UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

PEDRO CARVALHO DE MENDONÇA

CONTRIBUIÇÃO AO CONHECIMENTO GEOLÓGICO DO

CINTURÃO SALVADOR-ESPLANADA: ENFOQUE NA

GEOLOGIA ESTRUTURAL DO AFLORAMENTO DO

MORRO DO CRISTO, SALVADOR, BA.

Salvador

2014

CONTRIBUIÇÃO AO CONHECIMENTO GEOLÓGICO DO

CINTURÃO SALVADOR-ESPLANADA: ENFOQUE NA

GEOLOGIA ESTRUTURAL DO AFLORAMENTO DO

MORRO DO CRISTO, SALVADOR, BA.

Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.

Orientadora: Profª. Dra. Jailma Santos de Souza

Salvador

2014

PEDRO CARVALHO DE MENDONÇA

Salvador, 07 de Fevereiro de 2014

CONTRIBUIÇÃO AO CONHECIMENTO GEOLÓGICO DO

CINTURÃO SALVADOR-ESPLANADA: ENFOQUE NA

GEOLOGIA ESTRUTURAL DO AFLORAMENTO DO

MORRO DO CRISTO, SALVADOR, BA.

Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.

1° Examinador – Prof°(a) Dr.(a) Jailma Santos de Souza – Geóloga - IGEO UFBA

2° Examinador – Dr. Eron Pires Macêdo – Geólogo - CPRM Serviço Geológico do Brasil

3° Examinador – Prof° Marcus Vinicius Costa Almeida Júnior – Geólogo – IGEO UFBA

Gostaria de agradecer em especial aos meus pais, que sempre priorizaram a educação, sendo esta não somente uma satisfação minha, mas com certeza deles também.

Lembrar de todos que participaram direta e indiretamente desta caminhada longa, com meus sinceros sentimentos de amizade e que possamos um dia nos encontrar novamente e lembrarmos com alegria destes tempos que se passaram.

Agradeço, em especial, a minha orientadora que me acolheu e foi presente durante todo o meu trabalho, apesar das dificuldades, sempre com ponderação e compreensão, me ajudando muito sempre.

Aos alunos de graduação que me ajudaram muito durante as idas aos campos, Laís, Pablo, Lucas, Igor, Leonel, Lucas “alemão”, e outros que participaram indiretamente dos trabalhos. Não poderia esquecer da galera da CPRM, onde estagiei durante o período em que fiz minha monografia, que me ajudaram muito, Enaldo, Rogério, Grilo, Madalena, Marcel, Ricardo, dentre outros. Lembrar de todos meus amigos de faculdade que me acompanharam nesta caminhada e dos tempos de nossas cervejas.

Agradecer a professores como César, Simone, Flávio, Haroldo Sá, Ângela, Telésforo, dentre outros que contribuíram de forma preciosa para a minha formação acadêmica e profissional.

A área de estudo está inserida na macrounidade do Cráton do São Francisco, dentro do Orógeno Itabuna-Curaçá, mais precisamente no Cinturão Salvador-Esplanada. A justificativa deste trabalho sustenta-se na escassez de trabalhos acerca desta região, sendo necessário a contribuição de dados geológicos através do mapeamento da área localizada no Morro do Cristo, Barra, Salvador, Bahia. O objetivo principal do trabalho foi a confecção de um mapa estrutural de foliações na escala 1:500, e os objetivos secundários foram: (i) realizar um mapeamento geológico afim de redelimitar os contatos litológicos descritos por Oliveira (2010) na escala 1:500, (ii) compreender espacialmente como comportam-se as estruturas dúcteis e rúpteis, (iii) identificar e correlacionar as fases deformacionais com as já descritas na literatura. Com o mapeamento realizado foi possível identificar seis (6) unidades litológicas distintas: (i) Rochas Ultramáficas Granulitizadas, (ii) Granulito Quartzo-Feldspático, (iii) Dique Máfico, (iv) Veios Sieno-Graníticos, (v) Conglomerados e (vi) Sedimentos de praia. A partir do estudo estrutural da área, foi possível identificar duas (2) fases deformacionais Dn de carácter dúctil, sendo

subdividida em três (3) (D’, D’’ e D’’’), e a fase Dn+1 de carácter rúptil. A fase Dn pode

ser correlacionada com a fase Dn+1 descrita por Barbosa & Sabaté (2002) e está

ligada as deformações tangenciais da evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. A fase Dn+1 pode-se correlaciona-la com a Falha de Salvador, com direções

preferenciais de faturamento N030° e a Falha da Barra, com direções preferenciais N070°. Com este estudo deseja-se contribuir para o conhecimento acerca do Cinturão Salvador-Esplanada, onde ainda o conhecimento é reduzido.

The study area is within the macro unit Craton do São Francisco within the Orogen Itabuna -Salvador- Curaçá , more precisely in the Belt – Salvador-Esplanada . The justification for this work rests on the lack of studies about this region , the contribution of geological data is needed by mapping the area located in the Morro do Cristo , Barra , Salvador , Bahia . The main objective of the research was to construct a structural map of foliation in the scale 1:500 and the secondary objectives were : (i) carry out a geological mapping in order to redelimitar the lithological boundaries described by Oliveira (2010) in scale 1:500 (ii) comprises spatially behave as ductile and brittle structures , (iii) identify and correlate the deformation phases with those already described in the literature. With the mapping done was possible to identify six (6) distinct lithologic units : (i) ultramafic rocks Granulited , (ii) quartz - feldspathic granulite , (iii) Mafic Dyke , (iv) Shafts Sieno - Granitic ,

(v) and Conglomerates (vi) Sediment beach . From the structural study of the area , it was possible to identify two (2) phases of deformation Dn of ductile character , being divided into three (3) (D', D'' and D''') , and Dn+1 phase of character brittle . The Dn

phase can be correlated with Dn+1 phase described by Barbosa & Sabaté (2002) and

is linked to the evolution of the tangential deformations Orogen Itabuna -Salvador- Curaçá . The Dn +1 phase originating from the fragmentation of Gondwana in the

Mesozoic, is composed of fractures and faults of preferred orientations N010°-N020°, N060° and N090°- N110°, and related to the failure of the Barra and transferees failures Bacia do Recôncavo. With this study we want to contribute to the knowledge of the Belt Salvador-Esplanada, where knowledge is still limited.

Figura 1.2.1: Mapa de situação e localização da área de estudo. ... 14 Figura 2.1.1.: Figura mostrando os limites do Cráton do São Francisco, segundo Alkmin et al. (1993). CPRM (BIZZI et al. 2001). ... 19 Figura 2.1.2.: Modelo de rifteamento duplo para o Rift Recôncavo-Tucano-Jatobá mostrando a origem do rift (MAGNAVITA, 1992). (a) Extensão E-W durante o 1° evento; (b) Extensão NW-SE durante o 2° evento (MAGNAVITA et al. 2005). ... 20 Figura 2.2.1.: Figura em três dimensões evidenciando as fases de deformação dúcteis das rochas do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá das superfícies e lineações minerais (CORRÊA-GOMES et al. 2005). ... 24 Figura 2.3.1.: Figura mostrando a colagem paleoproterozóica dos blocos arqueanos do Cráton do São Franscisco na direção NW-SE, evidenciando o encurtamento na direção E-W dos blocos Gavião e Serrinha (BARBOSA & SABATÉ 2002). ... 25 Figura 3.2.1.: Fotografia mostrando a coloração verde escura da rocha em seu estado inalterado, com veios graníticos penetrados em fraturas, visada em planta. 28 Figura 3.2.2.: Fotografia evidenciando a formação de uma zona de biotitização provavelmente pela percolação de fluidos magmáticos sieno-graníticos e alteração local, visada em planta. ... 29 Figura 3.2.3.: Fotomicrografia de Rochas Ultramáficas Granulitizadas (lâmina SG-95): a) associação mineralógica; b) detalhe dos contatos retos a curvos entre ortopiroxênio (OPX) e clinopiroxênio (CPX) formando um arranjo granoblástico granular; c) e d) presença de biotita (Bt) retrometamórfica em contato com os cristais de piroxênio (OLIVEIRA 2010). ... 30 Figura 3.3.1.: Fotografia mostrando a coloração do Granulito Quartzo-Feldspático (parte superior) e contato por cisalhamento com a Rocha Ultramáfica Granulitizada (parte inferior), visada em perfil. ... 31 Figura 3.3.2.: Fotografia mostrando o contato brusco entre o Granulito Quartzo-Feldspático (parte superior) e o Dique Máfico (parte inferior), visada em planta. ... 32 Figura 3.3.3.: Fotografia mostrando a foliação (Sn’) de baixo ângulo com mergulho para NW, visada em perfil. ... 33 Figura 3.3.4.: Fotografia mostrando a zona de biotitização com destaque para o mineral granada, visada em planta. ... 33

