UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
MAPEAMENTO E GEOLOGIA ESTRUTURAL DAS ROCHAS DO SETOR OESTE DO FAROL DE ITAPUÃ, SALVADOR, BA: CINTURÃO
SALVADOR-ESPLANADA, CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
EDUARDO LUIZ VIEIRA CARRILHO
Salvador-BA 2013
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
EDUARDO LUIZ VIEIRA CARRILHO
MAPEAMENTO E GEOLOGIA ESTRUTURAL DAS ROCHAS DO SETOR OESTE DO FAROL DE ITAPUÃ, SALVADOR, BA: CINTURÃO
SALVADOR-ESPLANADA, CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
Trabalho Final de Graduação elaborado como pré-requisito parcial para a obtenção do grau de Bacharel em Geologia pelo Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia.
Orientadora:
Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Co-orientadora:
Profa. Dra. Jailma Santos de Souza
Salvador - BA 2013
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“...É bom!
Passar uma tarde em Itapuã Ao sol que arde em Itapuã Ouvindo o mar de Itapuã Falar de amor em Itapuã...”
(Vinicius de Moraes/Toquinho)
4 AGRADECIMENTOS
Obrigado meu Deus! Por ter me concedido mais essa vitória.
À minha família, pelo apoio e estruturação. Darlane, que me ajudou com o abstract.
À minha professora e orientadora Simone, pela paciência e pela ciência.
À geóloga Rita de Oliveira, por ter aceitado participar da banca.
Aos professores Osmário, Vilton, Ernande, Jerônimo, Amalvina, Ângela, Iracema, Olívia, Jailma, Flávio, Geraldo, Félix, Michael, César, Johildo, Telésforo, Glória, Sérgio, Haroldo Sá e Pedro, pelos ensinamentos teóricos e práticos de campo e de vida.
A todos os meus amigos geológicos, em especial, Lila, que me mostrou a Geologia, Ramon, Zé, Gabriel e Anderson Coelho. Aos meus amigos não geológicos Tito, Inácio e Os Cara.
Gostaria de ter citado todos, acabei deixando essa parte por último, por isso tive que ser breve.
Aos funcionários Carlos Bossal, André, Edgar e Mércia, sem vocês não haveria Instituto de Geociências.
À equipe da Cabral Mineração, da CBPM, da CPRM, do NEA e do NGB.
À Sarah, “meu coração, não sei por que, bate feliz, quando te vê...”.
“Shine on you crazy diamond…”
(Waters/Wright/Gilmour)
...on the rock!
5 RESUMO
A área de estudo está inserida no Cinturão Salvador-Esplanada, segmento oriental do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá pertencente à porção setentrional do Cráton do São Francisco. A exiguidade de estudos científicos efetuados nesse cinturão incentivou a busca pelo seu conhecimento geológico. Com isso, foram executados trabalhos de mapeamento geológico e análise estrutural no setor oeste do Farol de Itapuã onde afloram rochas de alto grau metamórfico com objetivo geral de contribuir com o entendimento da geologia do Cinturão Salvador-Esplanada. Como objetivos específicos, tem-se: (i) identificar e classificar os litotipos que ocorrem no lado leste do Farol de Itapuã; (ii) inventariar o arcabouço estrutural da área e as relações estruturais entre as unidades aflorantes; e (iii) propor um modelo geológico evolutivo para a área de trabalho. A partir dos estudos efetivados em campo foram cartografados os seguintes litotipos: (i) paragnaisses migmatíticos metatexíticos e diatexíticos;
(ii) ortognaisse (augen milonito); (iii) granodiorito; (iv) granitoides diversos; (v) encraves microgranulares máficos; (vi) diques máficos; e (vii) rochas carbonáticas, terrígenas e sedimentos recentes. Duas fases deformacionais compressivas foram identificadas e denominadas Dn e Dn+1. A fase Dn foi subdividida nos estágios Dn’, Dn” e Dn”’, progressivos. As relações de campo sugerem que a migmatização ocorreu no estágio Dn”’.
Essas fases estão relacionadas com a orogênese riaciana-orosiriana que estruturou o Cinturão Salvador-Esplanada, Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, Cráton do São Francisco.
Palavras-chave: Cinturão Salvador-Esplanada; migmatito; zonas de cisalhamento.
6 ABSTRACT
The area of this study is located at the Salvador-Esplanada Belt, oriental section of the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen that belongs to the northern portion of São Francisco Craton. As the scientific study done in this belt motivated the seek for geologic knowledge.
