo. Luz plana. No ponto DSL-021,

borda noroeste do Domo de Salgadália,

coordenada UTM 480467E/ 8739666S.

a) Fácies Tonalítica Trondhjemítica Granodiorítica Augen Milonítica

Esta fácies possui maior representatividade (36,67 km2) na porção norte do

Domo de Salgadália, ocupam 24,13% da área mapeada. Nela, a porcentagem de biotita

é inferior a 10%, sendo marcada pela presença de augen de plagioclásio, que ocorrem

em geral simétricos e contornados pela foliação da rocha (Fotografia 3.11). A foliação

nessas rochas é assinalada pelo estiramento do quartzo e do plagioclásio ou pela

orientação das paletas de biotita e mica branca. O bandamento gnáissico é assinalado

pela alternância entre níveis augen milonítico e níveis pegmatóides, de composição

quartzo feldspática.

65

Fotografia 3.16 – Fácies Tonalítica-granodiorítica augen milonítica. Fotografia em perfil, visada para

leste. Ponto DSL-088, com coordenada UTM 483620E/ 8738246S.

b) Fácies Tonalítica Augen Milonítica Rica em Biotita

Essa fácies ocorre na porção centro leste e centro noroeste do mapa,

diferenciando-se da fácies anterior pelo seu maior conteúdo de biotita, recobrindo 6,5

km2 e atingindo 14,47% da rocha. A espessura do bandamento composicional dessa

fácies varia entre dois centímetros e valores próximos a um metro e é marcada pela

alternância de níveis ricos em biotita com proporção superior a 60% desse mineral, e

níveis em que esse mineral não ultrapassa 30% da rocha.

Fotografia 3.16 - Aspecto geral da fácies tonalítica-granodiorítica augen milonítica rica em biotita.

Fotografia em perfil com visada para leste. Ponto DSL-094, coordenada UTM 482279E /8738612S.

66

c) Fácies Tonalítica-Granodiorítica Ultramilonítica

Nesta fácies, os porfiroclastos de plagioclásio de cor clara encontram-se

fortemente recristalizados, formando um nível contínuo de agregados poligonais. Os

augens já foram estirados e alternam-se com níveis centimétricos e métricos, com

percentual de biotita em torno de 5% e níveis mais ricos em biotita e clorita onde esses

filossilicatos atingem cerca de 30% do volume modal da rocha. Esta litofácies é a única

em que foi determinada a presença de calcita substituindo o plagioclásio

(Fotomicrografia 3.18), ressaltando-se que a mesma amostra está posicionada na borda

dos Tonalitos-Granodioritos Bandados Salgadália.

Fotografia 3.20– Aspecto da fácies Tonalítica-

Granodiorítica Ultramilonítica. Fotografia em

perfil. Visada para oeste. Ponto DSL-107, com

coordenada UTM 480494E/8738325S.

Fotomicrografia 3.20 – Grãos subidioblásticos

de calcita com inclusão de plagioclásio. Nicóis

cruzados no ponto DSL-091, com coordenada

UTM 482955E/8738418S.

3.2.3. PEGMATITOS

Os corpos de pegmatitos ocorrem paralelamente à foliação e ao bandamento

gnáissico dos Tonalitos-granodioritos Salgadália ou truncando essas rochas bem como

as unidades supracrustais do GBRI. Quando trucam a foliação, eles são encontrados

principalmente na forma de diques e não representa área mapeável na escala do trabalho

(Fotografia 3.9). O contato dos pegmatitos com as suas encaixantes são bruscos. Esta

litologia possui coloração rosada e é composta por feldspato, quartzo, biotita,

muscovita. Mais raramente turmalina foi observada. Quando presentes os cristais desse

mineral são visíveis a olho nú com tamanho de 1 a 1,5 mm. Essas rochas estão

frequentemente fraturadas.

67

Fotografia 3.9 – Aspecto dos pegmatitos da área

de trabalho, com setas em vermelhando

indicando a foliação paralela ao trend da

intrusão. Visada para leste. Ponto DSL-114, com

coordenada UTM 478292 E/ 8738797S.

3.2.4. ROCHAS COM POSICIONAMENTO DUVIDOSO

Nesta seção serão descritas as litologias com relações de contatos e idades

duvidosas, em que os aspectos microestruturais, litológicos e critérios de campo não se

afinaram com a classificação das unidades litoestratigráficas anteriormente citadas na

literatura. Neste sentido foram distinguidos granodiorito migmatito, tonalito

granodiorito milonítico e anfibolitos.

a) Granodiorito Fracamente Anisotrópico

Essa rocha representa 0,17% da área de mapeamento, tendo sido descritos dois

afloramentos na forma de lajedos. O primeiro a extremo leste da área coberta neste

trabalho pelo Domo de Salgadália, e outro na porção centro-sul da mesma região. As

relações de contato com as litologias dos Trondhjemitos Salgadália não são claras,

porém, acredita-se que a sua colocação ocorreu sin a tarditectonicamente à colocação

Domo Salgadália devido à baixa anisotropia desta fácies e pela sua disposição noroeste-

sudeste, discordante com o trend de suas prováveis encaixantes. (Fotografia 3.10)

As rochas em foco possuem coloração cinza clara, granulometria fanerítica fina,

com porções porfiríticas e fraca anisotropia, podendo, inclusive, representar a foliação

magmática (Fotografia 3.11) Não foram confeccionadas lâminas delgadas da referida

fácies, porém acredita-se que os principais minerais constituintes são plagioclásio, K-

feldspato, biotita e quartzo.

68

b) Tonalito Milonítico Bandado

Esta unidade localiza-se a centro este da área de trabalho, representando 2,12

km2 e 1,4% das unidades cartografadas. Essas rochas estão em contato transpressional

com o domínio metassedimentar a leste e com a unidade Bandada Paraderivada do

Complexo Santa Luz, a oeste. Os afloramentos deste domínio ocorrem sob a forma de

lajedos e pequenos morrotes (Fotografia 3.12). Essas rochas possuem coloração cinza

escura, são anisotrópicas e quando alteradas produzem solo arenoso de coloração

castanha clara.