pelos cristais de biotita. Em a) luz plana e b) luz polarizada (OLIVEIRA 2010). ... 34 Figura 3.3.6.: Fotografia evidenciando a rocha no formato de lente na direção NE-SW. Pode-se observar que a coloração é mais escura do que o resto da rocha quartzo-feldspática, indicando uma composição mais ferro-magnesiana, visada em planta. ... 35 Figura 3.4.1.: Fotografia do dique máfico mostrando a cor preta e granulometria fina. Pode-se observar fraturas com direção preferencial N030° em evidência, visada em planta. ... 38 Figura 3.4.2.: Fotografia mostrando o Dique Máfico (parte inferior) encaixado no Granulito Quartzo-Feldspático (parte superior) de forma brusca, visada em planta. 39 Figura 3.4.3.: Fotomicrografia dos Diques Máficos: a) e b) textura sub-ofítica, representada pelos cristais de plagioclásio parcialmente inclusos nos cristais de piroxênio; c) e d) fenocristais de plagioclásio e piroxênio em matriz predominantemente de mesma composição (OLIVEIRA 2010). ... 40 Figura 3.5.2.: Fotografia mostrando os Veios Sieno-graníticos cortando a Rocha Ultramáfica Granulitizada, visada em perfil. ... 37 Figura 3.5.3.: Fotomicrografia dos Veios Sieno-graníticos: a) e b) cristais de quartzo estirados e seccionados em sub-grãos (OLIVEIRA 2010). ... 37 Figura 3.6.1.: Fotografia mostrando os Conglomerados de praia, com evidência para seu arcabouço de clastos de Granulitos Quartzo-Feldspáticos e rocha sieno-granítica, e matriz arenosa com bioclastos. ... 41 Figura 3.7.1.: Fotografia panorâmica dos Sedimentos de praia em destaque, visada em planta... 42 Figura 4.2.1.: Fotografia mostrando, em evidência, a foliação Sn’, moderadamente espassada, contínua lateralmente e planar, visada em perfil. ... 44 Figura 4.2.2.: Diagrama estereográfico sinóptico de isodensidade de Sn’ do Granulito Quartzo-Feldspátco. Hemisfério inferior. N=77. ... 45 Figura 4.2.3.: Diagrama estereográfico sinóptico de Lxn’ no Granulito Quartzo-Feldspático. Hemisfério inferior. N=5. ... Erro! Indicador não definido. Figura 4.2.4.: Diagrama estereográfico sinóptico de isodensidade de Sn’’’ no Granulito Quartzo-Feldspático. Hemisfério inferior. N=27. ... 47

Figura 4.2.6.: Diagrama estereográfico sinóptico da foliação plano axial na dobra da Sn’ do Granulito Quartzo-Feldspático. Hemisfério inferior. N=2.Erro! Indicador não definido.

Figura 4.2.7.: Diagrama estereográfico sinóptico de zonas de cisalhamento sinistrais do Granulito Quartzo-Feldspático. Hemisfério inferior. N=2.Erro! Indicador não definido.

Figura 4.2.8.: Diagrama de rosetas de fraturas indiscriminadas no Granulito Quartzo-Feldspático. Hemisfério inferior. N=27. ... 49

Tabela 5.1: Comparação de foliações encontradas no presente trabalho com foliações encontradas em afloramentos estudados nas adjacências...53

SUMÁRIO ... 11

CAPÍTULO 1 ... 13

1.0. INTRODUÇÃO ... 13

1.1. Aspectos iniciais ... 13

1.2. Localização da área de trabalho ... 13

1.3. Objetivos ... 15 1.4. Justificativa ... 15 1.5. Métodos de trabalho ... 16

CAPÍTULO 2 ... 18

2.0. GEOLOGIA REGIONAL ... 18

2.2. Geologia da Região Metropolitana de Salvador ... 22

2.3. Síntese da evolução tectônica da área de estudo ... 24

CAPÍTULO 3 ... 27

3.0. GEOLOGIA LOCAL ... 27

3.1. Aspectos iniciais ... 27

3.2. Rochas Ultramáficas Granulitizadas ... 28

3.3. Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos ... 30

3.4. Corpos Sienograníticos ... 36

3.5. Dique Máfico ... 38

3.6. Conglomerado de praia ... 40

3.7. Sedimentos de praia ... 41

4.2. Estruturas identificadas ... 43

4.2.1. Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos ... 43

4.3. Evolução deformacional ... 49

CAPÍTULO 5 ... 51

5.0 CONCLUSÕES ... 51

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 53

CAPÍTULO 1

1.0. INTRODUÇÃO

1.1. Aspectos iniciais

As rochas do afloramento do Morro do Cristo estão situadas na cidade de Salvador, constituem uma pequena mas importante porção do Cinturão Salvador-Esplanada, parte integrante do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá que é um dos componentes tectônicos do Cráton do São Francisco. As rochas que compõem o Cinturão Salvador-Esplanada estendem-se desde Salvador, na Bahia, até Boquim, em Sergipe. Na literatura, é difícil encontrar trabalhos desenvolvidos sobre os terrenos do Cinturão Salvador-Esplanada, sendo ainda, pouco estudados em todos os aspectos da geologia. Dentre as pesquisas documentadas, os principais trabalhos focam as rochas metamórficas da cidade de Salvador, onde destacam-se: Fujimori (1968), Tanner de Oliveira (1970), Sighinolfi & Fujimori (1974), Jesus (1978), Barbosa et al. (2005), Corrêa-Gomes et al. (2005), Cruz (2005), Souza (2008, 2009, 2013), Oliveira (2010), Souza et al. (2010) e Souza e Souza (2010).

O presente trabalho foi desenvolvido no afloramento supracitado que apresenta rochas granulíticas orto e paraderivadas, diques máficos e rochas félsicas alocadas em veios, onde foi realizado mapeamento de detalhe (escala 1: 500) com o objetivo de somar com os conhecimentos existentes para um melhor entendimento da geologia local.

1.2. Localização da área de trabalho

Localizada na cidade de Salvador, capital do estado baiano (Fig. 1.1), a área de trabalho pertence ao bairro da Barra, sendo parte integrante da zona litorânea denominada de Morro do Cristo. O afloramento compreende 3000m², com rochas aflorando em forma de lajedos, como em seções expostas no morro.

1.3. Objetivos

Para uma melhor compreensão da conjuntura geológica do afloramento dentro do contexto regional, o objetivo primário é realizar o mapeamento estrutural na escala 1:500, com a finalidade mais específica de:

i. produzir um mapa geológico da área de estudo na escala 1:500, procurando novas delimitações dos contatos litológicos e tectônicos definidos por Oliveira (2010), entendendo sua distribuição espacial,

ii. realizar um levantamento estrutural de foliações e fraturas para a confecção de um mapa estrutural da área de trabalho, e

iii. compreender espacialmente, como se comportam as estruturas dúcteis e rúpteis.

iv. verificar possível correlação das fases deformacionais identificadas no afloramento com as reconhecidas regionalmente.

1.4. Justificativa

Vários estudos nas rochas que compõem o Cráton do São Franscisco (CSF), desenvolveram pesquisas em diversos segmentos do Cráton com o objetivo científico de entender a tectônica e as implicações metalogenéticas envolvidas. Os autores supracitados, dentre outros, estudaram a geologia do Alto de Salvador em uma escala de trabalho de semi-detalhe, sendo este presente trabalho um aprofundamento no conhecimento, tendo em vista que, a escala de mapeamento foi feita em 1:300 e o mapa geológico e mapa de foliação construídos são na escala 1:500. Em contrapartida, Oliveira (2010), Souza (2008), Souza et al. (2010), Souza e Souza (2010), Marinho (2013), dentre outros trabalhos, estudaram estas rochas em uma escala de detalhe, podendo assim, contribuir densamente para o estudo destas rochas.

Pouco ainda sabe-se sobre suas litologias e sua participação na geodinâmica que envolve o Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá. Logo, este trabalho visa fornecer dados para um melhor entendimento da geologia estrutural deste segmento do CSF,

com a confecção de mapas geológico de detalhe e de foliações. Apesar dos perigos intrínsecos a áreas urbanas, este trabalho foi favorecido pela facilidade de coleta de dados, sendo de grande valia para o conhecimento científico do Cinturão Salvador-Esplanada.

