UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
RAFAEL RIBEIRO DALTRO
PETROLOGIA DOS LEPTINITOS E LEUCOGRANITOS NO CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE PINTADAS -
BAHIA
Salvador
2013
RAFAEL RIBEIRO DALTRO
PETROLOGIA DOS LEPTINITOS E LEUCOGRANITOS NO CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE PINTADAS -
BAHIA
Salvador 2013
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. CARLSON DE MATOS MAIA LEITE
TERMO DE APROVAÇÃO
RAFAEL RIBEIRO DALTRO
PETROLOGIA DOS LEPTINITOS E LEUCOGRANITOS NO CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE PINTADAS -
BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
_______________________________________________________________
1º Examinador – Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite Doutorado na Universidade Federal da Bahia
Instituto de Geociências, UFBA / Petrobras
_______________________________________________________________
2º Examinador – Prof
a. Msc. Jailma Santos de Souza Mestrado na Universidade Federal da Bahia
Instituto de Geociências, UFBA
_______________________________________________________________
3º Examinador – Dra. Adriana Almeida de Peixoto Doutorado na Universidade Federal da Bahia Instituto de Geociências, UFBA
Salvador
2013
Dedico a meus Pais, Ana Cristina e Luiz Daltro, pelo apoio incondicional e pela paciência.
O retorno de tudo isso começa agora.
Agradecimentos
Gostaria de expressar os meus sinceros e profundos agradecimentos a Deus e Meishu-Sama, por terem me concedido permissão para iniciar e concluir este ciclo.
Aos meus pais, José Luiz Teixeira Daltro e Ana Cristina Leal Ribeiro, por terem me apoiado na Geologia desde o início, assim como em todas as minhas decisões, sempre acreditando que eu serei bom no que quer que eu faça. Espero agora começar a dar um retorno à altura do que me foi confiado. Amo vocês!
A meu irmão Rodolfo, por acreditar que eu sou a melhor pessoa do mundo para explicar “geologuês” e a minha cunhada Marcela Grill pelas risadas e resenhas.
A Brutus, meu irmão canino, que dia após dia, sem exceções, me recebe em casa com a mesma felicidade e alegria.
Aos professores do Instituto de Geociências, por terem compartilhado seus anos de conhecimentos geológicos e ensinamentos, em especial nos nomes de Osmário, Vilton, Eron, André Netto, Ângela, Flávio, Telésforo, Haroldo Sá e Simone.
Ao meu orientador Carlson Leite, por me confiar uma parte de seu estudo de longas datas e ter me aceitado como seu orientando. Agradeço também a Jailma Souza, por ter me ajudado de forma crucial para a conclusão de meu trabalho. Sou extremamente grato a vocês.
A CPRM, na pessoa de Paulo Villar, ao Museu Geólogico da Bahia e aos amigos/colegas da SigmaGeo e 5A, pelas oportunidades, confiança, amizades e toda troca de conhecimentos geológicos e de vida.
Aos amigos geológicos, os quais compartilhei desde momentos de desespero e noites perdidas até boas cervejas, fossem elas quentes ou geladas: Acácio, AJ, Bianca, Bruno Schindler, Carlos, Chapa, Edmar, Elô, Emo, Gabriel, Gi, Gleide, Goiaba, Gonti, Ítala, Jofre, Leide, Lucas Excelente, Mário, Moitinho, Muriel, MV, Nati, Nilsinho, Pri, Smeagol, Substância, Verena e Vitinho. Agradeço em especial àqueles que contribuíram de forma direta para essa monografia: MV, Goiaba, Substância, Vitor e Edmar.
Aos amigos não geológicos do Bom Pastor e do Sartre, em especial Dimas e Pan, que sempre me incentivaram a ganhar o mundo: aí vou eu!!
À D. Elivanne, que exerceu um papel essencial para que eu chegasse até aqui, mesmo que ela nem imagine o tamanho dessa importância.
E por fim, àqueles que passaram mas não permaneceram. Sem dúvidas deixaram aprendizados e conhecimentos, assim como levaram um pouco consigo.
Obrigado, infinitamente.
"A dúvida é o começo da sabedoria"
Condessa de Ségur
Resumo
O Cinturão Orogênico Salvador-Curaçá, gerado durante a colisão paleoproterozoica dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha, abriga uma gama de litotipos, dentre os quais estão os leptinitos e os leucogranitos oriundos do processo de anatexia crustal gerado durante o evento orogênico, que afloram na porção centro-norte do estado da Bahia, próximo ao município de Pintadas. Ambos os litotipos encontram-se reequilibrados e/ou gerados em condições de médio e alto grau de metamorfismo, permitindo o estudo da evolução crustal.
Através da interpretação de dados petográficos e litogeoquímicos, foi possível realizar a caracterização petrográfica dos litotipos estudados, identificando mineralogia, texturas e microestruturas, assim como sugerir a sequência de cristalização dos minerais constituintes dessas rochas, e os mecanismos e processos que ocorreram durante este evento.
Palavras chave: Cinturão Salvador-Curaçá, leptinitos, leucogranitos.
Abstract
The Salvador-Curaçá Belt, generated during the Paleoproterozoic collision, in the context of the collision between Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá and Serrinha Block, has a lot of lithotypes, including leptynitic and leucogranites, generated in crustal anatexis process occurred during the orogenic event. These lithotypes outcrops at middle-north of Bahia State, near to Pintadas city. Both lithotypes are stabilized and/or generated in medium to high metamorphism grade conditions, which permit the crustal evolution study.
Through the analysis of the petrographic and geochemistry data, was possible to realize the petrographic characterization of the lithotypes studied, identifying the mineralogy, textures and microstructures, besides to suggest the crystallization sequence of the minerals which assemble these lithotypes, and the mechanism and processes that occurred during this event.
Keywords: Salvador-Curaçá Belt, leptynitic, leucogranites
Sumário
1.0 INTRODUÇÃO ... 16
1.1 ASPECTOS GERAIS ... 16
1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS ... 18
1.2.1 Justificativa ... 18
1.2.2 Objetivo geral ... 19
1.2.3 Objetivo específico ... 19
1.3 MATERIAIS E MÉTODOS ... 19
1.3.1 Pesquisa bibliográfica ... 19
1.3.2 Descrição petrográfica ... 20
1.3.3 Interpretação dos dados geoquímicos ... 20
1.3.4 Trabalho Final de Graduação (TFG) ... 20
2.0 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ... 21
3.0 GEOLOGIA REGIONAL ... 26
3.1 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO ... 26
3.2 O CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ ... 28
3.2.1 Suíte São José do Jacuípe ... 30
3.2.2 Complexo Caraíba ... 31
3.2.3 Complexo Ipirá ... 32
3.2.4 Granitóides e diques ... 33
3.2.5 Geologia estrutural e evolução deformacional ... 34
4.0 PETROGRAFIA ... 35
4.1 Leptinitos ... 38
4.2 Leucogranitos ... 47
5.0 LITOGEOQUÍMICA ... 56
6.0 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ... 60
7.0 Referências ... 64
Anexos ... 70
Índice de fotos
Foto 1 - Lâminas “CL-118e” e “CL-135b”, correspondentes aos leptinitos. ... 35 Foto 2 - Lâminas “CL-132-A” e “CL-125”, correspondentes aos leucogranitos. ... 35 Fotomicrografia 1 – Visão geral dos grãos de plagioclásio, segundo contatos
predominantemente curvos a interlobados. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x... 40 Fotomicrografia 2 – Grãos de plagioclásio com geminação ainda visível, alterado parcialmente nas bordas e com inclusões de monazita e biotita. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ... 40 Fotomicrografia 3 – Grãos de Plagioclásio fortemente alterados para sericita.