Essa rocha apresenta um bandamento gnáissico composicional que é marcado

pela alternância abrupta de níveis porfiríticos, com porfiroclastos de plagioclásio

imersos em matriz biotítica, com níveis biotíticos e lentes anfibolíticas paralelizadas ao

esse bandamento (Fotografia 3.13). Cristais estirados de plagioclásio, paletas de biotita

e prismas de anfibólio orientados marcam a foliação nesta litofácies (Fotografia 3.14).

Ocorrem veios de quartzo em forma de tension gash, enclaves anfibolíticos, falhas e

fraturas subverticais truncando o bandamento composicional, além de fraturas

subparalelas a esse bandamento.

Para este domínio foi analisada uma amostra e identificada a seguinte

composição modal: plagioclásio (45%), quartzo (23%), biotita (20%), muscovita (6%),

microclina (3%), clorita (3%), calcita (<1%), epídoto (<1%) e minerais opacos (<1%).

A figura 3.6 apresenta o nome petrográfico da rocha. A mineralogia ígnea é

representada pelo plagioclásio, quartzo, microclina e biotita, enquanto a mineralogia

metamórfica pode ser representada pela muscovita, clorita e epídoto, cristalizados por

Fotografia 3.10 – Aspecto do afloramento

da fácies granodiorítica fracamente

anisotrópica. Ponto DSL-117, coordenada

UTM 478543E/ 8738567S.

Fotografia 3.11 – Aspecto porfiritico da

fácies granodiorítica fracamente

anisotrópica. Ponto DSL-117, coordenada

UTM 478543E/8738567S.

69

processos de ação hidrotermal. O quartzo, plagioclásio e microclina, foram submetidos

a processos deformacionais e à recristalização sintectônica evidenciados por massa

microgranulada recristalizada em torno de porfiroclastos (Fotomicrografia 3.11). A

microestrutura lepidoblástica marcada pela orientação de grãos de biotita orientados e

contornando porfiroblastos de plagioclásio e quartzo foi observada nessa amostra.

Microestruturas de reação e pseudopoiquilitica são assinaladas pela inclusão de mica-

branca e epídoto em K-feldspato e plagioclásio, respectivamente.

Figura 3.6 – Diagrama de classificação de rochas plutônicas de

(Streckeisen, 1976) para o Tonalito Milonítico Bandado de

posicionamento duvidoso.

Fotografia 3.12 – Aspecto geral de afloramento dos tonalitos granodioritos miloníticos. Fotografia em

perfil, visada para leste. Ponto DSL-126, coordenadas UTM 476334E/8739305S.

70

O plagioclásio é incolor, preferencialmente tabular, porém ocorre

subordinadamente granular, xenoblástico a subidioblástico, com granulação média de

0,6mm. O contato do plagioclásio com a biotita e com a muscovita é reto, enquanto o

contato com o quartzo e microclina é interlobado a reto. Os grãos tabulares destes

feldspatos estão orientados segundo a foliação principal. As geminações albita e albita

carlsbad neste mineral foram observadas e a sua extinção é ondulante. Esse mineral

ocorre metamorficamente transformado para epídoto e quartzo.

Fotografia 3.13 – Bandamento composicional

no tonalitos granodioritos miloníticos, marcado

por níveis porfiríticos e anfibolíticos.

Fotografia em planta, ponta da caneta

apontando para o norte. Ponto DSL-126,

coordenada UTM 476334E/8739305S.

Fotografia 3.14 – Foliação marcada pelo

alinhamento de grãos de plagioclásio e paletas

de biotita estirados. Fotografia em perfil, visada

para leste no ponto DSL-125, coordenadas

UTM 475013E/

8736095S.

Fotomicrografia 3.11 – Microestrutura

granoblástica poligonal com cristais de quartzo e

plagioclásio. ponto DSL-125, coordenadas UTM

475013E/ 8736095S. Pl – Plagioclásio, Qtz –

Quartzo.

O quartzo se apresenta granular, xenoblástico, com tamanho médio de 0,3 mm.

Este mineral apresenta contatos interlobados a retos com o plagioclásio e com a

microclina, ao passo que quando em contato com a biotita e a muscovita seus contatos

71

são retos. Ele geralmente está orientado segundo a foliação principal, apresenta extinção

ondulante. Grãos deste mineral são encontrados inclusos em plagioclásio, mas a maioria

compõe a matriz da rocha.

A biotita apresenta pleocroísmo em tons de castanho a verde, é placóide e

quanto à cristalinidade é subidioblástica. Esse mineral com tamanho médio de 0,4 mm,

e contatos retos com os minerais da amostra e está orientada segundo a foliação.

contornando porfiroblastos de plagioclásio com formando microestrutura mica-fish.

A muscovita é placóide, subidioblástica com granulação média de 0,3 mm. O

contato da muscovita com o plagioclásio, microclina, quartzo, biotita e epídoto é

predominantemente reto. A muscovita se apresenta paralela a foliação principal

observada.

A microclina é incolor, tabular, subidioblástica, com granulação média de 0,5

mm. Ela possue contatos interlobados a retos com o quartzo, plagioclásio e com os

demais filossilicatos. Alguns indivíduos possuem geminação albita-periclina e sua

extinção é ondulante.

O epídoto possui é incolor a verde pálido, granular, mas grãos colunares também

são encontrados. Ele ocorre incluso em plagioclásio ou na matriz da rocha.