1.5. Métodos de trabalho

Os métodos de trabalho empregados, para se alcançar os objetivos do presente trabalho final de graduação foram:

i. revisão bibliográfica em trabalhos final de graduação, dissertações, teses, artigos, dissertações e livros, com o objetivo de acumular e compreender os dados constantes na literatura e, posteriormente somá-los aos dados que foram adquiridos no presente trabalho, principalmente sobre a cidade de Salvador, onde encontram-se os melhores afloramentos da porção sul do Cinturão Salvador-Esplanada,

ii. aquisição e interpretação de imagens aéreas, visando a confecção de mapas bases para a descrição da geologia e de foliações,

iii. trabalhos de campo, com foco em análise das estruturas planares, como foliações e fraturas/falhas, suas relações de truncamento, buscando hierarquizá-las. Os dados foram coletados com bússola geológica Bruton, utilizando o método da regra da mão direita. É importante ressaltar que as visitas ao campo, em um total de oito (8), foram programadas de acordo com as condições da maré, pois grande parte do afloramento só permite condições de trabalho em maré-baixa ou, de preferência, maré de sizígia, iv. para as análises dos dados estruturais foram coletados 106 medidas

de foliação, 33 medidas de fraturas/falhas e 6 medidas de lineação de estiramento mineral. Foi constituído um banco de dados com essas informações dos trabalhos de campo, com o software Excel 2010, visando um tratamento dos dados separando-os qualitativamente com suas características particulares, como: litologia, localização, direção e mergulhos de estruturas planares, direção e caimento de estruturas lineares, cinemática

e quantidade de medidas. Utilizando o software open stereo® para o tratamento dos dados estruturais procurando entender as direções preferenciais de foliações e fraturas/falhas, construindo diagramas sinópticos de isodensidade e diagramas de rosetas. Por fim, de posse de todos esses dados analisados, foi confeccionado um mapa geológico e um mapa de foliações, com o intuito de compreender seu comportamento local.

v. após a aquisição e organização de todos os dados, foi possível analisá-los e integrá-analisá-los. Os resultados obtidos são apresentados no presente trabalho final de graduação.

CAPÍTULO 2

2.0. GEOLOGIA REGIONAL

2.1. Trabalhos anteriores

A área de estudo é parte integrante do Cráton do São Francisco(CSF), mais precisamente em sua parte oriental, na porção denominada de Cinturão Salvador-Esplanada. O CSF, segundo Almeida (1977), é uma unidade geotectônica arqueana a paleoproterozoica consolidada no Neoproterozóico. Este é circundado pelas faixas orogênicas brasilianas, segundo Almeida (1997), por: a norte, pela Faixa Rio Preto e Riacho do Pontal, a nordeste, pela Faixa Sergipana, a oeste, pela Faixa Brasília e a sul, pela Faixa Araçuaí, (Fig. 2.1.1.). Nesta unidade geotectônica, o CSF, ocorrem litotipos distintos que foram, ao longo de décadas de estudos, sendo divididas em blocos crustais com comportamento tectônico, metalogenia e geologia peculiares a cada bloco.

O Cráton do São Francisco é truncado por dois (2) rifts, o Aulacógeno do Paramirim, e o rift que deu origem a Bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá. O Aulacógeno do Paramirim, muito estudado por diversos autores, (e.g. SCHOBBENHAUS 1996, DANDERFER 2000, CRUZ & ALKMIM 2006), tem uma direção N-S onde se depositaram unidades litológicas dos Supergrupos Espinhaço (Paleo a Mesoproterozóico) e São Franscisco (Neoproterozóico). O outro rift, de idade Cretácea, tem direção preferencial NNE-SSW, sendo consequência da separação entre o continente Africano e Sul-americano, dando origem a Bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá, segundo Magnavita et al. (2005) (Fig. 2.1.2.).

Figura 2.1.1.: Figura mostrando os limites do Cráton do São Francisco, segundo Alkmin et

al. (1993). CPRM (BIZZI et al. 2001).

Figura 2.1.2.: Modelo de rifteamento duplo para o Rift Recôncavo-Tucano-Jatobá mostrando a origem do rift (MAGNAVITA, 1992). (a) Extensão E-W durante o 1° evento; (b) Extensão

NW-SE durante o 2° evento (MAGNAVITA et al. 2005).

O CSF, segundo diversos autores (e.g. SABATÉ et al. 1990a, SABATÉ 1991, MARINHO 1991, LEDRU et al. 1997, MELO et al. 2000) e compilado por BARBOSA & SABATÉ (2002, 2004), foi divido em quatro (4) segmentos crustais descritos como: (i) Bloco Gavião, (ii) Bloco Jequié, (iii) Bloco Serrinha e (iv) Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Esses mesmos autores mostraram que as rochas que compõem esses quatro blocos crustais possuem idade superiores a 1,8Ga, em sua maioria de idade arqueana podendo ser identificados famílias de plútons, de idades e filiação química diferentes.

O Bloco Gavião, de acordo com Marinho & Sabaté (1982), compreende um segmento crustal de idade arqueana, de composição tonalítica-trondjemítica-granodiorítica (TTG), metamorfizadas e equilibradas na fácies anfibolito, composta também por sequências supracrustais metamorfizadas na fácies xisto-verde, segundo Marinho (1991), Mascarenhas et al. 1998. O Bloco Gavião, em sua maior parte, está encoberto por depósitos plataformais dos Supergrupos Espinhaço e São Franscisco, de acordo com Hartman & Delgado (2001). Já Barbosa et al. (2008), classifica este bloco como associações de ortognaisses tonalítica à granodiorítica, com suítes TTG’s, e anfibolito-gnaisses com uma variação de idade de 2,8 a 2,9 Ga,

e sequências do tipo greenstone belt com variação de idade de 3,5 a 2,8 Ga (BRITO NEVES et al. 1980; CORDANI et al. 1985; MARINHO, 1991; MARTIN et al. 1991; NUTMAN & CORDANI, 1993; SANTOS PINTO, 1996; SANTOS PINTO et al. 1998; CUNHA et al. 1996; PEUCAT et al. 2002).

O Bloco Jequié, consiste de suítes enderbíticas a charnokíticas de idade 2,7 a 2,8 Ga, granulitos heterogêneos com migmatitos e rochas supracrustais (CORDANI, 1973; CORDANI AND IYER, 1978; BARBOSA,1990). Segundo Barbosa et al. (2003), estas unidades serviram de embasamento para as sequências supracrustais, de origem vulcânica ou sedimentar química clástica, de composição basáltica e andesitos basálticos, cherts, formações ferríferas bandadas, grafititos e kinzigitos. Todos os litotipos que o Bloco Jequié compreende, foram deformados e metamorfizados na fácies granulito, durante a colagem dos blocos do Cráton do São Franscisco no Paleoproterozóico.

O Bloco Serrinha, possui embasamento composto por granitos e tonalitos gnaissificados, além de migmatizados, cujas idades ficam entre 3,1 a 2,8 Ga (GAAL et al. 1987; OLIVEIRA et al. 1999; MELO et al. 2000; RIOS et al. 2002). Além deste embasamento, esta macro-unidade também é composta por sequências supracrustais do tipo greenstone belt, paleoproterozóicas do Rio Itapicuru, muit estudada por Kishida (1979), Kishida & Riccio (1980) e o greenstone belt do Rio Capim, estudado por Mascarenhas (1979). Todas estas unidades foram equilibradas na fácies anfibolito.

O Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, tem composição granulítica e consiste praticamente de rochas tonalíticas/trondhjemíticas contendo enclaves máficos e supracrustais (BARBOSA, 1990). Estudando novamente estas rochas, Barbosa e Sabaté (2002, 2004), advogam que esta unidade é composta por, no mínimo, quatro (4) grupos de tonalitos/trondhjemitos, três arqueanos e uma paleoproterozóica, todos re-equilibradas na fácies granulito, após o Ciclo Tectônico Paleoproterozóico.

Na parte norte do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, autores dividem em dois segmentos com diferenças evolutivas e litológicas distintas: (i) um localizado mais a oeste, denominado de Cinturão Móvel Salvador-Curaçá, de acordo com Santos & Souza (1983), e (ii) outro localizado mais a leste, denominado por Barbosa & Dominguez (1996), de Faixa Salvador-Esplanada. Também denominado de Cinturão Salvador-Esplanada, este tem um alinhamento com a Bacia do Recôncavo, na

direção N 045°, foi entendido por Almeida et al. (2000) e Delgado et al. (2002) como uma continuação do Cinturão Bahia Oriental.