Detalhe para a formação de mirmequita em um grão bastante alterado por
sericitização. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ... 41 Fotomicrografia 4 – Detalhe para a formação de mirmequita (exsolução de quartzo) em grão de plagioclásio completamente sericitizado. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ... 41 Fotomicrografia 5 – Grão de quartzo com extinção ondulante e inclusões de biotita e quartzo. Amostra CL-118, objetiva de 2,5x. ... 41 Fotomicrografia 6 – Simplectito de quartzo + biotita. Amostra CL-118, objetiva de 2,5x. ... 41 Fotomicrografia 7 – Mesopertita associada a grão de plagioclásio com mirmequita e inclusão parcial de grão de quartzo. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ... 42 Fotomicrografia 8 – Grão de mesopertita associado a grão de zircão. Amostra CL- 118, objetiva de 5,0x. ... 42 Fotomicrografia 9 – Grão de pertita com inclusão de grão de quartzo e contatos interlobados. Amostra CL-118, objetiva de 5,0x. ... 43 Fotomicrografia 10 – Grãos de biotita cloritizados e não cloritizados, com
pleocroísmo característico. Nota-se também a presença de biotita em forma de inclusão nos grãos de granada, plagioclásio e quartzo. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ... 44 Fotomicrografia 11 – Biotita com inclusão de zircão e contatos retos e serrilhados com os grãos de feldspato pertítico. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ... 44 Fotomicrografia 12 – Grão de granada com associação da biotita. Amostra CL-118, objetiva de 2,5x. ... 45 Fotomicrografia 13 – Granada em luz plana, evidenciando a relação da biotita com a granada. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ... 45 Fotomicrografia 14 – Grão de granada com inclusões de biotita, quartzo e opacos.
Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ... 45 Fotomicrografia 15 – Granada em nicóis cruzados, evidenciando inclusões de grãos de quartzo, monazita, além da presença de biotita cloritizadas (seta verde).
Amostra CL-118, objetiva de 2,5x. ... 45
Fotomicrografia 16 – Minerais opacos associados a biotita e a granada. Amostra CL-118, objetiva de 10x. ... 46 Fotomicrografia 17 – Grão de zircão em forma de inclusão na biotita titanífera.
Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ... 46 Fotomicrografia 18 – Grão de monazita em forma de inclusão no plagioclásio, que se encontra parcialmente alterado pelo processo de sericitização. Amostra CL-135, objetiva de 20x. ... 47 Fotomicrografia 19 – Grão de plagioclásio, parcialmente sericitizado, com inclusões de quartzo, biotita e zircão. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ... 49 Fotomicrografia 20 – Grão de plagioclásio com exsolução de quarto (mirmequita) em contato interlobado com grãos de pertita. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. .... 49 Fotomicrografia 21 – Grão de quartzo com extinção ondulante moderada e
inclusões de biotita e grãos menores do próprio mineral. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ... 50 Fotomicrografia 22 – Porfiroblasto de quartzo, com dimensões maiores que 4 mm e extinção ondulante moderada. Amostra CL-125, objetiva de 2,5x. ... 50 Fotomicrografia 23 – Grãos de mesopertita em contato interlobado com grãos de plagioclásio que contém exsolução de quartzo (mirmequita). Amostra CL-132,
objetiva de 5,0x. ... 50 Fotomicrografia 24 – Grãos de pertita associados aos de plagioclásio com
presença de mirmequita. Amostra CL-132, objetiva de 5,0x. ... 51 Fotomicrografia 25 – Grãos de biotita associados a granada. Na imagem, em LP, é possível observar duas fases de biotita, biotita rica em titânio (Bt
1) e a pobre em titânio (Bt
2). Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ... 52 Fotomicrografia 26 – Biotita rica em titânio em contato com grão de mesopertita e inclusões de zircão, deixando o contorno mais escurecido devido ao decaimento radioativo desse mineral. Amostra CL-125, objetiva de 2,5x em LP. ... 52 Fotomicrografia 27 – Grão de granada com inclusões de quartzo e inclusões de biotita. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ... 52 Fotomicrografia 28 – Grãos de granada associados a biotita e agulhas de rutilo.
Amostra CL-125, objetiva de 2,5x. ... 52 Fotomicrografia 29 – Grão de microclina mostrando contato interlobado entre os grãos minerais e inclusão de mirmequita e quartzo. Amostra CL-125, objetiva de 2,5x. ... 53 Fotomicrografia 30 – Grão de zircão mostrando zoneamento metamórfico, em forma de inclusão nos grãos de quartzo e plagioclásio. Amostra CL-125, objetiva de 20x. ... 54 Fotomicrografia 31 - Minerais opacos associados ao plagioclásio sericitizado.
Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ... 54 Fotomicrografia 32 - Monazita em forma de inclusão em grão de plagioclásio.
Amostra CL-132, objetiva de 20x. ... 55
Í ndice de figuras
Figura 1 - Mapa de localização do Município de Pintadas estado da Bahia. Fonte:
IBGE, 2013, SEI 2013 ... 16 Figura 2 - Mapa de acesso ao município de Pintadas, tomando como ponto de partida a cidade de Salvador (A) até o Município de Pintadas (B). Fonte:
GoogleMaps, 2013 ... 17 Figura 3 - Mapa geológico regional, evidenciando os leucogranitos associados ao Complexo Ipirá, onde estão também localizados os leptinitos. Adaptado de Leite (2002). ... 18 Figura 4 - Colisão paleoproterozoica entre os blocos Serrinha, Gavião e Jequié e formação do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Fonte: Barbosa et al. (2003) ... 26 Figura 5 - Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do São Francisco. 1. Embasamento Arqueano/Paleoproterozoico com sequências greenstonebelts e o Grupo Jacobina (em preto); 2. Coberturas
Mesoproterozóicas do Supergrupo Espinhaço 3. Coberturas Neoproterozoicas do Supergrupo São Francisco; 4. Coberturas Fanerozoicas; 5. Limites do Cráton (Ussami, 1993); 6. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BG. Bloco Gavião. BJ.
Bloco Jequié; BS. Bloco Serrinha; OISC. Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Adaptado de Babosa et al. (2003) ... 27 Figura 6 - Estágio final da orogênese geradora do Cinturão Salvador-Curaçá, com a colocação de sienitos e granitos. Fonte: Barbosa et al. (2003). ... 29 Figura 7 - Mapa geológico regional contendo os principais domínios tectônicos do Estado da Bahia. 1 - Granitos Paleoproterozóicos. 2 - Sequências
Metassedimentares; 3 - Greenstone Belts; 4 - Cinturão Granulítico
Paleoproterozóico; 5 - Bloco granulítico arqueano (Jequié); 6 - Bloco Arqueano gnaissico-migmatitico (Gavião e Serrinha). Adaptado de Leite, (2009). ... 30 Figura 8 - Diagrama QAP (STRECKEISEN, 1976) modal para as quatro amostras estudadas. ... 36 Figura 9 - Mapa geológico regional, deixando em evidência os domínios do
Complexo Ipirá, onde ocorrem os leptinitos. Fonte: Adaptado e modificado de Leite (2002) ... 39 Figura 10 - Mapa geológico regional, evidenciando os três corpos de leucogranitos:
Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II. Fonte Adaptado e modificado de Leite (2002) ... 48 Figura 11 – Diagrama A/CNK (Al
2O
3/ CaO+Na
2O+K
2O) – A/NK (Al
2O
3/ Na
2O+K
2O), em unidades molares, de Shand (1943) para classificação das rochas de acordo com o índice de alumina das amostras. ... 56 Figura 12 – Diagrama R
1:R
2Batchelor & Bowden (1985) para classificação de
ambiente tectônico. ... 58
Figura 13 - Spiderdiagrama ETR ao Condrito (Boynton, 1984) para classificação de
três amostras estudadas. ... 59
Figura 14 - Diagrama QAP utilizado para classificação dos leptinitos, adaptado de
Kálmar & Pálffy (2008). ... 62
Figura 15 - Spiderdiagrama para os leptinitos (L1) e leucogranitos (L2) de Manali, de
Braun et al. (1996). ... 63
Í ndice de tabelas
Tabela 1 - Nomenclatura das lâminas estudadas, os litotipos correspondentes e suas respectivas coordenadas. ... 35 Tabela 2 – Moda das quatro lâminas estudadas († Leptinitos; ×Leucogranitos) ... 37 Tabela 3 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-118. ... 37 Tabela 4 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-135. ... 37 Tabela 5 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-132. ... 38 Tabela 6 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-125. ... 38 Tabela 7 - Análises químicas para os elementos maiores e traços das quatro
amostras estudadas. ... 57
Tabela 8 – Resultado das análises químicas para ETR das amostras CL-118, CL
125 e CL-132 ... 57
Lista de abreviaturas e siglas
Minerais Bt Biotita
Bt
1Biotita fase 1 Bt
2Biotita fase 2 Bt
3Biotita fase 3
Cl Clorita Fs Feldspato Grt Granada
Il Ilmenita Kfs K-feldspato Mir Mirmequita Mc Microclina Mp Mesopertita Mon Monazita
Op Opacos
Pt Feldspato pertítico Pl Plagioclásio
Qtz Quartzo Rt Rutilo Ser Sericita Sill Sillimanita Zrn Zircão
Outras abreviações
CSC Cinturão Salvador-Curaçá
ETR Elementos Terras Raras
16
1.0 INTRODUÇÃO
1.1 ASPECTOS GERAIS
A área na qual encontram-se os leptinitos e os leucogranitos, objetos de estudo desse trabalho, está inserida no município de Pintadas. O município está localizado na porção centro-norte do estado da Bahia (Figura 1).