With that, geological mapping and structural analyses were executed in the west sector of the Itapuã Lighthouse where outcrops high grade metamorphic rocks. The main objective was to contribute with the geological understanding of the Salvador-Esplanada Belt, with the following specific objectives: (i) to indentify and classify the litotypes that occur in the west side of the Itapuã Lighthouse; (ii) to map the structural framework of the area and the structural relationships between the emerging unities; and (iii) to suggest an evolutive geological model to this studied area. Based on the studies done in the field, the following litotypes were mapped: (i) metatexitics and diatexitics migmatitics paragneisses; (ii) ortogneiss (augen mylonite); (iii) granodiorite; (iv) a diversity of granitoids; (v) microgranular mafic encraves; (vi) mafic dykes; and (vii) carbonatics and terrigens rocks and recent sediments. Two deformational and compressive phases were identified and named as: Dn e Dn+1. The Dn phase was subdivided into the progressivelly stages: Dn’, Dn” e Dn”’. The relation in the field suggests that the migmatization occured in the stage Dn”’. These phases are related to the Rhyacian-Orosirian Orogenesis that had structured the Salvador-Esplanada Belt, Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, São Francisco Craton.
Keywords: Salvador-Esplanada Belt; migmatites; shear zones.
7 SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS RESUMO
ABSTRACT
LISTA DE FIGURAS LISTA FOTOGRAFIAS LISTA DE ANEXOS
CAPÍTULO 1 - CONSIDERAÇÕES INICIAIS...22
1.1. Introdução...22
1.2. Localização e acesso...22
1.3. Contextualização e apresentação do problema...24
1.4. Objetivos...24
1.5. Justificativa...24
1.6. Método de trabalho...25
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL...26
2.1. O Cráton do São Francisco...26
2.2. Unidades do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá...27
2.3. Colisão paleoproterozóica e desenvolvimento do Orógeno Itabuna-Salvador- Curaçá...39
2.4. Geologia da cidade de Salvador...42
CAPÍTULO 3 - MIGMATITO E METAMORFISMO DE ALTO GRAU...49
3.1. Migmatito: Definição, gênese e classificação...49
3.2. Metamorfismo de Alto Grau...57
CAPÍTULO 4 - GEOLOGIA LOCAL E ANÁLISE ESTRUTURAL...62
4.1. Características macroscópicas das rochas e sedimentos aflorantes...62
4.1.1. Ortognaisse...63
4.1.2. Paragnaisses migmatíticos...65
a) Metatexitos...65
8
b) Diatexitos...73
b.1) Diatexitos com granada...73
b.2) Diatexitos sem granada...76
4.1.3. Granodioritos...82
4.1.4. Encraves Máficos...89
4.1.5. Granitoides...90
4.1.6. Diques Máficos...95
4.1.7. Rochas carbonáticas, terrígenas e Sedimentos...100
a) Rochas Carbonáticas...100
b) Rochas Terrígenas...100
c) Sedimentos...101
4.2. Geologia Estrutural...102
4.2.1. Unidades geológicas principais e estruturas associadas...102
a) Ortognaisses...102
b) Paragnaisses Migmatíticos...104
c) Granodioritos...110
d) Diques máficos e félsicos...111
4.2.2. Fases deformacionais compressionais...112
4.3. Discussões...117
4.3.1. Discussões sobre aspectos relacionados com os litotipos...117
4.3.2. Discussões sobre a Geologia Estrutural...119
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES...122
CAPÍTULO 6 – REFERÊNCIAS...124
9 LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: a) Mapa com os limites do Estado da Bahia; b) Mapa de situação da área de
trabalho...23
Figura 1.2: Mapa de localização da área de estudo...23
Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco e suas coberturas paleo/meso e noeproterozóicas representadas pelas sequências Espinhaço/Macaúbas/Bambuí, além das faixas marginais brasilianas e coberturas fanerozóicas. Destaca-se a nova delimitação com a Faixa Araçuaí. A área de estudo encontra-se na região Salvador ressaltada em vermelho...27
Figura 2.2: Bloco Gavião, parte norte...29
Figura 2.3: Bloco Gavião, partes oeste, central e sul...30
Figura 2.4: Compartimentação geológica do Bloco Serrinha...31
Figura 2.5: Compartimentação geológica do Bloco Uauá...33
Figura 2.6: Compartimentação geológica do Bloco Jequié...34