Focando no Cinturão Salvador-Esplanada, devido à área de estudo está inserida nesta unidade, verifica-se que esta entidade é composta por rochas metamórficas, que em sua maioria, estão equilibradas na fácies granulito (FUJIMORI & ALLARD 1966, FUJIMORI 1968, 1988, TANNER DE OLIVEIRA 1970, JESUS 1978, TANNER DE OLIVEIRA & CONCEIÇÃO 1982). Essas rochas são cortadas e recortadas por enxames de diques máficos (MESTRINHO et al. 1988, MORAES BRITO 1992, CORRÊA-GOMES 1992, CORRÊA-GOMES et al. 1996) e também por corpos tabulares granitoides (CELINO & CONCEIÇÃO 1983, CELINO et al. 1984). De acordo com Souza (2008), a NE do Cinturão Salvador-Esplanada, ele é recoberto pelos depósitos fanerozóicos do Grupo Barreiras e na porção SW, recoberto pelos sedimentos da Bacia do Recôncavo.

2.2. Geologia da Região Metropolitana de Salvador

Evidenciando o Cinturão Salvador-Esplanada, próximo à área de estudo, Barbosa et al. (2005), e posteriormente averbado por Souza et al. (2010), subdividiram a geologia da região metropolitana de Salvador da seguinte forma:

A Bacia Sedimentar do Recôncavo, é constituída de rochas sedimentares de idade mesozoica, limitadas a oeste pela falha de Maragogipe, a sul pelo sistema de falhamentos da Barra e a norte pelo Alto de Aporá.

i. O Alto de Salvador, que é representado por um horst de rochas cristalinas, metamórficas de médio e alto grau, que separa a Bacia Sedimentar do Recôncavo, do Oceano Atlântico,

ii. a Margem Costeira Atlântica, composta de depósitos terciários e quaternários, constituídos por acumulações de pouca espessura de sedimentos inconsolidados de cunho argiloso, arenoso e areno-argiloso, modelados por flutuações climáticas e nível relativo do mar (BITTENCOURT et al. 1987, 2000, DOMINGUEZ et al. 1999, MARTIN et al. 1980).

Segundo Barbosa et al. (2005) e Cruz (2005), a geologia do Alto de Salvador foi dividida em dois domínios topográficos-geográficos, caracterizados por terem uma diferença expressiva de altimetria, relacionada a Falha do Iguatemi, onde a porção oeste possui maior altimetria, com 60m em média, e rochas metamórficas de grau alto (granulito). Já a porção leste, com altimetria em torno de 30m, possui rochas metamórficas tanto de grau alto (granulito) como de grau médio (anfibolito). Ainda segundo esses autores estas rochas foram deformadas de modo polifásico e cortadas por corpos de monzo-sienogranitos e diques máficos.

De acordo com Corrêa-Gomes et al. (2005) e Barbosa et al. (2005), existem, pelo menos, três (3) fases de deformações dúcteis envolvidas na porção oeste do Alto de Salvador. A primeira (Fn+1), deformou a foliação/bandamento pré-existente

(Sn), com a formação de dobras isoclinais recumbentes de planos axiais (Sn+1), e

eixos sub-horizontais, caracterizados por presença de lineações de estiramento-mineral do tipo dip-slip (Fig. 2.2.1.). A fase que se sucedeu (Fn+2), dobrou as

superfícies da fase Fn+1, gerando, em zonas de high strain, dobras isoclinais

apertadas de orientação geral N000 a N010, com planos axiais subverticais (Sn+2),

e eixos/lineações de baixo caimento. Estas lineações são do tipo strike-slip, embora em alguns locais ocorram torções que as inclinem.

Já as deformações rúpteis, segundo Corrêa-Gomes et al. (2005) e contribuições de Barbosa et al. (2005), apresentam cinco (5) conjuntos de principais de faturamento sendo:

i. N030 e N040, que são representados pelas Falhas do Iguatemi e Salvador,

ii. N060 a N090, caracterizada pela penetração dos diques máficos metamorfizados e metamonzo sienogranitos,

iii. N040 a N070, onde alojam-se monzo sienogranitos,

iv. N130 a N140, direções paralelas às falhas transferentes da Bacia do Recôncavo, e,

Figura 2.2.1.: Figura em três dimensões evidenciando as fases de deformação dúcteis das rochas do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá das superfícies e lineações minerais

(CORRÊA-GOMES et al. 2005).

2.3. Síntese da evolução tectônica da área de estudo

A área de estudo está inserida no Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá(OISC), e dentro deste, no Cinturão Salvador-Esplanada(CSE). Segundo Barbosa e Sabaté (2002), os quatro (4) blocos arqueanos do Cráton do São Francisco, colidiram em um sentido NW-SE (Fig. 2.3.1.), no Paleoproterozóico, evidenciado por zonas transcorrentes tardias e falhas de empurrão regionais. Alves da Silva & Barbosa completaram ainda, com evidências da cinemática, que em geral, apresenta-se sinistral (1997 apud BARBOSA & SABATÉ 2002).

Durante a colisão paleoproterozóica, na porção norte do Cráton do São Franscisco, houve a colisão do Bloco Serrinha em direção ao Bloco Gavião promovendo um encurtamento na direção E-W (Fig. 2.3.1.), identificado por uma vergência centrífuga das rochas, resultando numa imbricação das rochas causando

uma dupla vergência, observada pela estrutura tectônica denominada de “flor-positiva” (PADILHA & MELO 1991).

Figura 2.3.1.: Figura mostrando a colagem paleoproterozóica dos blocos arqueanos do Cráton do São Franscisco na direção NW-SE, evidenciando o encurtamento na direção E-W

dos blocos Gavião e Serrinha (BARBOSA & SABATÉ 2002).

Já na porção sul do Cráton do São Francisco, segundo Ledru et al. (1997), houve uma sobreposição dos orógenos Itabuna-Salvador-Curaçá no Bloco Jequié e estes sobre o Bloco Gavião. Barbosa e Sabaté (2002), identificaram dobras recumbentes com vergência para leste, redobradas coaxialmente e apresentando formas isoclinais, nestas rochas metamórficas de alto grau.

Esta história acrescionária foi construída acerca de 2,0 Ga, causada por uma convergência entre os Blocos Gavião e o do Gabão. Apesar da história evolutiva incluir o Bloco Gabão, localizado no Cráton do Congo, este não pertence ao estudo presente, e assim não recebendo méritos de comentários.

No capítulo de geologia estrutural será discutido mais minuciosamente a história evolutiva das foliações, lineações de estiramento mineral, falhas/fraturas e zonas de cisalhamento para uma discussão elaborada e comparativa com os dados existentes.

CAPÍTULO 3

3.0. GEOLOGIA LOCAL

INTRODUÇÃO

3.1. Aspectos iniciais

O presente trabalho final de graduação, que tem como área de estudo o afloramento do Morro do Cristo, no bairro da Barra em Salvador-Bahia, que expõe uma pequena, mas importante, parte da história geológica do Cinturão Salvador-Esplanada. Este afloramento está na porção oeste do denominado Alto de Salvador, (BARBOSA et al. 2005; SOUZA 2009). Estes autores, estudaram a geologia do Alto de Salvador em uma escala de trabalho de semi-detalhe,

Contudo, Oliveira (2010), Souza (2008), Souza et al. (2010), Souza e Souza (2010), Marinho (2013), dentre outros trabalhos, estudaram estas rochas em uma escala de detalhe, podendo assim, contribuir densamente para o estudo destas rochas.

O presente trabalho é uma contribuição no aprofundamento do conhecimento, tendo em vista que, a escala de mapeamento foi feita em 1:300 e o mapa geológico e mapa de foliação construídos são na escala 1:500. Os dados de aspectos microscópicos das rochas da área de estudo, extraídos de Oliveira (2010), que realizou a descrição de lâminas petrográficas, estão sendo reinterpretadas a luz das pesquisas mais recentes realizadas por Souza (2013).

Assim, as rochas encontradas no afloramento do Morro do Cristo podem ser subdivididas em: (i) Rochas Ultramáficas Granulitizadas, (ii) Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos, (iii) Corpos Sienograníticos, (iv) Dique máfico , (v) Conglomerado, que são parcialmente recobertos por Sedimentos de praia. A seguir são descritas, com detalhes, as rochas componentes da área de estudo.