Figura 1 - Mapa de localização do Município de Pintadas estado da Bahia.
Fonte: IBGE, 2013, SEI 2013
17 Distando da capital baiana, Salvador, cerca de 250 km, o acesso até a área de estudo é feito, a partir da capital, pela BR-324 até a cidade de Feira de Santana, de onde deve-se seguir pela BR-116 e novamente retomar a BR-324, até cidade de Riachão do Jacuípe, de onde toma-se a estrada sentido Pé de Serra, para chegar ao Município de Pintadas (Figura 2).
Figura 2 - Mapa de acesso ao município de Pintadas, tomando como ponto de partida a cidade de Salvador (A) até o Município de Pintadas (B). Fonte: GoogleMaps, 2013
Geologicamente, a área de estudo está inserida no Cinturão Orogênico
Salvador-Curaçá, que corresponde a um cinturão de cisalhamento dúctil, gerado no
contexto da colisão dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha,
durante o Paleoproterozoico (Barbosa & Sabaté, 2002). O Cinturão Salvador-Curaçá
é dividido em três grandes domínios litológicos principais, definidos por Melo (1991)
como: Suíte São José do Jacuípe, Complexo Caraíba e Complexo Ipirá. Nesse
contexto, os leptinitos, que correspondem aos migmatitos bandados granadíferos,
encontram-se associados ao Complexo Ipirá, assim como os leucogranitos que são
representados por três corpos maciços denominados de Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II
(Figura 3).
18
Figura 3 - Mapa geológico regional, evidenciando os leucogranitos associados ao Complexo Ipirá, onde estão também localizados os leptinitos. Adaptado de Leite (2002).
1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS 1.2.1 Justificativa
Um bom número de trabalhos científicos já foi publicado acerca do Cinturão Orogênico Salvador-Curaçá, assim como alguns deles contemplam pontos de interesse mais específicos, como o estudo pontual de litotipos, evolução geotectônica, etc. Dentre esses litotipos, encontram-se os leucogranitos e os leptinitos portadores de assembleias mineralógicas cujos significados são indicativos dos mecanismos e processos de anatexia crustal que ocorreram durante a orogenia paleoproterozoica, que resultou na formação do Orógeno Salvador-Curaçá.
Leite (2002) realizou sua tese de doutoramento em área que abrangeu os
litotipos alvo de estudo desse trabalho.
19 1.2.2 Objetivo geral
O objetivo desse trabalho visa, a partir de análises petrográficas e geoquímicas dos leptinitos e dos leucogranitos, sugerir os mecanismos e processos de anatexia crustal que ocorreram durante o evento paleoproterozoico, já que ambos litotipos apresentam minerais como a granada, biotita, mesopertita e plagioclásio indicativos destes mecanismos e processos.
1.2.3 Objetivo específico
1) Realizar a caracterização petrográfica dos litotipos estudados, identificando mineralogia, texturas e microestruturas;
2) Interpretar e caracterizar os dados litogeoquímicos juntamente com diagramas de classificação de rochas, com o intuito de definir a natureza do protólito dos litotipos alvo desse trabalho;
3) Sugerir a sequência de cristalização dos minerais constituintes destas rochas a partir da interpretação das microestruturas.
4) Sugerir os mecanismos e processos que ocorreram durante a formação destas rochas.
1.3 MATERIAIS E MÉTODOS
Para o desenvolvimento desse trabalho, algumas etapas foram desenvolvidas de forma sistemática: pesquisa bibliográfica, análise petrográfica, interpretação dos dados geoquímicos e de petrografia e a confecção deste trabalho (TFG – Trabalho Final de Graduação).
1.3.1 Pesquisa bibliográfica
A etapa de pesquisa bibliográfica consistiu na busca, estudo e interpretação
da literatura que abrange leptinitos e leucogranitos, com a finalidade de adquirir
embasamento teórico para elaboração desse trabalho, principalmente no que diz
respeito à formação dessas rochas. Essa etapa foi realizada também durante todo o
trabalho, até a conclusão, no intuito de agregar informações aos novos dados
gerados. A pesquisa se deu em materiais como artigos, livros, teses e monografias.
20 1.3.2 Descrição petrográfica
Durante essa etapa, foi realizada a descrição de 4 lâminas delgadas (2 de leptinitos e 2 de leucogranitos), para identificar a mineralogia e microestruturas destas rochas. Para a realização dessa descrição, utilizou-se um microscópio binocular Olympus BX41 do Laboratório de Petrografia do Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia. Para determinar a moda dessas 4 lâminas, utilizou-se um microscópio ZEISS IMAGER Z2N, com um charriot acoplado, no laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Unidade Operacional da PETROBRAS no estado da Bahia.
Para a classificação modal das rochas, utilizou-se o diagrama QAP ( STRECKEISEN, 1976) .
As lâminas utilizadas nesse trabalho foram cedidas por Leite (2002), que as estudou anteriormente durante o processo de elaboração de sua tese de doutoramento.
1.3.3 Interpretação dos dados geoquímicos
A etapa de interpretação dos dados geoquímicos se deu a partir da análise dos resultados de elementos maiores, elementos traço e terras raras para as amostras que foram observadas na análise petrográfica. Após a interpretação preliminar desses dados, os resultados foram plotados em diagramas do tipo A/CNK – A/NK (Shand, 1943), R1:R2 para ambiente tectônico (Batchelor & Bowden, 1985) e ETR (Boynton, 1984). Para geração desses diagramas, utilizou-se o software GCDKit 2.3.
Os dados das análises litogeoquímicas foram cedidos por Leite (2002), utilizados na sua tese de doutoramento.
1.3.4 Trabalho Final de Graduação (TFG)
A partir da conclusão das etapas anteriores, os dados e interpretações foram
compilados com o objetivo de gerar o presente trabalho, que além de função
acadêmica e didática, tem como objetivo compor o Trabalho Final de Graduação do
autor.