Os minerais opacos são granulares, xenoblásticos a subidioblásticos, com

granulação média 0,05 mm. Alguns minerais desta espécie estão inclusos em cristais de

plagioclásio.

c) Enclaves Anfibolíticos

Esta unidade aflora sob em praticamente todas as unidades, tais como, tonalitos-

granodioritos Salgadália, rochas do Complexo Santa Luz e granitóides de

posicionamento duvidoso. Em geral ocorre paralelamente ao bandamento

composicional e boudinado. Afloramentos desta unidade ocorrem sob forma de lajedos,

corte de estrada, linha de trem, “tanques” e valetas. Quando sã apresenta coloração

verde escura e verde clara quando alterada (Fotografia 3.15). Os enclaves anfibolíticos

ocorrem como lentes que integram o bandamento composicional, em níveis

centimétricos a métricos. Uma foliação milonítica paralela ao bandamento foi

constatada nesta rocha e está marcada pela orientação de prismas de hornblenda

(Fotomicrografia 3.12). Outras estruturas observadas são fraturas, boudins e

porfiroblastos deformados assimetricamente. As microestruturas deformacionais são: (i)

72

nematoblástica, marcada pela orientação preferencial do anfibólio; (ii) de reação e

pseudopoiquiloblástica assinalada pela inclusão de epídoto em plagioclásio. A única

microestrutura ígnea requiliar observada foi a poiquilítica, marcada pela inclusão de

titanita em anfibólio e plagioclásio.

Duas amostras foram descritas, sendo constituído por hornblenda (70-80%),

plagioclásio (15-20%), quartzo (05-10%), microclina (2-3%), epídoto (2-3%), minerais

opacos (1-3%) titanita (1-2 %) e zircão (<1%) (Tabela 3.4). A mineralogia ígnea pode

ser representada pelo plagioclásio, quartzo, microclina, titanita e zircão enquanto a

mineralogia metamórfica pode ser representada pelo epídoto. Ocorre sericitização nos

feldspatos.

AMOSTRA DSL-029 DSL-036

Mineral DSL-029 DSL-036

quartzo 5 10

microclina 3

plagioclásio 15 15

hornblenda 75 67

titanita <1 2

zircão <1

epídoto 2 2

opacos 3 1

total 100 100

Nome Petrográfico

tonalito tonalito

Tabela 3.4 – Composição modal dos enclaves anfibolíticos.

A hornblenda apresenta pleocroísmo variando em tons de verde e castanho, é

subidioblástica, tabular e possui granulação média de 1,5 mm. O contato da hornblenda

é preferencialmente reto com todos os minerais observados. Este anfibólio está

orientado segundo a foliação. Nele inclusões de titanita e zircão foram observadas.

O plagioclásio é preferencialmente granular ocorrendo cristais tabulares,

subidioblásticos a xenoblásticos, com granulometria média de 0,3 mm. Este mineral

apresenta contatos retos a curvos com o quartzo, retos com a hornblenda e curvos a

interlobados com outros grãos de plagioclásio. Em geral, ocorre poligonizado, refletindo

recristalização. O plagioclásio está paralelizado à foliação, com muitos cristais

estirados. Este mineral foi observado com geminação albita e moderadamente

transformado para mica-branca. O plagioclásio é hospedeiro de inclusões ígneas

requiliares de titanita e zircão e de inclusões metamórfica de epídoto.

73

O quartzo é granular, xenoblástico com tamanho médio de 0,3 mm. O contato do

quartzo com a hornblenda é reto e contato do quartzo com o plagioclásio e microclina é

côncavo-convexo. Este mineral está paralelizado à foliação principal

A microclina é tabular, subidioblástica com tamanho médio de 0,5 mm. O

contato deste mineral com a hornblenda é reto, reto a interlobado com o plagioclásio e

côncavo-convexo com o quartzo. A microclina apresenta-se geminada segundo a lei

albita-periclina, com extinção ondulante. Inclusões de epídoto foram observadas e deve

representar um fluido hidrotermal rico nesse mineral.

O epídoto é incolor, tabular, subidioblástico, com granulação média de 0,02 mm.

O epídoto comumente ocorre como inclusão em plagioclásio e associado com a

hornblenda. A sua inclusão em microclina, como relatado anteriormente, está associado

a presença de fraturas preenchidas com esse mineral.

Os minerais opacos são granulares, xenoblásticos e medem entre 0,01 a 0,5 mm.

Em geral, ocorrem associados à hornblenda.

A titanita é tabular, idioblástica, com tamanho médio de 0,01 mm. Esse mineral

ocorre incluso no plagioclásio e na hornblenda ou na matriz da rocha.

O zircão é subidioblástico a idioblástico, com tamanho médio de 0,005 mm. Os

cristais de zircão foram encontrados inclusos em grãos de plagioclásio.

Fotografia 3.15 – Aspecto do bandamento

composicional nos enclaves anfibolíticos.

Fotografia em planta, ponta do lápis apontando

para o norte. Ponto DSL-141, coordenada

UTM 474280E/8736776S.

Fotomicrografia 3.12 – Microestrutura

nematoblástica caracterizada por cristais de

actinolita. Nicóis cruzados, seção paralela a Lx1

e ortogonal a S0//S1. No ponto DSL-029,

coordenadas UTM 48085E/874055S.

74

4. GEOLOGIA ESTRUTURAL E ASPECTOS PRELIMINATES DO

METAMORFISMO

Nesta seção serão abordados aspectos relacionados ao arcabouço estrutural da

área de trabalho. Os dados foram adquiridos através de análise clássica multiescalar, em

afloramentos e em seções delgadas, utilizando-se a regra da mão direita.

4.1. INTRODUÇÃO

A área de enfoque deste trabalho é uma culminação antiformal alongada com

trend geral norte-nordeste sul-sudoeste (Apêndice 01). As foliações miloníticas medidas

em campo foram plotadas no mapa estrutural da área de trabalho (Figura 4.1). A

distribuição das direções e mergulhos das estruturas planares e lineares sugere a

existência de uma estrutura dômica que envolve as unidades supracrustais do GBRI,

assim como os tonalitos-granodioritos Salgadália.