UNIDADES LITOLÓGICAS IDENTIFICADAS

3.2. Rochas Ultramáficas Granulitizadas

Esta unidade litológica ocorre na porção leste, perfazendo 15% da área de estudo, apresentando-se sob a forma de corpos boudinadas e concordante a foliação principal do Granulito Quartzo-Feldspático. Encontra-se alongado na direção N040°, de tamanho centimétricos à métricos. Esta rocha possui, em seu aspecto geral, características homogêneas e coloração verde escura, em rocha inalterada intempericamente e, por vezes, estas rochas são cortadas por veios graníticos (Fig. 3.2.1.), que preenchem falhas ou fraturas de direção preferencial N020° e N090°. Quando alteradas, as Rochas Ultramáficas Granulitizadas apresentam-se com uma coloração de verde acinzentado a um vermelho alaranjado, com faixas pouco espessas ricas em biotita. Próximos às zonas de contatos entre o granulito quartzo-feldspático e a rocha ultramáfica, ocorre uma zona de biotitização provavelmente oriunda da hidratação da rocha por fluidos metamórficos que neste local percolaram (Fig. 3.2.2.).

Figura 3.2.1.: Fotografia mostrando a coloração verde escura da rocha em seu estado inalterado, com veios graníticos penetrados em fraturas, visada em planta.

Figura 3.2.2.: Fotografia evidenciando a formação de uma zona de biotitização provavelmente pela percolação de fluidos magmáticos sieno-graníticos e alteração local,

visada em planta.

Com relação aos aspectos microscópicos da rocha, segundo Oliveira (2010), o litotipo em questão é composto, essencialmente, por ortopiroxênios (enstatita) e clinopiroxênios (diopsídio), com características idioblásticos à subidioblásticos, com tamanhos que variam de 0,5mm à 3,0mm e possuindo contatos retilíneos a curvilíneos entre os grãos (Fig. 3.2.3. a e b). Minerais acessórios são encontrados como a biotita, que restrige-se aos interstícios dos cristais e em fissuras e/ou fraturas (Fig. 3.2.3. c e d).

Figura 3.2.3.: Fotomicrografia de Rochas Ultramáficas Granulitizadas (lâmina SG-95): a) associação mineralógica; b) detalhe dos contatos retos a curvos entre ortopiroxênio (OPX) e clinopiroxênio (CPX) formando um arranjo granoblástico granular; c) e d) presença de biotita

(Bt) retrometamórfica em contato com os cristais de piroxênio (OLIVEIRA 2010).

3.3. Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos

Segundo Souza (2013), concluiu que as rochas metamórficas de alto grau classificadas como Granulitos tonalíticos descritas por estes autores anteriormente citados, não tem origem ígnea, e sim, sedimentar. Isto foi evidenciado por Souza (2013) que em análises geocronológicas dos zircões destes tonalitos granulitizados foram encontrados idades que variam entre 2.4 – 2.1 Ga, além da ocorrência de estruturas similares à estratos de composição variada(Fig.3.3.3), podendo-se averbar que a rocha teve várias fontes de contribuição antes de ser metamorfizada

na fácies granulito. Com isso, foi feita uma nova nomenclatura para estas rochas sendo denominadas de Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos.

Esta unidade compõe a maior parte do afloramento, perfazendo 50% da área mapeada, com características macroscópicas de coloração cinza-escuro a cinza- esverdeado, com cor avermelhada na porção onde ocorre alteração na rocha (Fig. 3.3.1.). Estes granulitos paraderivados, são as rochas encaixantes de todas as outras encontradas na área de estudo, sendo por vezes, os contatos entre estas rochas ocorrendo na forma de zonas de cisalhamento. Outros tipos de contatos são encontrados como, por exemplo, intrusivos de veios e diques presentes na área de trabalho (Fig. 3.3.2.).

Figura 3.3.1.: Fotografia mostrando a coloração do Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos (parte superior) e contato por cisalhamento com a Rocha Ultramáfica Granulitizada

Figura 3.3.2.: Fotografia mostrando o contato entre o Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos (parte superior) e o Dique Máfico (parte inferior), visada em planta.

Em toda esta litologia, é possível encontrar foliações de baixo a médio ângulo de megulho e foliações plano axiais (Fig. 3.3.3.). É evidente a fase rúptil com fraturas por toda a extensão dos Granulitos Quartzo-Feldspáticos e trends específicos nas fases dúctil e rúptil. Nesta litologia ainda é possível encontrar zonas de biotitização interestratais com formação de granadas (Fig. 3.3.4.).

Figura 3.3.3.: Fotografia mostrando a foliação (Sn’//S0) de baixo ângulo com mergulho para

NW, visada em perfil.

Figura 3.3.4.: Fotografia mostrando a zona de biotitização com destaque para o mineral granada, visada em planta.

Referente aos aspectos microscópicos, Oliveira (2010) afirma que os minerais presentes em lâminas delgadas foram plagioclásio, quartzo, clinopiroxênio e

ortopiroxênio. Apresentam textura granoblástica decussada e inequigranular em série, de uma forma geral, e em algumas lâminas, texturas lepidoblásticas e nematoblásticas (Fig. 3.3.5.). A presença da biotita (5%) ocorre como provável fruto de retrometamorfismo da alteração do clinopiroxênio, sendo classificada como mineral secundário. Apesar desta mineralogia não corresponder a de rochas paraderivadas o aspecto em que a rocha apresenta-se, no caso estratificada, sugere que sua gênese seja sedimentar. Pode-se esperar encontrar uma mineralogia rica em clinopiroxênio e ortopiroxênio nos níveis máficos, em lâmina, e mais quartzosa e feldspática nos níveis quartzo-feldspáticos.

Figura 3.3.5.: Aspecto da textura granoblástica e lepidoblástica dos Granulitos Quartzo-Feldspáticos, lâmina (SG-97_T). Notar a foliação incipiente assinalada pelos cristais de

biotita. Em a) luz plana e b) luz polarizada (OLIVEIRA 2010).

Dentro desta unidade, foram observadas na porção oeste da área de estudo, níveis de rochas mais escurecidas que foram interpretadas como um material mais ferro-magnesiano, alongadas na direção NE-SW, de forma concordante com a foliação dos Granulitos Quartzo-feldspático com níveis máficos (Fig. 3.3.6.).

Figura 3.3.6.: Fotografia evidenciando a rocha no formato de nível máfico na direção NE-SW. Pode-se observar que a coloração é mais escura do que o resto da rocha

quartzo-feldspática, indicando uma composição mais ferro-magnesiana, visada em planta.

Segundo Oliveira (2010), microscopicamente estas rochas são compostas por clinopiroxênio, plagioclásio, ortopiroxênio e quartzo, além de minerais secundários como biotita e minerais acessórios como apatita, opacos e zircão. Neste nível é provável encontrar-se, em lâmina, maior riqueza em minerais máficos, sugerindo que este nível seja de diferente composição da rocha em geral.

3.4. Corpos Sienograníticos

Esta unidade compreende 3% da área mapeada, caracterizada por ser de coloração alaranjada, que variam de tamanho centimétrico a métrico, com formas tabulares (métricos) e difusas (centimétricos). Estes corpos encontram-se em maior número na porção leste da área de estudo, onde encontram-se mais contatos entre litologias, principalmente as rochas ultramáficas, que são entrecortadas e bordejadas por estes veios félsicos (Fig. 3.5.1 e 3.5.2). É possível observar a presença de cristais de feldspato potássico e cristais de quartzo, em sua maioria fraturados.

Figura 3.5.1.: Fotografia evidenciando Corpos Sienograníticos cortando a Rocha Ultramáfica Granulitizada, visada em planta.

Figura 3.5.2.: Fotografia mostrando os Corpos Sienograníticos cortando a Rocha Ultramáfica Granulitizada, visada em perfil.

Em lâmina delgada, Oliveira (2010) afirma que os cristais de quartzo possuem indicativos da atuação de tensão, com a formação de sub-grãos com extinção ondulante. Já os cristais de feldspato encontram-se deformados, sugerindo que esta rocha sofreu processo de deformação(Fig. 3.5.3.).

Figura 3.5.3.: Fotomicrografia dos Corpos Sienograníticos: a) e b) cristais de quartzo estirados e seccionados em sub-grãos (OLIVEIRA 2010).

3.5. Dique Máfico

Compõe 5% da área mapeada, em um único corpo de dimensões métricas e forma tabular, alongado na direção NE-SW, coloração preta e granulometria fina (Fig. 3.4.1). A presença de estruturas não é visível macroscopicamente, mas é possível notar o encaixe deste litotipo de forma brusca no Granulito Quartzo-Feldspático (Fig. 3.4.2.).