21
2.0 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Segundo Leite (2002), os leucogranitos e leptinitos do Cinturão Salvador- Curaçá teriam sido formados a partir de líquidos de anatexia crustal em contato com minerais refratários, como a biotita titanífera e a granada. Ainda segundo este autor, seus protólitos seriam ricos em componentes metassedimentares pelíticos, sendo que os leucogranitos são produtos da segregação e coalescência de líquidos mais evoluídos.
Essas rochas representam bons marcadores geodinâmicos de eventos colisionais entre blocos continentais e funcionam também como balizadores dos processos termodinâmicos que ocorreram ao longo do metamorfismo da região.
Apresentam-se reequilibradas e/ou geradas em condições de médio e alto grau de metamorfismo, permitindo o estudo da evolução crustal durante o evento colisional, não só a partir de suas assinaturas geoquímicas e de seus dados isotópicos/geocronológicos, mas também a partir de suas texturas e paragêneses mineralógicas, possibilitando identificar a cinética e a ordem dos processos petrológicos que controlam a cristalização das fases minerais originadas durante o evento colisional (Le Fort, 1981)
Cunney et al. (1990), em estudo dos leucogranitos do Cinturão Jacobina- Contendas-Mirante (localizado à oeste do Cinturão Salvador-Curaçá), sugerem que os corpos de leucogranitos alojados nesse cinturão paleoproterozoico (2.0 Ga), apresentam similaridade mineralógica e geoquímica, além de características mineralógicas com os leucogranitos Hercynianos e Himalaios, diferenciando-se por apresentar um teor levemente mais magnesiano. Os autores sugerem ainda que o magmatismo peraluminoso que gerou os leucogranitos do Cinturão Jacobina- Contendas-Mirante é resultado de anatexia crustal gerada durante uma colisão continental de 2.0 Ga, apresentando como protólito possíveis TTG’s arqueanos.
Rudowski (1989) defende que os corpos maciços dos leucogranitos Campo
Formoso e Carnaíba, idades de 1.9 Ga, localizados na Serra de Jacobina, formados
a partir de intrusões de granitos a duas micas, granitos com muscovita e granada e
aplipegmatitos, têm importante papel na gênese das esmeraldas de Carnaíba.
22 Leo et al. (1964) Leite (2002) frisa ainda a importância dos leucogranitos na cristalização de poliformos de Al
2SiO
5nas rochas metassedimentares da Sequência Jacobina. Para Sabaté (1990), esses leucogranitos encontram-se alojados nas descontinuidades tectônicas das bordas leste e oeste da Sequência Jacobina. Ainda segundo Sabaté et al. (1990) os leucogranitos da borda leste da Serra de Jacobina apresentam-se alongados, e uma idade de 1969±29 Ma. Para Celino (1991) esses mesmos leucogranitos da borda leste da Serra de Jacobina têm relação com um evento de pull apart. Rudowski (1989) definiu para os leucogranitos da borda oeste da Serra de Jacobina, uma linhagem peraluminosa, que é resultado de cristalização fracionada e uma mistura de três séries não co-magmáticas, de fontes diferentes.
Os leucogranitos que ocorrem no Bloco Gavião se diferenciam mineralogicamente daqueles do Cinturão Salvador-Curaçá por apresentarem fibrolita e muscovita. Essa característica, segundo Leite (2002), indica as condições de metamorfismo das rochas encaixantes, sendo a fácies anfibolito para os leucogranitos do Bloco Gavião e fácies granulito para as rochas do Cinturão Salvador-Curaçá. Neste trabalho, os leucogranitos estudados são os que ocorrem no Cinturão Salvador-Curaçá, mais especificamente no Complexo Ipirá, em forma de três corpos maciços denominados de Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II.
De maneira geral, os leucogranitos do Cinturão Salvador-Curaçá são representados por rochas maciças, leucocráticas (rochas que apresentam em sua composição menos de 5% de minerais máficos), e são compostas basicamente de quartzo e feldspato, além de granada e biotita. Esses maciços podem ser homogêneos ou porfiríticos, e apresentar texturas de fluxo magmático e/ou milonítica, que foram controlados pela direção dos esforços de tensão e pela intensidade da deformação regional, relativos à época de colocação dos pulsos magmáticos (Leite, 2001).
Esse corpos de leucogranito apresentam idade de cristalização/colocação entre 2,55 e 1,88 Ga (Torquato et al. 1978; Sabaté et al. 1990; Sabaté 1993 apud Leite 2002), e idades para Sm-Nd, 2,42 e 3,26 Ga.
Segundo Leite (2002) a presença dos leucogranitos portadores de granada no
Cinturão Salvador-Curaçá e de enclaves de silimanita + biotita, sugere a ocorrência
de anatexia crustal, acompanhada de metamorfismo de alto grau. Essa constatação
23 se dá a partir da análise da fase feldspática primária do líquído gerado pela anatexia crustal. Nesses leucogranitos, o metamorfismo é da fácies granulito (mínimo de 800°C), indicado pela presença de ortoclásio/mesopertita. A associação da granada e da silimanita + biotita sugere processo de fusão por desidratação envolvendo a biotita, levando-se então a conclusão de que a granada, a silimanita e a biotita titanífera são provenientes das fases sólidas residuais que nuclearam e cresceram em conjunto com o líquido anatético.
Os leucogranitos comumente apresentam análises modais que, dispostas nos diagramas Q-A+P-M e Q-A-P, apontam para rochas leucocráticas de composição monzogranítica. Com relação ao campo das rochas graníticas de anatexia crustal (Lameyre & Bowden 1982), essas amostras definem um grupo situado abaixo do limite inferior desse campo. Esses três maciços apresentam, segundo descrição de Leite (2002), geminações encurvadas nos grãos de plagioclásio e de pertita, correspondendo à texturas de fluxo tectônico.
O leucogranito denominado de Capelinha encontra-se em contato com os leptinitos do Complexo Ipirá e com os ortognáisses do Complexo Caraíba. Esse corpo encontra-se no centro de uma grande estrutura antiformal, englobado pelas duas unidades citadas anteriormente. Apresenta estruturas de foliação com padrão de dobramentos em laço e é portador de xenólitos que contém biotita e silimanita. A assembleia mineral desse corpo encontra-se orientada preferencialmente ao longo dos planos de foliação NW-SE e, apesar da pouca biotita em sua composição, a granada encontra-se sempre presente.
O maciço Ipiraí I é um corpo leucogranítico de forma arredondada, com enclaves de rochas metassedimentares. Apresenta padrão de dobramento tipo M, que reflete a zona de charneira de uma estrutura sinforme que abriga o granito.
Já o maciço Ipiraí II apresenta uma forma alongada, com a presença de estruturas bandadas caracterizadas pela presença de granada ou biotita, orientadas ao longo do fluxo magmático.
Os leucogranitos do CSC ocorrem associados aos leptinitos e apresentam
uma mineralogia semelhante aos mesmos. Sendo assim, a partir de relações de
campo, é possível determinar que os leucogranitos e os leptinitos possam ser
cogenéticos, sendo os leucogranitos gerados a partir da fusão parcial de uma fonte
24 crustal continental (peraluminosa), segregação e migração de fluidos portadores de fases minerais peritéticas, que são biotita titanífera e granada (Leite, 2002).
Segundo Leite (2002) o termo “leptinito” foi usado pela primeira vez por Hummel, em 1875, (apud Bates & Jackson (eds.), 1997) para descrever uma rocha metavulcânica, quartzo-feldspática, equivalente a um riolito ou um felsito, metamorfisada na fácies granulito.
Spry (1969) utiliza o termo leptinito para definir granulito semelhante ao que ocorre na região da Saxônia, na Europa. Nesta região, os leptinitos apresentam assembleia mineralógica principal de quartzo e feldspato, apresentando como minerais acessórios ortopiroxênio, granada, silimanita, espinélio e rutilo. Esse mesmo autor descreve os leptinitos como rochas de coloração clara e forte bandamento, que é derivado do estiramento dos grãos mineralógicos e dos agregados de quartzo, que podem formar estruturas do tipo rods e ribbons.