As unidades mapeadas apresentam contatos através de zonas de cisalhamento

transpressionais, através das quais as litologias supracrustais do GBRI são sobrepostas

aos Tonalitos-Granodioritos Salgadália, com vergência para o centro do domo

homônimo.

4.2. FASES DEFORMACIONAIS

Nesse trabalho as estruturas foram hierarquizadas em função das relações de

truncamento observadas entre elas. Na seqüência supracrustal do GBRI um bandamento

composicional marcado pela alternância de níveis químicos exalativos com níveis de

metavulcânica félsica e níveis metapelíticos, além de metagrauvacas, foi observado.

Esse bandamento é paralelizado a uma foliação deformacional que foi genericamente

denominada de S0//S1 (Fotografia 4.1).

75

Figura 4.1 – Mapa estutural simplificado dá área de Trabalho.

76

Com aquisição e interpretação dos dados estruturais, no Complexo Santa Luz,

nos Tonalitos-Trondhjemitos-Granodioritos Salgadália duas fases deformacionais foram

identificas, ao passo que nas rochas do GBRI apenas uma fase deformacional foi

identificada. Nos dois primeiros casos, preferiu-se usar a hierarquia Dn-1 e Dn, ordenadas

cronologicamente da mais velha para a mais nova, ao passo que no GBRI a

interpretação de um bandamento composicional primário levou à sua caracterização

como D1. Em termos de idade relativa interpretou-se que as fases Dn e D1 são coetâneas

e serão genericamente chamadas de Dp, ou seja, Deformação (D) Paleoproterozóica (p),

ao passo que a deformação Dn-1 será referida como Da, ou seja, Deformação (D) antiga

(a) cuja idade não é conhecida.

No Complexo Santa Luz, nas unidades do GBRI e nos Tonalitos-Granodioritos

Salgadália a fase deformacional Dp foi subdividida nos estágios Dp’, Dp” e Dp’”. O

estágio mais antigo, Dp’, é marcado pela presença de uma foliação milonítica (Sp’) que

estrutura os contatos entre as litologias das seqüências de rochas supracrustais do

Complexo Santa Luz e do GBRI e de ambas sobre o Tonalito-Granodiorito Salgadália.

Ela é marcada por uma lineação submeridiana e por movimentos com transporte

tectônico de norte para sul. Nos ortognaisses do domo de Salgadália essa fase

deformacional é materializada por uma foliação Sp’ e por uma lineação de estiramento

mineral (Lxp’) que apresentam-se, ambas, a grosso modo, radialmente distribuídas no

corpo. A foliação Sp’ encontra-se associada a um bandamento composicional que nos

Tonalitos-Granodioritos Salgadália é marcada pela alternância da fácies miloníticas com

os níveis anfibolíticos, no Complexo Santa Luz é assinada por variação entre níveis

anfibolíticos, granodioríticos e metapelíticos e no GBRI pela intercalação de unidades

oito e paraderivadas. Nos Tonalitos-Granodioritos Salgadália e no Complexo Santa Luz

é possível observar a presença de grãos de quartzo e feldspatos estirados, assim como a

biotita e anfibólio preferencialmente orientados. No estágio seguinte, Dp’’, tanto nas

unidades de cobertura, ou seja, no Complexo Santa Luz e no GBRI, quanto nos

ortognaisses do domo houve a nucleação de dobras assimétricas com vergência em

direção ao centro do Domo de Salgadália. Em alguns casos, uma foliação plano axial

Sp” pode ser encontrada e lineações de alto rake (Lxp”), tardias e mais fracamente

desenvolvidas, cortam a lineação da fase anterior. Ressalta-se que em muitos

afloramentos é possível observar as duas linhas de estiramento mineral (Lxp e Lxp”) no

mesmo plano, sendo que a mais antiga sempre é a mais proeminente.

77

O estágio Dp’” é caracterizado pela existência de falhas em geral de alto ângulo

com movimentos aparentes variando desde sinistral e destral. Em todos os casos

levantados não foi possível observar a lineação de estiramento mineral associada com

essas descontinuidades.

No domo de Salgadália, especialmente nos ortognaisses, assim como no

Complexo Santa Luz há evidências da existência de uma fase deformacional mais

antiga, denominada nesse trabalho por Da. Essa fase é representada por uma foliação Sa,

que encontra-se paralelizada com a Sp’. A foliação Sa é observada em dobras intrafoliais

isoclinais à foliação Sp (Fotografia 4.2). A existência de uma foliação Sa pode também

ser verificada ao microscópio, sendo possível identificar grãos de biotita e clorita

ortogonalmente posicionados com relação à foliação, sendo truncados por ela.

A seguir serão descritas as estruturas nos três principais compartimentos

tectônicos da área, quais sejam: Complexo Santa Luz, Greenstone Belt do Rio Itapicuru.

e Tonalitos-Granodioritos Salgadália.

a) Complexo Santa Luz

Nesse complexo, o estágio Dp' é revelado pela presença de uma foliação Sa//Sp',

que é marcada pelo estiramento de quartzo e pela orientação preferencial do anfibólio e

da biotita. Além disso, um bandamento composicional pode ser observado

Fotografia 4.1 – Metachert na Unidade Metassedimentar, com grãos de quartzo. Fotografia em perfil, ponta da caneta apontando no sentido norte. Ponto DSL-245, coordenadas UTM 484034E/ 8744008.

Fotografia 4.2 – Dobra intrafolial da fase Fn-1. Fotografia em planta. No ponto DSL-240, em metapelitos do Complexo Santa Luz. Ponta da caneta apontando para o norte. No ponto DSL-055. Coordenadas UTM 474287E/ 8739251S.

78

paralelamente a Sa//Sp'. Esse bandamento é marcado pela alternância de níveis de

metapelitos, metarenitos, anfibolitos e granodioritos do tipo S. A foliação apresenta

máximo em N185/49 NW (Figura 4.2). Associada a essa estrutura, uma lineação de

estiramento mineral, com máximo em 15° para 347 foi observada (Figura 4.3).