Figura 3.4.1.: Fotografia do dique máfico mostrando a cor preta e granulometria fina. Pode-se obPode-servar fraturas com direção preferencial N030 em evidência, visada em planta.

Figura 3.4.2.: Fotografia mostrando o Dique Máfico (parte inferior) encaixado no Granulito Quartzo-Feldspático (parte superior) de forma brusca, visada em planta.

Em lâmina delgada, de acordo com Moraes-Brito (1992), estes diques são compostos por plagioclásio (labradorita) (43 – 55%), pigeonita (10 – 35%) e olivina (2 – 10%), como minerais principais. Os minerais secundários e acessórios encontrados foram hornblenda (3 – 5%), opacos (1 – 15%), biotita e clorita, que segundo Barbosa et al. (2005), formaram-se através da alteração dos piroxênios nas fases finais. Estes diques máficos apresentam texturas sub-ofíticas e porfirítica com feições de reação nas bordas dos fenocristais (Fig. 3.4.3.).

Figura 3.4.3.: Fotomicrografia dos Diques Máficos: a) e b) textura sub-ofítica, representada pelos cristais de plagioclásio parcialmente inclusos nos cristais de piroxênio; c) e d)

fenocristais de plagioclásio e piroxênio em matriz predominantemente de mesma composição (OLIVEIRA 2010).

3.6. Conglomerado de praia

Esta unidade é encontrada em 7% da área de estudo, nas porções extremo oeste, principalmente, e extremo leste. Este conglomerado apresenta clastos do granulito quartzo-feldspático e dos veios sieno-graníticos como seu arcabouço (Fig. 3.6.1). Sua esfericidade é baixa, mas são sub-angulosos à arredondados, com bioclastos presentes junto a matriz arenosa. Esta litologia encontra-se em contato brusco sobreposto aos granulitos quartzo-feldspáticos.

Figura 3.6.1.: Fotografia mostrando o Conglomerado de praia, com evidência para seu arcabouço de clastos de Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos e rocha

sienogranítica, e matriz arenosa com bioclastos.

3.7. Sedimentos de praia

Estes sedimentos inconsolidados encontram-se nas extremidades leste e oeste da área de estudo, compondo 20% da área de estudo, sendo composta basicamente por quartzo bem arredondados e esféricos, devido ao retrabalhamento feito pelas ondas do mar (Fig. 3.7.1.). É possível encontrar estes sedimentos em pequenas lagoas que se instalam sobre o Granulito Quartzo-feldspáticos com níveis máficos quando ocorrem marés de sizígia em preamar.

Figura 3.7.1.: Fotografia panorâmica dos Sedimentos de praia em destaque, visada em planta.

CAPÍTULO 4

4.0. ANÁLISE ESTRUTURAL

4.1. Introdução

A feição estrutural predominante na área em foco é representada por uma foliação milonítica, que ocorre paralelizada ao bandamento gnáissico, com orientação preferencial NNE-SSW e mergulhos, ora para NW, ora para SE, configurando um dobramento em escala do afloramento. Essa foliação é truncada por zonas de cisalhamento rúptil-dúcteis e fraturas.

A partir da fotografia aérea e dos dados coletados na área de estudo, também foi possível identificar um padrão de lineamentos estruturais de orientação NNE-SSW dominante, representado por zonas de cisalhamento, falhas e fraturas.

Todo esse conjunto de dados e suas interpretações são demostradas a seguir com descrição das estruturas encontradas no afloramento do Morro do Cristo.

4.2. Estruturas identificadas

4.2.1. Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos Foliações Secundárias (Sn’)

Constitui uma xistosidade paralela ao bandamento composicional, formada pela orientação preferencial da biotita, plagioclásio e piroxênio. São planos milimétricos, paralelos, contínuos, moderadamente espassados, penetrativos, ocorrendo em quase a totalidade da rocha, (Fig. 4.2.1.). Na área de estudo esta foliação é considerada ,na hierarquia deformacional como Sn’.

A foliação Sn’ apresenta um valor de plano máximo N195/22NW e pólo máximo

68p/105, gerados a partir de diagramas de isodensidade polar, como pode ser visto no diagrama sinóptico abaixo (Fig. 4.2.2.).

Associado com a foliação Sn’ estruturas como boudins e dobras intrafoliais e

sem raiz podem ser observadas. Os boudins na área são formados por encraves ultramáficos, que foram deformados e metamorfizados na fácies granulito,

Dobras de boudinagem podem ser observadas associadas com essas estruturas (Figura 3.3.1) e o seu desenvolvimento está relacionado com o contraste de competência entre as rochas que compõem o boudin e o bandamento gnáissico.

Figura 4.2.1.: Fotografia mostrando, em evidência, a foliação Sn’, moderadamente

Figura 4.2.2.: Diagrama estereográfico sinóptico de isodensidade de Sn’ do Granulito

Quartzo-feldspático com níveis máficos. Hemisfério inferior. N=77.

Lineação de estiramento mineral da Sn’

Nesta unidade não foi visualizada um número satisfatório de lineações de estiramento mineral devido à dificuldade de se achar bons planos onde não ocorra a percepção de ambiguidade na medida. Quando observadas, são caracterizadas pelo estiramento do quartzo e do plagioclásio, sendo hierarquizadas como Lxn’. Foram

encontradas apenas 5 medidas seguras de lineação de estiramento mineral, com direção preferencial NE-SW, sendo elas do tipo dip-slip, ora com caimento para NE ora para SW, indicando o comportamento passivo durante o dobramento da foliação Sn’, a qual está relacionada (Anexo I).

Dobra da Sn’

Em mapa (Anexo I) e a partir dos diagramas estereográficos da foliação Sn’

(Figura 4.2.2), pode ser verificado que essa estrutura está dobrada pela fase Dn’’. A

dobra não desenvolve foliação plano axial e de acordo com Van Der Pluijm & Marshak (2007) são do tipo suave e aberta com charneira arredondada e simétrica, com seu eixo orientado NNE-SSW. O ângulo interflanco desta dobra varia muito pouco devido à sua natureza, sendo encontrada apenas, uma dobra na porção oeste da área de estudo como citado anteriormente (Anexo I).

Foliação secundária Sn’’’

Zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis a rúpteis podem ser encontradas truncando os Granulitos Quartzo-feldspáticos com níveis máficos e/ou entre os contatos do Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos e a Rocha Ultramáfica Granulitizada. Nelas, a trama não apresenta assimetria que permita deduzir o movimento relativo entre os blocos.

A foliação Sn’’’ se desenvolveu subparalela a orientação preferencial da foliação

Sn’, porem com ângulo de mergulho, mais acentuado preferencialmente para SE. A

foliação Sn’’’ apresentam valores de planos máximos de N037/50SE e pólos máximos

de 40p/306, como podem ser vistos nos estereogramas sinópticos de isodensidade (Fig. 4.2.4.).

Figura 4.2.4.: Diagrama estereográfico sinóptico de isodensidade de Sn’’’ no Granulito

Quartzo-feldspático com níveis máficos. Hemisfério inferior. N=27.

Lineação de estiramento mineral da Sn’’’

Nesta unidade não foi visualizada um número satisfatório de lineações de estiramento mineral devido à dificuldade de se achar bons planos onde não ocorra a percepção de ambiguidade na medida. Foram encontradas apenas 1 medida segura de lineação de estiramento mineral, caracterizada pelo estiramento do quartzo e do plagioclásio, não caracterizando um dado que possa ser interpretado, sendo hierarquizadas como Lxn’’’ pois está contida na foliação Sn’’’ e apresenta um caráter

strike-slip. A medida encontrada foi 50p/010.

No granulito quartzo-feldspático ocorrem zonas de cisalhamento sinistrais nos contatos das rochas envolvidas, que tem um carácter rúptil-dúctil, podendo apresentar estruturas internas nos cisalhamentos como zonas biotitizadas tendendo a uma milonitização. O estereograma de zonas de cisalhamento sinistrais nos dá uma ideia de um forte alinhamento NE-SW com direções preferenciais de N060. Lineação de estiramento mineral não foi observada nestas zonas de cisalhamento, entretanto slickensides apresentam assimetria que permitiu deduzir o movimento relativo como sinistral.