Braun et al. (1996) adota o termo leptinito para caracterizar as rochas classificadas como gnaisses migmatíticos portadores de granada e biotita. Esse termo foi utilizado anteriormente para caracterizar os gnaisses migmatíticos estromáticos/bandados do Cinturão de Kerala-Kondalito, no sul da Índia.
Devido às rochas descritas por Braun et al. (1996) e Leite (2002) apresentarem características petrográficas e estruturais semelhantes aos migmatitos bandados granadíferos do Complexo Ipirá, utilizaremos então o termo leptinito para designar tais rochas.
Leite (2002) descreve macroscopicamente os leptinitos como rochas que apresentam bandas leucocráticas (mais claras) e mesocráticas (intermediárias entre as bandas escuras e claras) com espessura que podem alcançar até 2 centímetros;
presença de granada em agregados com dimensões de até 1 centímetro; cristais
euédricos de feldspato potássico de tamanho milimétrico a centimétrico e,
localmente, a presença de bolsões maciços de leucogranitos. Microscopicamente,
os leptinitos apresentam intercalação de níveis milimétricos, aonde alternam-se a
predominância de granada e biotita, sendo que em ambos os níveis ocorre a
presença de quartzo, feldspato potássico e plagioclásio. Nos níveis enriquecidos em
granada, a proporção modal quartzo-feldspática é maior, e pode ocorre a presença
de ribbons de quartzo.
25 Sawyer & Barnes (1988) e McLellan (1989) sugerem a formação dos leptinitos portadores de cianita como rochas metamorfisadas na fácies anfibolito médio/superior concomitantemente com a formação dos primeiros leucossomas.
Leite (2002) não identificou a presença de cianita nos leptinitos de seu estudo.
Apresentam K-feldspato como mineral mais abundante nos leucossomas, além de estarem metamorfisados na fácies granulito. Aliando essas informações com as análises microscópicas que mostram biotita titanífera, porfiroblastos de biotita nos neossomas, cristais de biotita ao lado de porfiroblastos de granada e o fato de que os leptinitos apresentam estruturas de segregação tectônica de líquidos (fases quartzo-feldspáticas), ficando granada e biotita como fases residuais, Leite (2002) sugeriu a ocorrência de anatexia crustal a partir de fusão parcial de rochas metassedimentares.
Burnham (1979 apud Clemens, 1984) e Clemens & Vielzeuf (1987 apud Leite, 2002), definem essa anatexia como fluid-absentmelting ou fusão por desidratação (dehydration melting, Thompson, 1982 apud Leite, 2002), que se dá quando toda a água no sistema de fusão encontra-se contida nas fases minerais hidratadas. Sendo assim, a geração de líquidos envolve primeiro a quebra da muscovita e posteriormente a quebra da biotita.
Leite (2002) descreve um processo de geração de kinzigito, ao longo das estruturas migmatíticas bandadas dos leptinitos, sugerindo que os kinzigitos representem o melanossoma gerado durante o processo de migmatização. A diferença entre esses dois litotipos se dá pela granulometria mais grossa dos leptinitos e pela presença da silimanita como fase aluminosa adicional, além de fases alumino-magnesianas como cordierita e hercinita. Essa associação sugere, também, processos de fusão envolvendo a quebra da biotita (Thompson, 1982;
Waters & Whales, 1984; Clemens & Vielzeuf, 1987 apud Leite, 2002).
26
3.0 GEOLOGIA REGIONAL
3.1 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
O Cráton do São Francisco (Almeida, 1977) representa uma das unidades mais significativas do Arqueano/Paleoproterozoico da América do Sul. Ocorre principalmente no estado da Bahia (no qual o embasamento, formado por rochas metamórficas de alto a médio grau, ocupa cerca de 50% da área do Estado), e estendendo-se também aos estados de Minas Gerais, Goiás, Pernambuco e Sergipe.
Barbosa & Sabaté (2003) agruparam as unidades do Cráton em quatro segmentos crustais de idade arqueana/paleoproterozoica: Bloco Gavião, Bloco Jequié, Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e Bloco Serrinha. A partir de evidências geológicas como dados estruturais, metamórficos e de geologia isotópica, Barbosa &
Sabaté (2003) sugeriram que durante o Paleoproterozoico, esses quatro blocos arqueanos se movimentaram no sentido NW-SE e colidiram (Figura 4), resultando na formação de uma cadeia de montanhas denominada de Orógeno Itabuna-Salvador- Curaçá.
Figura 4 - Colisão paleoproterozoica entre os blocos Serrinha, Gavião e Jequié e formação do
Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Fonte: Barbosa et al. (2003)
27 Os limites do Cráton (Figura 5), segundo dados geológicos e geofísicos (Ussami 1993), correspondem a faixas móveis brasilianas, sendo elas: a norte, o Cinturão Riacho do Pontal (Brito Neves et al, 2000); a nordeste, o Cinturão Sergipano; a sul, o Cinturão Araçuaí (Almeida, 1977) - uma possível extensão do Cinturão Ribeira, situado mais a sul; a oeste, o Cinturão Brasília (Almeida, 1969); e mais a norte do Cráton, o Cinturão Rio Preto (Inda & Barbosa 1978, Brito Neves et al., 2000).
Figura 5 - Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do São Francisco. 1. Embasamento Arqueano/Paleoproterozoico com sequências greenstonebelts e o Grupo Jacobina (em preto); 2. Coberturas Mesoproterozóicas do Supergrupo Espinhaço 3.
Coberturas Neoproterozoicas do Supergrupo São Francisco; 4. Coberturas Fanerozoicas; 5. Limites do Cráton (Ussami, 1993); 6. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BG. Bloco Gavião. BJ. Bloco Jequié; BS. Bloco Serrinha; OISC. Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Adaptado de Babosa et al.
(2003)
28 O Cráton do São Francisco é compartimentado em dois grupos litológicos distintos: as coberturas plataformais dobradas e anquimetamórficas dos supergrupos São Francisco e Espinhaço, estabelecidas a partir do Mesoproterozoico; e o embasamento, constituído por três tipos de terrenos característicos: (i) sequências supracrustais metamorfizadas na fácies xisto verde até anfibolito alto, (ii) terrenos de médio grau metamórfico, constituídos em sua maioria por complexos gnáissicos/migmatíticos e (iii) terrenos de alto grau metamórfico que constituem extensos cinturões móveis polideformados, que foram gerados entre os blocos crustais e se apresentam metamorfizados desde a fácies anfibolito até granulito.
Nesses últimos terrenos, são comuns a presença de restos de sequências vulcano- sedimentares metamorfizadas na fácies granulito.
No âmbito desse trabalho, os terrenos de alto grau metamórfico no qual estão hospedados os cinturões móveis, são de maior importância, pois o Cinturão orogênico Salvador-Curaçá encontra-se nesse contexto.
3.2 O CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ
O Sistema orogenético Itabuna-Salvador-Curaçá está situado no estado da Bahia, se estendendo de norte a sul do Estado, ao longo de aproximadamente 700 km, sendo denominado a norte de Cinturão Salvador-Curaçá e a sul Cinturão Itabuna.
O Orógeno Salvador-Curaçá corresponde a um cinturão de cisalhamento dúctil que foi gerado em regime transpressivo, durante a colisão paleoproterozoica dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha, e evoluído segundo episódios reversos e transcorrentes progressivos (Kosin et al. 2003). Segundo Leite (2002), os limites desse orógeno, tanto a oeste - Bloco Gavião, quanto a leste - Bloco Serrinha, são caracterizados por zonas de cisalhamento de transpressão, dúcteis e frágeis, sinistrais e que apresentam estruturas com vergências opostas:
para oeste, sobre o Bloco Gavião e para leste, sobre o Bloco Serrinha. Para Padilha
& Melo (1991), Melo et al. (1995) e Barbosa et al. (2003), essa feição representa
uma estrutura em flor positiva, assimétrica, configurada na fase final do evento
orogenético paleoproterozoico (Figura 6).