Relacionadas a este estágio pode-se observar a presença de dobras intrafoliais com

plano axial paralelo a foliação principal Sp’, boudins simétricos e assimétricos

desenvolvidos em veios de quartzo e feldspato que posicionam-se paralelos à foliação

Sp'. Os indicadores de movimento, tais como porfiroblastos assimétricos de granada,

boudins assimétricos e S/C/C’ sugerem transporte tectônico de norte para sul.

Figura 4.2- Diagramas estereográficos sinópticos das foliações Sa//Sp' e respectivas lineações de

estiramento mineral Lxp' no Complexo Santa Luz. Planos preferenciais representados em vermelho,

guirlanda em amarelo. Lb calculada 40° p/ 301. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

O estágio seguinte, Dp'', é marcado pela presença de dobras horizontais

inclinadas, assimétricas em Z e S, com polaridade tectônica para leste. Dobras

horizontais em M e em caixa também estão relacionadas a este estágio. Em dois

afloramentos uma lineação de estiramento mineral de alto rake com orientação geral

segundo WNW-ESSE foi observada.

Falhas e fraturas geralmente preenchidas com materiais quartzo feldspático são

incluídas no estágio Dp'''. Em geral, são estruturas verticais, cujas assimetrias variam

entre destral e sinistral. A figura 4.3 apresenta o diagrama de rosetas para essas

estruturas. A pequena quantidade de medidas realizadas deve-se ao fato de ter-se

encontrado poucas estruturas desse tipo. A distribuição dessas estruturas sugere que elas

possam ter sido formadas por mais de um campo de tensão regional.

79

Figura 4.3- Diagramas de rosetas para falhas destrais e sinistrais do estágio Dp’” no Complexo Santa

Luz.. Hemisfério inferior, N= Número de medidas.

b) Tonalitos-Granodioritos Salgadália

As estruturas dúcteis do estagio Dp' são representadas por uma foliação

milonítica (Sp') que contém uma lineação de estiramento mineral (Lx p'). A figura 4.4

apresenta a distribuição espacial da foliação Sn' e da lineação de estiramento Lxn'. A

análise do diagrama permitiu interpretar uma distribuição dômica da Sp', com mergulhos

que variam de baixo a médio ângulo e plano máximo em N352/08NE. Nesse sentido, no

domínio de ocorrência do Tonalito-Granodiorito Salgadália a foliação Sp', em geral, é de

baixo ângulo.

Figura 4.4.- Diagramas estereográficos sinópticos das foliações Sa//Sp' e respectivas lineações de

estiramento mineral Lxp' nos Tonalitos-granodioritos Salgadália. Planos preferenciais representados em

vermelho, guirlanda em amarelo. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

A linha de estiramento mineral, Lxp', por sua vez, apresenta-se radialmente

distribuída, mas um máximo em 19° para 328º pode ser observado (Figura 4.4). A

distribuição da lineação de estiramento Lxp' com relação à foliação Sp’ sugere que essa

estrutura é de alta obliqüidade. Além dessas duas estruturas, também nessa fase é

possível observar a presença de dobras intrafoliais com plano axial paralelo a Sp’,

80

boudins simétricos e assimétricos, bem como estruturas S/C. A formação dessa foliação

está associada com a deformação plástica dos feldspatos e do quartzo, assim como com

a formação de novos grãos poligonais e com mecanismos de recristalização

sintectônica.

O estágio seguinte, Dp'’, é marcado pela presença de dobras parasíticas em S, M

e Z, em geral abertas horizontais (Fotografia 4.3). Uma segunda lineação de estiramento

mineral (Lxp”), em geral de alta obliqüidade e ortogonalmente desenvolvida aos eixos

Lbn'' podem ser identificadas.

No estágio Dp''' fraturas de cisalhamento com movimento destral aparente,

intenso circulação de fluidos foram nucleadas. Comumente, o epídoto está associado a

essas zonas. Não foi observado orientação de minerais nestes planos formando uma

foliação, mas, frequentemente, zonas rúpteis, cataclásticas podem ser observadas

(Fotografia 4.3). As falhas destrais orientam-se, em geral, preferencialmente em

N097/75SW e N 259/79 NE (Figura 4.5 e 4.6). As falhas sinistral variam entre N-S,

NE-SW e NW-SE (Figura 4.7).

Outras fraturas sem movimento definido, mas com alto ângulo de mergulho e

orientação diversificada foram relacionadas a este estágio de deformação. Associado a

essas estruturas, diques de granitóides e pegmatitos podem ser encontrados.

Figura 4.5 - Diagrama estereográfico sinóptico para falhas destrais. Planos preferenciais representados

em vermelho. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

81

Figura 4.6 - Diagrama de rosetas para falhas no Tonalito. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

Figura 4.7 - Diagrama de rosetas para fraturas no Tonalito. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

Fotografia 43 – Dobras simétricas Dn''cortadas por zona de cisalhamento rúptil Dn'''. Essa estrutura

apresenta um componente direcional reversa e orientação 010/75. Fotografia em perfil, visada para norte.

Ponto DSL-218, coordenada UTM 483066/8742927.