Fraturas Indiscriminadas

Fraturas indiscriminadas podem ser observadas na área de trabalho, que foram agrupadas em três (3) conjuntos principais que podem ser vistas no diagrama de rosetas construído (Fig. 4.2.8.). De maneira geral estes planos de faturamento tem mergulho de alto ângulo, com direções preferenciais de faturamento destas famílias sendo N010- N020, N060 e N090- N110, como pode ser visto no diagrama. Estas fraturas podem ser hierarquizadas e associadas a eventos tectônicos que será discutido no próximo capítulo.

Figura 4.2.8.: Diagrama de rosetas de fraturas indiscriminadas no Granulito Quartzo-Feldspático. Hemisfério inferior. N=27.

4.3. Evolução deformacional

Com base nos dados levantados em campo, foi possível a identificação de pelo menos duas (2) fases tectono-deformacionais distintas chamadas de Dn, podendo

subdividi-la em 3 estágios dúcteis (Dn’ e Dn’’) a dúcteis-rúpteis (Dn’’’) progressivos e

Dn+1, uma fase rúptil.

(i) Fase Dn – Orogenia Paleoproterózoica

A fase Dn, relacionada a tectônica tangencial do Orógeno

Itabuna-Salvador-Curaçá, foi responsável pela formação da foliação Sn’ encontrada na área de estudo,

pela nucleação das zonas de cisalhamento e formação da foliação Sn’’’ nos contatos

litológicos Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos – Rocha Ultramáfica, e instalação da foliação Sn” no eixo do sinclinal formado na área de estudo, na porção

Dn’ - Na fase Dn’, ocorreu a formação da foliação Sn’ de características já descritas,

com dobras suaves e formação da lineação de estiramento mineral Lxn’ de carácter

dip-slip.

Dn’’ - Progredindo mais no sistema, formou-se a fase Dn’’, que foi responsável por

dobrar a foliação Sn’ e formar um sinclinal de direção NNE-SSW.

Dn’’’ - Com o progresso da deformação, na fase Dn’’’, houve a colocação em fraturas

abertas, o Dique Máfico, a Rocha Ultramáfica Granulitizada e, concomitantemente a instalação dos Corpos Sienograníticos, além da acomodação da foliação Sn’’’, com

suas respectivas Lxn’’’ de carácter strike-slip, próximo aos contatos destas rochas

com a encaixante. Nesta fase também ocorreu a formação de falhas sub-horizontais onde instalaram-se zonas de biotitização e formação de granadas, que são paralelas aos planos de deslizamento interestratal do Granulito Quartzo-feldspático com níveis máficos.

(ii) Fase Dn+1 – Distensão e fragmentação de Gondwana no Mesozóico

Posteriormente, foi identificada uma fase rúptil, classificada como Dn+1,

composta de fraturas e falhas fechadas, com orientações preferenciais N010 - N020, N060 e N090- N110, estas associadas às falhas transferentes da Bacia do Recôncavo, com direção preferencial N180 ou N000, com a Falha da Barra de direção preferencial N080 e esta última tanto com o sistema de falhas transferentes da Bacia do Recôncavo, quanto com a Falha da Barra, respectivamente.

CAPÍTULO 5

5.0 CONCLUSÕES

A partir do estudo do afloramento do Morro do Cristo, é possível interpretar que estas rochas foram deformadas de forma polifásica, sendo cortadas por rochas não metamorfizadas. Neste âmbito, foi possível determinar as unidades litológicas metamórficas, ígneas e sedimentares, sendo estas: Rocha Ultramáfica Granulitizada, Granulito Quartzo-Feldspático com níveis máficos, Dique Máfico, Corpos Sienograníticos, Conglomerados e Sedimentos de Praia, compondo sete (7) unidades.

Como dito anteriormente, estas rochas sofreram uma deformação polifásica de forma progressiva, podem ser divididas em duas (2) fases distintas e subdividi-las em três (3) subfases. A fase Dn, foi responsável pela formação da foliação Sn’

encontrada na área de estudo, pela nucleação das zonas de cisalhamento e formação da foliação Sn’’’ nos contatos litológicos Granulito Quartzo-feldspático com

níveis máficos – Rocha Ultramáfica. A fase Dn+1, esta rúptil, consiste na parte final da

evolução tectônica com a presença de falhas e fraturas que tem relação tanto com a abertura da Bacia do Recôncavo, como também com a abertura do Oceano Atlântico. Esta fase Dn pode ser relacionada com a fase Dn+1 de Barbosa e Sabaté

(2002). Segundo Corrêa-Gomes et al. (1996), os diques máficos encontrados nesta região e compartimento tectônico tem relação com a extensão neoproterozóica.

Comparativamente com os dados encontrados por outros autores que fizeram trabalhos em regiões adjacentes (SOUZA 2008, 2009, 2013; MARINHO 2013; SOUZA E SOUZA 2010), muitos litotipos diferentes são encontrados nos afloramentos, mas sempre com o Granulito Quartzo-Feldspático como rocha encaixante, diques máficos e veios/corpos sienograníticos intrudidos com direções variadas e com zonas de deformações diferentes, no caso do estudo do afloramento do Farol da Barra,segundo Souza (2008, 2010 e 2013).

Referente às interpretações estruturais e da evolução deformacional da área de estudo, todos os autores citados com trabalhos nas redondezas convergem para um mesmo caminho, mas com diferenças que podem ser explicadas à diversidade de estruturas e litotipos encontrados em cada afloramento. Segundo Souza e Souza

(2010), Souza (2008) e Marinho (2013), a evolução deformacional ocorreu em duas (2) fases distintas, uma dúctil e outra rúptil, podendo subdividir a fase dúctil em três (3) subfases. Com relação aos dados de foliações, todos os autores que trabalharam nas adjacências, já citados, tem dados semelhantes de foliação Sn’, mas com dados

variados em relação à Sn’’ ou demais foliações. Os dados de lineações também não

variam dos encontrados no afloramento do Morro do Cristo com variação baixa das direções e caimentos. Na outra fase, esta rúptil, foram encontrados dados acerca de fraturas que assemelham-se em parte à outros dados encontrados por Souza (2008) e Souza e Souza (2010) e destoam com dados encontrados por Marinho (2013). Este ponto pode ser alvo de uma melhor investigação para chegar a uma conclusão mais precisa. Para a facilitação do entendimento no que se refere ao comportamento das foliações nas adjacências, foi feita uma tabela comparativa com as foliações encontradas por outros autores mostrada a seguir.

Tabela 1: Comparação de foliações encontradas no presente trabalho com foliações encontradas em afloramentos estudados nas adjacências

Mendonça (2014) Sn’ Sn’’’ Souza (2008) Sn Sn Souza e Souza (2010) Sn’ Não houve similaridade Marinho (2013) Sn’’ e Sn+1 Não houve similaridade

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

ALMEIDA, F.F.M., 1977. O Craton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc. 7, pp. 349– 364.

ALMEIDA F. F. M., BRITO NEVES B. B., CARNEIRO C. D. R. 2000. The origin and evolution of the South American Plataform. Ear. Sci. Rev., 50:77- 11.

BARBOSA J.S. F. 1990. The granulites of the Jequié complex and Atlantic mobile belt, southern Bahia, Brazil – Na expression of Archean- Proterozoic plate convergence. In: Vielzeuf D. & Vidal Ph. (ed.). Granulites and crustal evolution. Dorbrecht, Kluwer, pp.: 195-221.

BARBOSA, J.S.F., CORRÊA-GOMES, L.C., DOMINGUEZ, J.M.L., CRUZ, S.A.S & SOUZA, J.S. 2005. Petrografia e Litogeoquímica das Rochas da Parte Oeste do Alto de Salvador, Bahia. Revista Brasileira de Geociências. V. 35 (4 – suplemento), p. 9-22.

BARBOSA, J.S.F. & DOMINGUES, J.M.L. (Eds.) 1996. Texto Explicativo para o Mapa Geológico ao Milionésio. SICM/SGM, Salvador, (Edição Especial), 400 pp.

BARBOSA J.S.F. & SABATÉ P. 2002. Geological features and the Paleoproterozoic collision of four Archaean Crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A synthesis. Anais Acad. Bras. Ciências, 74(2):343-359.

BARBOSA J.S.F. & SABATÉ P. 2004. Archean and Paleoproterozoic crust of the São Francisco Cráton, Bahia, Brazil: geodynamic features. Prec. Res., 133:1-27.