29
Figura 6 - Estágio final da orogênese geradora do Cinturão Salvador-Curaçá, com a colocação de sienitos e granitos. Fonte: Barbosa et al. (2003).
O Orógeno/Cinturão Salvador-Curaçá (CSC) pode ser dividido em três grandes domínios litológicos principais (Melo, 1991): Suíte São José do Jacuípe, Complexo Caraíba e Complexo Ipirá (Figura 7).
Idades pelo método U-Pb SHRIMP, obtidas em granulitos tonalíticos e enderbíticos do Complexo Caraíba apresentam duas populações de idades distintas (2.7-2.6 Ga e 2.08-2.07 Ga), preservadas respectivamente em núcleos e auréolas de zircão (Silva et al., 1997, 2002). As idades 2.7-2.6 Ga são interpretadas como a idade do magmatismo em arco de ilha, enquanto que as idades mais novas de 2.08- 2.07 Ga são relacionadas ao metamorfismo de alto grau (Silva et al. 1997, 2002).
Outro tonalito do Complexo Caraíba foi datado com 2.1 Ga, sugerindo que o espessamento crustal no Cinturão Salvador-Curaçá ocorreu durante o Paleoproterozoico (Carvalho & Oliveira, 2003).
No bordo do Cinturão, ocorrem rochas supracrustais caracterizadas como
anfibolitos em associação com formações ferríferas, manganesíferas, grafitosas e
calcissilicáticas, além de kinzigíticas. Essa associação é interpretada como um
remanescente de crosta oceânica (Delgado et al., 2003).
30
Figura 7 - Mapa geológico regional contendo os principais domínios tectônicos do Estado da Bahia. 1 - Granitos Paleoproterozóicos. 2 - Sequências Metassedimentares; 3 - Greenstone Belts; 4 - Cinturão Granulítico Paleoproterozóico; 5 - Bloco granulítico arqueano (Jequié); 6 - Bloco Arqueano gnaissico- migmatitico (Gavião e Serrinha). Adaptado de Leite, (2009).
3.2.1 Suíte São José do Jacuípe
A Suíte São José do Jacuípe ocorre na porção sudoeste do Cinturão
Salvador-Curaçá (Loureiro, 1991; Melo, 1991; Sampaio, 1992 apud Kosin et al.,
2003) (Figura 7), e é composta por uma associação de rochas máficas-ultramáficas,
de caráter plutônico, em forma de lentes descontínuas com direções N-S a NNW-
SSE, tectonicamente imbricadas com rochas dos Complexos Caraíba e Ipirá. Na
31 porção oriental da Suíte, a litologia é composta principalmente de biotita ou hornblenda norito, gabronorito com níveis cumuláticos e restritamente leucogabro.
Já na porção leste da Suíte, a litologia mais frequente são ferrograbro e ultramáficas peridotíticas e piroxeníticas. Essa sequência litológica sugere um zoneamento máfico-ultramáfico de oeste para leste (Kosin et al., 2003).
A geoquímica dessas rochas apresenta uma linhagem toleítica similar às rochas do ambiente de transição continente/oceano durante a abertura de um rift (Teixeira, 1997 apud Leite, 2002). Somando-se esse dado ao fato de que os litotipos da Suíte São José do Jacuípe não apresentam relações de truncamento com as rochas dos Complexos Caraíba e Ipirá, Teixeira & Melo (1992) e Teixeira (1997) sugeriram que essa suíte representaria restos de uma antiga crosta oceânica.
A Suíte foi datada em 2,69 Ga por U-Pb SHRIMP em zircões (Silva et al., 1997), através de um xenólito de gabronorito encontrado em enderbito TTG do Complexo Caraíba.
Associados à suíte São José do Jacuípe, ocorrem diques máficos distintos que truncam todas as unidades litoestratigráficas nessa porção do cinturão. Esses diques apresentam 0,6 a 2 metros de espessura e são constituídos por gabros, dioritos e dacitos alcalinos, ricos em Fe e Ti com assinatura geoquímica continental (Kosin et al., 2003). Esses diques foram submetidos a metamorfismo em diferentes fácies, desde xisto verde até granulito, existindo também diques que não foram metamorfizados (Melo et al., 1995 apud Kosin et al., 2003).
3.2.2 Complexo Caraíba
Segundo Kosin et al. (2003), o Complexo Caraíba (arco magmático Caraíba), representa a unidade litoestratigráfica de maior área no Cinturão Salvador-Curaçá. A distribuição das rochas no Complexo se dá de forma contínua à leste, sendo interrompida por corpos granitóides; e a oeste, em forma de megalentes imbricadas tectonicamente com rochas da Suíte São José do Jacuípe, do Complexo Ipirá e granitóides intrusivos.
Os litotipos do Complexo Caraíba correspondem a ortognaisses, que foram
classificados petrograficamente como noritos, enderbitos, charnoenderbitos e
charnockitos. Devido à essa variedade de litologias, Teixeira (1997) classificou, a
32 partir de dados de litogeoquímica, o Complexo Caraíba em ortognaisses sódicos e ortognaisses sódico-potássicos. Os ortognaisses sódicos apresentam assinatura geoquímica semelhante aos da linhagem TTG, aparecendo por vezes em forma de xenólitos nos ortognaisses sódico-potássicos. Já os ortognaisses sódico-potássicos são compatíveis com a série cálcioalcalina (Teixeira, 1997).
A presença de ortopiroxênio associado à hornblenda e biotita nos ortognaisses do Complexo Caraíba sugere condições de metamorfismo da fácies granulito retrógrado. Nesse intervalo, por ser comum a ocorrência de fusão parcial, são observadas nos ortognaisses feições migmatíticas, tais como schlieren, nebulítica e schöllen, cujas fases leucossomáticas são sienogranítica e monzonítica (Kosin et al., 2003).
Silva et al. (1997) obtiveram, a partir de datações U-Pb SHRIMP, idade de 2695 Ma para a formação do ortognaisse enderbítico e 2634 Ma para a colocação do ortognaisse charnockítico, sugerindo então uma evolução no Arqueano, com sucessivos episódios de acresção crustal. Para o metamorfismo granulítico, os mesmos autores encontraram idade, também por U-Pb SHRIMP, 2072 Ma (Kosin et al., 2003).
3.2.3 Complexo Ipirá
Segundo Leite (2002), o Complexo Ipirá (Lima et al. 1981, Melo org 1991 e Loureiro, 1991), foi redefinido por Melo et al. (1995) como uma associação de paragnaisses aluminosos, calcissilicáticas, metacarbonatos e quartzitos.
Os gnaisses aluminosos foram subdividos em: gnaisses kinzigíticos (gnaisses portadores de cordierita + sillimanita + granada + biotita) e de fases alumino- magnesianas como safirina, espinélio, ortopiroxênio, sillimanita e cordierita (Leite 2002), além de gnaisses granadíferos semelhantes a leucogranitos do tipo S (Loureiro , 1991).Os leptinitos são gnaisses migmatíticos que apresentam mineralogia composta por ortoclásio, quartzo, plagioclásio, granada e biotita, e como acessórios monazita, zircão e opacos.