82

c) Greenstone Belt do Rio Itapicuru

No GBRI observa-se um bandamento composicional que na unidade metamáfica

é marcado pela alternância entre derrames máficos e, subordinadamente, rochas

metassedimentares, ao passo que na unidade metassedimentar pode ser encontrados

metacherts, metarcóseos e metapelitos que posicionam-se paralelamente a foliação

deformacional Sp’. Nessas rochas, a foliação é marcada pela orientação preferencial dos

filossilicatos e dos anfibólios ou pelo estiramento do quartzo. O diagrama da figura 4.6

apresenta planos máximos da foliação Sp’ em N203/31NW e N338/23NE. A

distribuição da foliação no diagrama sugere a existência de dobras com plano de perfil

aproximadamente E-W e Lbp” calculada em 08 p/ 005, embora um máximo em

N203/31NW possa ser observado (Figura 4.8). Sobre o plano de foliação (Plano XY) a

lineação de estiramento mineral Lxp’ é marcada pela orientação de plagioclásio e de

quartzo na unidade metamáfica e de quartzo na unidade metassedimentar. A orientação

preferencial dos anfibólios e biotitas marcam uma lineação mineral que é paralela ao

eixo de deformação X do elipsóide de deformação finita. Na figura 4.8 pode ser

observado um máximo em 05° para 016, embora estruturas com orientação NE-SW e

NW-SE, em geral com baixo caimento podem ser observados. Ainda associada com a

Sp’, estruturas tais como boudins assimétricos envolvendo veios de quartzo e níveis

pegmatóides, porfiroblastos assimétricos e estruturas S/C/C' podem ser encontradas. A

assimetria associada com essas estruturas sugere um transporte tectônico de norte para

sul. Relações de alta média e baixa obliquidade da Lx1’ pode ser observada com relação

a Sp’.

Figura 4.8 – Diagramas estereográficos sinópticos das foliações S0//S1, lineações de estiramento mineral

Lxp’ nas unidades supracrustais do GBRI. Planos preferenciais representados em vermelho, guirlanda em

amarelo. Hemisfério inferior, N= número de medidas.

83

Em campo, dobras assimétricas horizontais, fechadas a abertas do estágio Dp”,

vergentes para os tonalitos/granodioritos Salgadália são observadas rotacionando a

foliação Sp’. Associada a este estágio uma lineação de estiramento mineral de alta

obliquidade (Lxp”) pode ser observada, com orientação geral em 15° para 232.

Nesta unidade a fase Dp’” é representada por diques preenchidos por material

pegmatítico quartzo feldspático. Falhas destrais e sinistrais podem ser encontradas nessa

unidades. As falhas destrais medidas em campo orientam-se, em geral, segundo E-W,

com uma delas posicionando-se em NE-SW, ao passo que as falhas sinistrais são

preferencialmente NS, com variações para E-W (Figura 4.9). Também nesse caso, o

pouco número de medidas efetuadas deve-se ao numero de estruturas encontradas em

campo e a sua distribuição, mesmo que preliminarmente falando, sugere mais de um

campo de tensão relacionado com a sua geração. O diagrama de rosetas para as fraturas

relacionadas a esses estágio está apresentado na figura 4.10.

Figura 4.9 - Diagrama de rosetas para falhas no GBRI. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

Figura 4.10 - Diagrama de contorno e rosetas para fraturas no GBRI. Hemisfério inferior. N= número de

medidas.

84

4.3 DOMÍNIOS ESTRUTURAIS

Com base nas orientações preferenciais das linhas de estiramento mineral do

estágio Dp’, na área de trabalho foram individualizados três domínios estruturais

distintos (Figura 4.11). O Domínio 1 possui uma distribuição aproximadamente radial

da lineação de estiramento mineral Lxp’, enquanto que no Domínio 2 esses lineamentos

ocorrem, de maneira geral, segundo norte-sul. No Domínio 3 as lineações de

estiramento dispõem-se com orientações aproximadas leste-oeste.

a) Domínio 1

Esse domínio ocorre associado com o Tonalito-Granodiorito Salgadália na

porção central mapeada neste trabalho e nas litologias supracrustais do GBRI, na

periferia do referido plúton. Nessas rochas a foliação Sp’ apresenta uma ampla

distribuição, com atitude modal em N352/08NE. A lineação de estiramento mineral é de

alto rake, igualmente com ampla distribuição e máximo em 17° p/ 093 (Figura 4.12).

O acervo de indicadores de movimento associados com Sp’ tais como foliações

do tipo S/C, porfiroblastos assimétricos sugere um movimento reverso associado com a

geração da foliação, além de boudins assimétricos e dobras de arrasto.

b) Domínio 2

Ele ocorre nas adjacências do Domo de Salgadália e envolve as rochas do

Complexo Santa Luz e do Greenstone Belt do Rio Itapicuru (Figura 4.11). Neste

domínio, a foliação Sp’ possui uma ampla distribuição da sua orientação, com máximo

em N187/49 NW. A distribuição dessa estrutura no diagrama estereográfico da figura

4.13 sugere a presença de dobras regionais com charneira subhorizontal e plano de

perfil subvertical. A lineação de estiramento mineral (Lxp’), por sua vez, apresenta-se em

geral segundo, aproximadamente NS, de baixo ângulo com máximo em 12º p/ 350

(Figura 4.13). Boudins assimétricos, S/C, dobras de arrasto e dobras assimétricas são os

principais indicadores cinemáticos e associados com a formação da foliação Sp’.

85

Figura 4.11- Domínios estruturais da área de trabalho.

86

Figura 4.12 - Diagramas estereográficos sinópticos para foliação Sp' e da lineação de estiramento mineral

Lxp' no Domínio 1. Plano preferencial representado em vermelho, guirlanda em amarelo. Hemisfério

inferior. N= número de medidas.

Figura 4.13 - Diagramas estereográficos sinópticos para foliação S0//S1 e respectivas linhas de

estiramento mineral Lx2 no Domínio 2. Plano preferencial representado em vermelho, guirlanda em

amarelo. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

b) Domínio 3

Esse domínio desenvolve-se associado nas unidades supracrustais do GBRI e do

Complexo Santa Luz (Figura 4.10). Também nesse caso a foliação apresenta uma ampla

distribuição, com máximo em N380/07 e a lineação de estiramento mineral Lxp’, em

geral de alta obliqüidade, apresenta máximo em 03 p/ 274 e 16 p/ 092 (Figura 4.14).