BARBOSA, J.F.S., PEUCAT, J.J., MARTIN, H., SILVA, F.A.DA, MORAES, A.M.DE, CORRÊA-GOMES, L.C., SABATÉ, P., MARINHO, M.M., FANNING, C.M.,

2008. Petrogenesis of the late-orogenic Bravo granite and surrounding high-grade

country rocks in the Palaeoproterozoic orogen of Itabuna-Salvador-Curacá block, Bahia, Brazil. Precambrian Research. n167. p. 35–52.

BARBOSA, J.S.F., SABATÉ, P. 2003. Colagem Paleoproterozóica de Placas Arqueanas no Cráton do São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de Geociências. V. 33 (1 – suplemento), p. 7-14.

BITTENCOURT, A. C. S. P. ; DOMINGUEZ, J. M. L. ; MARTIN, L. ; SILVA, I. R. 2000. Patterns of Sediment Dispersion Coastwise the State of Bahia- Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências, v. 72, n. 2, p. 271-287.

BITTENCOURT, A. C. S. P.; FARIAS, F. F.; ZANINI JR, A. 1987. Reflexo das Variações Morfodinâmicas Praiais nas Características Texturais da Praia de Armação, Salvador, Bahia. Rev. Bras. Geoc., v. 17, p. 276-282,.

BRITO NEVES, B. B.; CORDANI, J. R. F.; TORQUATO, J.R. 1980. Evolução Geocronológica do Pré-cambriano do Estado da Bahia. Geologia e Recursos Minerais Da Bahia - Textos Básicos, v. 3, n. 3, p. 1-101,

CORRÊA-GOMES L. C. 1992. Diques máficos: Uma reflexão teórica sobre o tema e o seu uso no entendimento prático da geodinâmica fissural. Dissertação de Mestrado, IG/UFBA, 196p.

CORRÊA GOMES L.C., TANNER DE OLIVEIRA M. A F., MOTTA A. C., CRUZ M. J. M. (Eds.) 1996. Província de Diques Máficos do Estado da Bahia Mapa, estágio atual do conhecimento e evolução temporal. SICM/ SGM, Salvador (Edição Especial), 144p.

CRUZ, S.A.S. 2005. Caracterização Petrográfica, Petroquímica, e Estrutural do Embasamento Cristalino da Cidade de Salvador-Bahia/Porção Oeste. Trabalho Final de Graduação. IGeo-UFBa. Salvador-BA.

CRUZ S.C.P. & ALKMIM F.F, 2006. The tectonic interaction between the Paramirim Aulacogen and the Araçuaí belt, São Francisco Craton Region, Eastern Brazil. Anais Acad. Bras. Ciên., 78: 151-174.

CUNHA, J. C., BASTOS LEAL, L. R., FRÓES, R. J. B., TEIXEIRA, W., MACAMBIRA, M. J. B. 1996. Idade dos greenstone belts e dos terrenos TTG’s associados da região de Brumado, centro oeste do Cráton do São Francisco (Bahia-Brasil). In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Anais, p. 67-70.

DANDERFER, A, 2000. Geologia Sedimentar e Evolução Tectônica do Espinhaço Setentrional, Estado da Bahia. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, 498.

DELGADO I.M., SOUZA J.D., SILVA L.C., SILVEIRA FILHO N.C., SANTOS R.A., PEDREIRA A.J., GUIMARÃES J.T., ANGELIM L.A.A., VASCONCELOS A.M., GOMES I.P., LACERDA FILHO J.V, VALENTE C.R., PERROTTA M.M., HEINECK C.A. 2002. Escudo Atlântico, In: Bizzi L.A., Schobbenhaus C., Vidotti M., Gonçalves J.H. (eds.) Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil. 1 DVD.

DOMINGUEZ, J.M.L., MARTIN, L., BITTENCOURT, A.C.S.P, TESTA, V., LEÃO Z. M.A.N., SILVA, C. DE C., 1999. Atlas Geoambiental da Zona Costeira do Estado da Bahia, Convênio UFBA/SME.

FUJIMORI S., 1968. Granulitos e charnockitos de Salvador (Ba). Anais Acad. Bras. Ciências., 40:181-202.

FUJIMORI S. 1988. Condições de P-T de formação dos granulitos do Farol da Barra, Salvador, Bahia, Brasil. Rev. Bras. Geoc., 18:339-344.

FUJIMORI S. & ALLARD G. O. 1966. Ocorrência de safirina em Salvador, Bahia. Bol. Soc. Bras. Geol., 15:67-81.

GAAL, G, TEIXEIRA, J.B.G., D’EL REY SILVA, L.J.H., SILVA, M DA G.D.A., 1987. Early Proterozoic crustal evollutions and metallogenesis. Northwestern Bahia, Brazil. In: I ISGAM – Inter. Symp. Granites Assoc. Mineralizations, Salvador, (Palestra).

HARTMANN, L.A. & DELGADO, I.M. 2001. Cratons and orogenic belts of the Brazilian Shield and their contained gold deposits. Mineralium Deposita. Vol. 36, p. 207-217.

LEDRU P., MILESI J.P., JOHAN V., SABATE P. AND MALUSKI H., 1997. Foreland basins and gold-bearing conglomerates : a new model for the Jacobina Basin (São Francisco Province, Brazil). Precambrian Res. 86:155-176.

MAGNAVITA L.P. 1992. Geometry and kinematics of the Recôncavo-Tucano-Jatobá rift, NE, Brazil. Oxford: University of Oxford, 493 pp. Tese (Doutorado).

MAGNAVITA, L. P , SILVA, R. R. DA, SANCHES, C. P. 2005. Guia de Campo da Bacia do Recôncavo, NE do Brasil B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 13, n. 2, p. 301-334, maio/nov.

MARINHO, G,P,DA,S,A, 2013. Mapeamento geológico e análise estrutural do afloramento da praia da Paciência (setor E), Salvador, Bahia. Trabalho Final de Graduação. IGeo – UFBa.

MARINHO, M. M. 1991. Lê sequence Volcano-Sedimentaire de Contendas Mirante et la Bordure Ocidentale du Bloc de Jequié (Craton du São Francisco, Brésil): um example de transition Archeen-Proterozoic. Doctor of Philosophy Thesis, Universidade de Clemont-Ferrand, 257p

MARINHO, M.M., SABATÉ, P., 1982. The Contendas–Mirante volcano-sedimentary sequence and its granitic-migmatitic basement. In: International Symposium on Archean and Early Proterozoic Geologic Evolution and Metalogenesis (ISAP), SME/CPM, Salvador, Excursion Guide, pp. 139– 184.

MARTIN, H., PEUCAT, J. J., SABATÉ, P., CUNHA, J. C. 1991. Um segment de croûte continentale d’Age archéean ancien (3.5 millards d’années): lê massif de Sete Voltas (Bahia, Brésil). C.R. Acad. Sci. Phis., 313: 531-538.

MARTIN, L., BITTENCOURT, A.C.S.P, VILAS BOAS, G.S., 1980. Mapa Geológico do Quaternário Costeiro do Estado da Bahia. COM/SME.

MASCARENHAS, J. F., LEDRU, P., SOUZA, S. L., CONCEIÇÃO FILHO, V. M., MELO, L. F. A., LORENZO, C. L., MILÉSI, J. P. 1998. Geologia e Recursos Minerais do Grupo Jacobina e da Parte Sul do Greenstone Belt de Mundo Novo. Organização e Síntese por Francisco Baptista Duarte. Salvador. CBPM, 58 p. (Arquivos Abertos, 13).

MELO E.F., XAVIER R.P., MCNAUGHTON N.J., FLETCHER I., HAGEMANN S., LACERDA C.M.M., OLIVEIRA E.P., 2000. Age constraints of felsic intrusions, metamorphism, deformation and gold mineralization in the paleoproterozoic Rio Itapicuru greenstone belt, NE Bahia State, Brazil. In: Int. Geol. Congr. 31 Abstr. Vol., Special Symposium 18.4 – Stable and Radiogenic Isotopes in Metallogenesis, CD-ROM.

MESTRINHO S.S.P., LINHARES P., CARVALHO, I. G. 1988. Geoquímica de elementos principais e traços do dique de diabásio da praia de Ondina, Salvador, Bahia. In: Congr. Bras. Geol. 32, Anais, 4:1862-1877.

MOARES BRITO, C. 1992. Caracterização geológica, geoquímica e petrológica dos diques máficos proterozóicos da região de Salvador, Bahia. Dissertação de Mestrado, IAG/USP. 96p.

NUTMAN, A.P.; CORDANI, U.G.; 1993. SHIRIMP U-Pb zircon geochronology of Archean granitoids from the Contendas-Mirante area of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. Precambrian Research, v. 63, p. 179-188.