Já as rochas calcissilicáticas ocorrem associadas aos metacarbonatos e aos
quartzitos, apresentando como composição mineralógica diopsídio, plagioclásio,
quartzo e escapolita (Loureiro , 1991). Ocorrem também, de forma restrita,
33 formações ferríferas e gnaisses grafitosos. A grafita ocorre em níveis finos, descontínuos e concordantes com o plano de foliação, de forma dispersa, podendo corresponder a cerca de 45% da rocha. Verifica-se ainda a presença de metabasitos e metaultrabasitos que foram classificados petrograficamente como metagabros, metahornblenditos, hornblenda-granulitos e metaperidotitos (Leite, 2002).
O protólito do Complexo Ipirá é interpretado como sendo uma sequência vulcanosedimentar paleoproterozoica (Melo , 1991; Loureiro , 1991) ou uma cobertura plataformal (Teixeira et al., 2000).
Estudos de química mineral e de litogeoquímica permitiram estimar condições de geotermobarometria próximas de 920° C e 7-8 kbar para os safirina-granulitos (Leite, 2002; Leite et al., 2009). Estas condições de metamorfismo sugerem que o Cinturão Salvador-Curaçá atingiu localmente condições de Temperatura Ultra Alta (≥
900°C) durante a colisão paleoproterozoica (Leite et al., 2009).
3.2.4 Granitóides e diques
Segundo Leite (2002) ocorrem associados ao Cinturão Salvador-Curaçá corpos de rochas granitóides classificados por Melo (, 1991) e Loureiro ( 1991) em sin-tangenciais, tardi-tangenciais, sin-transcorrentes e tardi a pós-transcorrentes. Os corpos graníticos sin-tangenciais são compostos por quartzomonzonito e monzonito, contendo ortopiroxênio e xenólitos de rochas do Complexo Ipirá e da Suíte São José do Jacuípe (Teixeira, 1997). Os corpos tardi-tangenciais são classificados como monzonito, quartzomonzonito e monzogranito, todos equilibrados na fácies granulito e assinatura geoquímica metaluminosa. Esses corpos apresentam-se na forma de pequenos maciços encaixados nos ortognaisses granulíticos do Complexo Caraíba (Melo , 1991). Os sin-transcorrentes são classificados como monzonitos à biotita e hornblenda com textura porfiroclástica. Apresentam uma assinatura geoquímica de cálcioalcalina de alto K (Melo 1991). Por fim, os granitos tardi a pós-transcorrentes, são classificados por Melo (1991) como sienitos, sienogranitos e monzonitos, com texturas porfiroides e granular média.
Diques de rochas básicas e félsicas de diversas gerações, com metamorfismo
na fácies granulito ou ausente, largura de até 2 metros e classificados como gabros,
dioritos e dacitos também são descritos por Melo et al. (1995).
34 Os leucogranitos ocorrem tanto no Cinturão Salvador-Curaçá como no Bloco Gavião. De modo geral, os leucogranitos são representados por rochas maciças, leucocráticas, e são compostas basicamente de quartzo e feldspato, além de granada e biotita. Os leucogranitos que ocorrem no Bloco Gavião se diferenciam mineralogicamente dos leucogranitos de ocorrência do Cinturão Salvador-Curaçá por apresentarem na composição mineralógica fibrolita e muscovita. Essa característica, segundo Leite (2002), indica as condições de equilíbrio metamórfico dessas rochas, sendo a fácies anfibolito para os leucogranitos do Bloco Gavião e fácies granulito para os do Cinturão Salvador Curaçá.
3.2.5 Geologia estrutural e evolução deformacional
Segundo Leite et al. (2009), ao menos dois episódios de deformação dúctil afetaram o Cinturão Salvador Curaçá, ambos contemporâneos com o metamorfismo Paleoproterozoico de alto grau.
O primeiro episódio, denominado de D1 é caracterizado por um bandamento
composicional (compositional layering) e foliações de baixo ângulo (flat-lying
foliations) (S1), dobras isoclinais reliquiares com eixos horizontais aproximadamente
N-S relacionados a rampas de cisalhamento com vergência para oeste e lineações
de estiramento leste-oeste com caimento para leste. O segundo episódio (D2)
envolvido em um regime tectônico transpressional e deformação geométrica padrão
é particionado entre um sistema dobrado de trend NNW e mergulho alto/oblíquo e
um sistema de zonas de cisalhamento sinistral strike-slip. Os indicadores
cinemáticos (estruturas S-C, trajetórias de foliação assimétrica e lineações (L2)
estiradas obliquas a sub-horizontais) determinam um movimento tectônico de ESE
para WNW.
35
4.0 PETROGRAFIA
Nos estudos petrográficos desse trabalho foram analisadas quatro lâminas delgadas, sendo que dessas, duas correspondem aos leptinitos e as outras duas aos leucogranitos (Tabela 1).
Tabela 1 - Nomenclatura das lâminas estudadas, os litotipos correspondentes e suas respectivas coordenadas.
Nome da Lâmina Litotipo Coordenada X Coordenada Y
CL-118 Leptinito 397.900 8.692.200
CL-135 Leptinito 392.300 8.704.000
CL-125 Leucogranito 414.000 8.693.400
CL-132 Leucogranito 417.000 8.705.200
As fotografias abaixo (Foto 1 e 2) mostram o aspecto das lâminas utilizadas no trabalho, onde é possível observar feições como, por exemplo, a orientação preferencial da biotita nos leptinitos.
Foto 1 - Lâminas “CL-118e” e “CL-135b”, correspondentes aos leptinitos.
Foto 2 - Lâminas “CL-132-A” e “CL-125”, correspondentes aos leucogranitos.
Leptinitos
CL-118 CL-135
Leucogranitos
CL-125
CL-132
36
Figura 8 - Diagrama QAP (STRECKEISEN, 1976) modal para as quatro amostras estudadas.
P a ra re a liz a r a classif ica çã o m o d a l n a d e fin içã o d o s lito tip o s, u tili z o u -se o d iag ra m a
QA P ( S T REC K E IS E N, 1 9 7 6 ). P a ra a classi ficaçã o , o d iag ram a u tili z a a m o d a d o
q u a rtz o , p lag ioclá sio fe lds p a to a lcalino n o rm a liz a d o p a ra 1 0 0 % , q u e se rão
a sso ciad o s a u m c a m p o e m u m g rup o d e se te sé ri e s d e g ran ito s. No ca so d a s
a m o s tras e stu d a d a s, três fo ra m a sso cia d a s a o s m o n z o g ran ito s (C L -1 1 8 , CL -1 3 2 e
CL -1 2 5 ) e u m a a ss o ciad a a o ca m p o d o s g ran o d iori to s (C L -1 3 5 ), co n fo rm e
o b se rv a d o n a fig u ra a b a ix o (Fi g u ra 8 ).
37 A tabela 2 abaixo demonstra de forma unificada a moda obtida de cada lâmina utilizada. A moda apresenta uma porcentagem exata, com duas casas decimais pois como já mencionado no item “Metodologia”, a contagem dos grãos minerais foi realizada de forma sistemática, grão a grão, com auxílio do charriot.
Tabela 2 – Moda das quatro lâminas estudadas ( † Leptinitos; × Leucogranitos)
Pl Qtz Mp Pt Bt Grt Mc Op Zrn Mon
CL-118 † 21,69 28,83 18,78 9,25 13,75 3,96 - 1,85 0,79 1,05 CL-135 † 35,61 17,80 6,02 10,95 23,01 2,45 - 0,82 1,91 1,36 CL-125 × 35,14 31,53 17,12 0,9 5,86 5,41 - 0,9 0,9 0,45 CL-132 × 30,28 26,28 23,14 2,57 10,86 1,71 2,0 0,86 1,14 0,57 Para o cálculo das porcentagens utilizadas no diagrama QAP (STRECKEISEN, 1976), o valor total do plagioclásio foi acrescido de 40% do valor da moda total do feldspato pertítico e 50% do valor total da mesopertita. Os percentuais restantes (60% do feldspato pertítico e 50% da mesopertita) foram distribuídos no campo dos feldspatos alcalinos, conforme pode ser observado nas tabelas abaixo (Tabelas 3, 4, 5 e 6)
Tabela 3 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-118.