87

Figura 4.14- Diagramas estereográficos sinópticos para foliação Sp” e da lineação de estiramento mineral

Lxp” no Domínio 3. Plano preferencial representado em vermelho, guirlanda em amarelo. Hemisfério

inferior. N= número de medidas.

4.5. VEIOS DE QUARTZO

Na área de trabalho os veios de quartzo ocorrem em duas gerações. A primeira

encontra-se paralelizada com a foliação Sp’ e frequentemente ocorre formando boudins

que são assimétricos ou simétricos. Uma segunda geração de veios de quartzo ocorre

com mergulhos de médio a alto grau e truncando a foliação Sp’. A orientação geral das

estruturas medidas é N 005/80SW (Figura 4.15).

Cadê os do Salgadália?

Figura 4.15- Diagrama estereográfico sinóptico e roseta para veios de quartzo no GBRI. Planos

preferenciais representados em vermelho. Hemisfério inferior. N= número de medidas.

88

4.4 PROCESSOS DEFORMACIONAIS E MECANISMOS DE RECRISTALIZAÇÃO

A análise microestrutural foi realizada a no intuito de verificar os processos

deformacionais e os mecanismos de recristalização que afetaram as rochas

concomitantemente à deformação da área. Para a sua realização, amostras orientadas

foram coletadas e as seções delgadas foram confeccionadas no plano XZ, ou seja,

ortogonalmente distribuída com relação ao plano de foliação Sp’ (Plano XY do

elipsóide de deformação finita) e paralelamente à lineação de estiramento mineral Lxp’

(Eixo X do elipsóide de deformação finita).

Nos metapelitos, a presença de granada com intercrescimento helicítico de

quartzo e textura do tipo sombra de pressão evidenciam o crescimento sintectônico

deste mineral com relação a foliação Sp’ (Fotomicrografia 3.21). A presença de kink-

bands em mica branca e biotita podem ser observadas.

Nos tonalitos-granodioritos Salgadália e no Tonalito Ultramilonítico feições

como extinção ondulante no quartzo e nos feldspatos assim como a presença das

microestruturas porfiroclástica e núcleo-manto, em que subgrãos e novos grãos

poligonais ocorrem no entorno de porfiroclastos daqueles minerais, sugerem processos

de deformação plástica e recristalização sintectônica por rotação de subgrãos associada

com a fase Dp. A presença dessas feições sugere que a temperatura de deformação

excedeu os 550°C (Simpson 1985, Fitz Gerald & Stünitz 1993, Paschier & Trow 2005).

Nos metarcóseos líticos, por sua vez, os mecanismos de recristalização em

feldspatos são menos eficientes e predominam grãos com forte extinção ondulante e

feições do tipo kink-bands. Fraturas são extensivamente observadas nesses minerais.

Em ambas as rochas, o quartzo apresenta extinção ondulante e novos grãos poligonais,

sugerindo deformação em temperaturas superiores aos 300°C. Por outro lado, as feições

deformacionais em feldspatos sugerem temperatura de deformação inferior aos 550°C

(Simpson 1985, Fitz Gerald & Stünitz 1993, Paschier & Trow 2005).

Nos metapelitos, a presença de granadas com inclusões retilíneas de quartzo

(microestrutura helicítica), em geral em alto ângulo com a foliação externa,

rotacionando em suas bordas, ou curvas (Microestruturas snow-ball), bem como a

presença de sombras de pressão sugerem um crescimento pré a sin-tectônico à fase Dp

(Fotomicrografia 4.1). A assimetria observada nessas estruturas sugere o movimento

antihorário compatível com o que foi observado em campo.

89

Fotomicrografia 4.1 – Porfiblasto de granada com textura helicitica com inclusão de grãos de quartzo e

biotita nos metarcóseos da unidade metassedimentar. Fotomicrografia em luz plana e com nicóis cruzados

(esquerda e direita, respectivamente). Ponto DSL-022, coordenadas UTM 479861/ 8741356.

Além de microestruturas como sombra de pressão assimétrica (Fotomicrografia

4.1) e helicítica em lamina foi possível observar estruturas do tipo S/C cuja assimetria é

compatível com a que foi observada em campo. Além disso, dobras intrafoliais foram

observadas no Complexo Santa Luz corroborando a sugestão de campo da existência de

uma foliação Da, mais antiga.

4.5 MODELO DE EVOLUÇÃO DEFORMACIONAL

Durante o Paleoproterozóico, a colisão entre os Blocos Serrinha, Jequié e Gavião

levou à estruturação do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. De acordo com Barbosa &

Sabaté (2002), as deformações iniciam-se com movimento tangencial, frontal vergentes

para oeste, que evoluem para zonas de cisalhamento transpressionais sinistrais. Essas

ultimas estruturam uma mega-flor positiva regional, com foliações de alto ângulo e

lineações de baixo rake (Barbosa & Domingues 1996, Chauvet et al. 1999). Nesse

contexto, houve o fechamento da Bacia Itapicuru, que abrigou o Greenstone Belt

homônimo, e a justaposição das unidades do Complexo Santa Luz sobre as unidades do

grenstone. Na área estudada, nas unidades supracrustais predomina uma foliação

milonítica com lineação em geral segundo N-S, porém com médio a baixo ângulo de

mergulho. Na hipótese de considerar que essa lineação acomoda movimentos frontais,

os elementos estruturais sugeririam transporte de massa de norte para sul e uma

vergência geral do cinturão nesse sentido. Seria de se esperar, então, um truncamento

entre as estruturas da fase final do orógeno, que estrutura a flor positiva, e a as

estruturas presentes na área de trabalho. Entretanto, esse truncamento não foi observado

nesse trabalho e nem por Menezes (2008).