CL-118 Grãos %
Quartzo 109 36,70 Q 36,70
Plagioclásio 82 27,61 P A P 44,27
Pertita 35 11,78 40% = 4,71 60% = 7,10 A 19,05 Mesopertita 71 23,91 50% = 11,95 50% = 11,95 Total 100,02
TOTAL 297 100
Tabela 4 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-135.
CL-135 Grãos %
Quartzo 65 25,29 Q 25,29
Plagioclásio 130 50,58 P A P 61,08
Pertita 40 15,56 40% = 6,22 60% = 9,34 A 13,62 Mesopertita 22 8,56 50% = 4,28 50% = 4,28 Total 100,00
TOTAL 257 100
Amostra %
38
Tabela 5 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-132.
CL-132 Grãos %
Quartzo 92 31,29 Q 31,29
Plagioclásio 106 36,05 P A P 51,45
Pertita 9 3,06 40% = 1,30 60% = 1,90 A 18,04
Mesopertita 81 27,55 50% = 14,10 50% = 14,10 Total 100,79
Microclina 6 2,04
TOTAL 294 100
Tabela 6 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-125.
CL-125 Grãos %
Quartzo 70 37,23 Q 37,23
Plagioclásio 78 41,49 P A P 52,02
Pertita 2 1,06 40% = 0,42 60% = 0,67 A 10,78
Mesopertita 38 20,21 50% = 10,11 50% = 10,11 Total 100,03
TOTAL 188 100
4.1 Leptinitos
Os leptinitos do Complexo Ipirá (Figura 9) apresentam uma relação muito íntima com os leucogranitos. São descritos macroscopicamente por Leite (2002) como rochas com bandas leucocráticas e mesocráticas, com espessuras de até 2 cm, marcadas por variações na moda da biotita, além da presença de granada que pode formar agregados de até 1 cm.
A presença do feldspato potássico em forma de cristais euédricos,
milimétricos a centimétricos e a passagem lateral de bolsões e maciços de
leucogranitos com a mesma composição mineralógica dos leptinitos, também
configuram importantes feições dos leptinitos.
39
Figura 9 - Mapa geológico regional, deixando em evidência os domínios do Complexo Ipirá, onde ocorrem os leptinitos. Fonte: Adaptado e modificado de Leite (2002)
Microscopicamente, os leptinitos se apresentam inequigranulares, com
granulometria variando de 0,1 a 3 mm, assembleia mineral composta por
plagioclásio, quartzo, mesopertita, feldspato pertítico, biotita, monazita, granada,
zircão e opacos. Apresentam textura porfiroblástica, poiquilitica, constituída por
granada e biotita em matriz lepidoblástica a granoblástica decussada.
40 Plagioclásio
Os grãos de plagioclásio representam 28,53% da rocha. Apresentam granulometria média e tamanho dos grãos variando de 0,2 a 1,4 mm. São grãos inequigranulares, que variam morfologicamente de subidioblásticos a xenoblásticos, de contatos predominantemente retos, e por vezes interlobados com os demais minerais (Fotomicrografia 1). A geminação é do tipo albita (Fotomicrografia 2).
Ocorre também, associada aos grãos desse mineral, mirmequita (exsoluções de quartzo) (Fotomicrografias 3 e 4). Uma boa porção dos grãos encontra-se parcialmente substituídos por sericita, principalmente nas bordas, sendo que em alguns casos só é possível identificar algumas feições reliquiares características do grão, como geminação e a forma original do grão. É comum a presença de inclusões de outros minerais, tais como quartzo, biotita, monazita e grãos menores do próprio plagioclásio.
Fotomicrografia 1 – Visão geral dos grãos de plagioclásio, segundo contatos predominantemente curvos a interlobados.
Amostra CL-135, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 2 – Grãos de plagioclásio com geminação ainda visível, alterado parcialmente nas bordas e com inclusões de monazita e biotita. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x.
CL-118
200µm
Pl
Bt
Qtz
Pl
Bt
Grt Mon
Bt
41
Fotomicrografia 3 – Grãos de Plagioclásio fortemente alterados para sericita. Detalhe para a formação de mirmequita em um grão bastante alterado por sericitização. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 4 – Detalhe para a formação de mirmequita (exsolução de quartzo) em grão de plagioclásio completamente sericitizado. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x.
Quartzo
Os grãos de quartzo correspondem à 23,42% da moda. Apresentam granulometria média e tamanho que varia entre 0,1 a 3 mm. São inequigranulares e xenoblásticos. Apresentam contatos curvos e interlobados entre si e com a biotita.
Os grãos demonstram também a ocorrência de extinção ondulante (Fotomicrografia 5), além da presença de inclusões de minerais como plagioclásio, biotita (em variados níveis de alteração – cloritização) e grãos menores do próprio mineral, além de minerais acessórios como monazita. Mostram-se também em intercrescimentos simplectiticos com a biotita (Fotomicrografia 6)
Fotomicrografia 5 – Grão de quartzo com extinção ondulante e inclusões de biotita e quartzo. Amostra CL- 118, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 6 – Simplectito de quartzo + biotita.
Amostra CL-118, objetiva de 2,5x.
Pl Mp
Mir
Bt Pl Mir Pl
Mp
Pl
CL-118
500µm
Bt
Qtz Bt
CL-118
500µm
Bt
Bt
Qtz
42 Mesopertita
A mesopertita corresponde à 12,52% da rocha. Apresentam granulometria média e tamanho dos grãos variando de 0,3 a 2,4 mm. São inequigranulares, tabulares, apresentando-se como subidioblásticos a xenoblásticos, segundo contatos curvos e interlobados, raramente retos com as demais fases minerais. É comum a ocorrência de inclusões minerais tais como quartzo (Fotomicrografia 7), plagioclásio, biotita, zircão (Fotomicrografia 8), monazita e opacos.
Fotomicrografia 7 – Mesopertita associada a grão de plagioclásio com mirmequita e inclusão parcial de grão de quartzo. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x.
Fotomicrografia 8 – Grão de mesopertita associado a grão de zircão. Amostra CL-118, objetiva de 5,0x.
Pertita (Feldspato Pertítico)
A pertita representa 10,09% da moda mineralógica. Apresenta tamanho que varia de 0,5 a 1,6 mm. São equigranulares, sendo classificados morfologicamente como xenoblásticos, apresentando contatos predominantemente interlobados (Fotomicrografia 9). É possível observar a presença de minerais em forma de inclusões como plagioclásio, opacos e finas faixas de biotita cloritizada.
CL-118
200µm
Mp
Pl
Pl
Qtz
Qtz
Zrn r Mp
Grt
Bt
Grt
43
Fotomicrografia 9 – Grão de pertita com inclusão de grão de quartzo e contatos interlobados.
Amostra CL-118, objetiva de 5,0x.
Biotita
A biotita representa 18,30% da moda. Em luz plana apresenta coloração que varia do castanho ao castanho-avermelhado. O pleocroísmo varia do castanho- avermelhado (para os grãos que não apresentam processo de cloritização) ao verde-arroxeado (para os grãos que apresentam cloritização) (Fotomicrografia 10).
Ocorrem em sua maioria em forma de ripas alongadas, orientadas e tamanho que varia de 0,1 a 1,8 mm. Morfologicamente, são idioblásticos a subidioblásticos, com contatos principalmente retos e por vezes curvos ou serrilhados (Fotomicrografia 11). Em alguns grãos é possível observar extinção do tipo olho de pássaro, assim como a presença de simplectitos de biotita+quartzo. A biotita é do tipo titanífera, caracterizada pelo seu pleocroísmo.
Pt
CL-118
200µm