90

Ao se observar a distribuição da foliação principal do GBRI nas porções mais a

norte, tais com na região de Santa Luz, por exemplo, em que predomina a lineação de

baixo rake, N-S, associada a movimentos sinistrais, nota-se que, em direção a Sul, essa

foliação rotaciona-se e tende a diminuir o seu mergulho acomodando a colocação do

domo de Salgadália. Nesse sentido, curiosamente, na região estudada o primeiro estágio

de deformação da fase Dn está associado com nucleação das estruturas transcorrentes da

fase final de evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá que foram rotacionadas e

suhorizontalizadas, possivelmente, com a colocação do Domo de Salgadália (Figura

4.16). Com o continuar da deformação, essa foliação foi encurtada segundo NW-SE e,

consequentemente, dobrada (Figura 4.16). Zonas de cisalhamento com orientação geral

E-W e movimento destral, assim como zonas sinistrais, foram nucleadas no final da

história evolutiva do GBRI (Figura 4.16). Vinculados a esse último estágio de

deformação, veios de quartzo e diques de granitóides e pegmatíticos foram nucleados.

4.6. ASPECTOS PRELIMINATES DO METAMORFISMO

A descrição petrográfica permitiu a identificação de paragêneses minerais

progressivas e regressivas relacionadas com a evolução tectônica da área em estudo.

Nos metapelitos a paragênese progressiva sin-Dp’ e Sin-Dp” é marcada por granada,

biotita, quartzo e cianita, sugerindo condições de metamorfismo compatível com fácies

xisto verde médio, com temperatura superior a 500ºC e pressões acima de 4 kb (Figura

4.17).

Nas unidades do Tonalito-Granodiorito Salgadália pode ser observado uma

trama com forte recristalização que possivelmente está associada com deformações e

mecanismos de recristalização sintectônica à sua colocação, que no estado sólido foi re-

equilibrado na fácies anfibolito. Uma associação mineral constituída por quartzo,

clorita, epídoto e mica branca, que se superpõe à trama poligonizada, sugere

metamorfismo de fácies xisto-verde e está relacionada com o estágio Dp’”.

91

Figura 4.16 – Modelo de evolução deformacional para a área de estudo.

92

Figura 4.17 - Grade petrogenética para pelitos (Sistema HFMKS). Fonte: Burcher &

Frey (2002). A linha vermelha marca as condições mínimas para a pressão e

temperatura estimadas para os metamofitos estudados.

93

5. CONCLUSÕES

1) Na área de trabalho foram identificadas sete unidades litoestratigráficas, quais sejam:

Embasamento do Complexo Santa Luz; Unidades do Domínio Metavulcânico Máfico,

Domínio Metavulcânico Intermediário a Félsico, Domínio Metassedimentar do

Greenstone Belt do Rio Itapicuru; o conjunto de gnaisses Trondhjemíticos a

Granodioríticos Salgadália, Granitóides e Pegmatitos e rochas de posicionamento

duvidoso. O complexo Santa Luz é constituído de rochas orto e paraderivadas e

granitóides do tipo S. Dentre as litologias do Greenstone Belt do Rio Itapicuru, foram

mapeadas o Domínio Metavulcânico Máfico, o Domínio Metavulcânico Intermediário a

Félsico e o Domínio Metassedimentar. Nos Trondhjemíticos Salgadália foram

individualizadas três fácies, que diferenciam-se em função da intensidade de

deformação e do conteúdo de biotita quais sejam Trondhjemítica-Granodiorítica Augen

Milonítica, Fácies Trondhjemítica-Granodiorítica Augen Milonítica Rica em Biotita e

Fácies Trondhjemítica-Granodiorítica Ultramilonítica. Granitóides, Pegmatitos e rochas

de posicionamento duvidoso, como Rocha Granodiorítica e Tonalitos a Granodioritos

Miloníticos foram outras litologias identificadas. A disposição espacial da área de

trabalho é em arranjo dômico

2) A análise estrutural levada à efeito nos Tonalitos-Trondhjemitos-Granodioritos

Salgadália e no Complexo Santa Luz permitiu a identificação de duas fases

deformacionais. Nesse caso, preferiu-se usar a hierarquia Dn-1, mais velha, e Dn, mais

nova. No GBRI, por sua vez, apenas uma fase deformacional foi identificada.Nesse

caso a interpretação de um bandamento composicional primário levou à sua

caracterização como D1. Em termos de idade relativa interpretou-se que as fases Dn e

D1 são coetâneas e foram genericamente chamadas de Dp, ou seja, Deformação (D)

Paleoproterozóica (p), ao passo que a deformação Dn-1 foi referida como Da, ou seja,

Deformação (D) antiga (a) cuja idade não é conhecida. Os processos deformacionais e

os mecanismos de recristalização nos Tonalitos-Trondhjemitos-Grnodioriticos

Salgadália e no Complexo Santa Luz permite inferir temperaturas de deformação

superiores aos 550oC. A paragênese metamórfica nas sequências supracrustais,

94

constituída por granada, biotita, quartzo e cianita sugere condições de temperatura de

fácies anfibolito médio

3) a distribuição de foliação no setor norte do Domo de Salgadália sugere um arranjo

em função da disposição das foliações na área cartografada. As linhas de estiramento

mineral possibilitaram a separação de dois domínios estruturais. O Domínio 1, de

posição central, onde as linhas possuem direções subequatoriais, em que os

movimentos reversos são mais representativos e o Domínio 2, de distribuição espacial

mais ampla, onde as linhas de estiramento mineral assumem posição longitudinal de

baixo caimento e indica movimentos cisalhantes sinistrais predominantes.

4) A identificação da paragênese mineral cianita, granada, biotita, plagioclásio e

quartzo, na Unidade Metassedimentar assim como processos de recristalização de

feldspatos nas unidades ortoderivadas permitiu classificar a temperatura de

metamorfismo de grau médio e fácies anfibolito. Uma segunda paragênese é

representada pela clorita, epídoto, quartzo, mica-branca nos trondhjemitos Salgadália e

representam a fácies xisto-verde.

95

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