Figura 2.7: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte norte...35
Figura 2.8: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte sul...36
Figura 2.9: Compartimentos geológicos do Cinturão Salvador-Esplanada...38
Figura 2.10: Posições postuladas para as placas paleoproterozóicas durante a colisão riaciana- orosiriana...40
10 Figura 2.11: Mapa do zoneamento metamórfico do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá...42
Figura 2.12: Modelo digital de terreno onde se encontra a área de estudo. Notar contraste topográfico e controle estrutural. BR–Bacia do Recôncavo, HS–Horst de Salvador e MCA–
Margem Costeira Atlântica...43
Figura 2.13: Mapa geológico simplificado da cidade de Salvador com indicação da área de estudo...45
Figura 2.14: Configuração em três dimensões das diferentes fases de deformação dúcteis e dúctil-rúptil das rochas metamórficas do Alto de Salvador...46
Figura 3.1: Partes de um migmatito...50
Figura 3.2: Diferentes tipos de leucossoma. 1) In situ. 2) Na fonte (in source). 3) Em veio ou diques...51
Figura 3.3: (a) Inclusões de magma (melt inclusions) com arranjo zonal em granada. (b) Imagem de elétrons retroespalhados de um "nanogranito" (6 µm) trapeado num cristal de granada...52
Figura 3.4: Classificação morfológica dos migmatitos segundo Mehnert (1968). (a) Agmatito.
(b) Dictionito ou Dictionítico. (c) Migmatito-Schöllen. (d) Flebítico. (e) Estromático. (f) Migmatito surreítico. (g) Migmatito com dobras. (h) Veios ptigmáticos. (i) Estrutura oftálmica ou augen. (j) Estrutura estictolítica. (k) Estrutura schlieren. (l) Estrutura nebulítica...53
Figura 3.5: Classificação dos migmatitos...54
Figura 3.6: (a) O magma reveste os grãos de plagioclásio e preenche os espaços em formato de cunha (wedge-shaped pockets) entre os grãos de K-feldspato. (b) Os produtos da fusão são precipitados ao longo das bordas dos grãos e fraturas intergranulares nos grãos de K-feldspato em um alto ângulo em relação ao estiramento (stretching lineations). (c) A infiltração do
11 magma e o fluxo reativo (reactive porous flow) resultam numa desintegração progressiva da trama original da rocha...57
Figura 3.7: Diagrama de fácies metamórfica. A condições de alto grau metamórfico está hachurada em amarelo, e em verde, está demonstrada as condições do metamorfismo de ultra- alta temperatura (UHT)...58
Figura 3.8: Ambientes tectônicos variados produzindo rochas metamórficas de alto grau (segundo Newton, 1987). (a) Hot-spot. (b) Subducção-A (intracontinental). (c) Subducção continental global (Underthrusting). (d) Colisão continental ...59
Figura 4.1: Foto aérea da área de estudo...62
Figura 4.2: Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn” e guirlanda. N = número de medidas. Hemisfério inferior...113
Figura 4.3: Diagrama de isodensidade polar para a lineação de estiramento Lxn”. N = número de medidas. Hemisfério inferior...114
Figura 4.4: Diagrama de planos de zonas de cisalhamento dextrais encontradas nos afloramentos da área de estudo. Hemisfério inferior; N = número de medidas...115
Figura 4.5:Síntese da evolução estrutural da área de trabalho...116
Figura 4.6: Diferentes tipos de hibridização obtidos por injeção de magma máfico num sistema granítico em diferentes estágios de cristalização do magma félsico. O aumento da cristalinidade e, subsequentemente, da viscosidade do magma félsico reduz progressivamente as interações/trocas entre os magmas coexistentes...118
Figura 4.7: Principais formas dos diques máficos da orla de Salvador. 1) Tabular. 2) Lenticular e zigue zague/segmentado. 3) Bifurcado com ramos estreitos. 4) Bifurcado com ramos largos. As setas indicam o sentido do fluxo magmático...121
12 Figura 4.8: Orientação das juntas de resfriamento nos diques. 1) Paralela e ortogonal às margens do conduto. 2) Paralelas e ortogonais nas margens e diagonais no centro. 3) Progressivamente curva para dentro. 4) Diagonal. As setas indicam a posição do tensor principal...121
13 LISTA DE FOTOGRAFIAS
Foto 4.1: Contato entre o ortognaisse e o migmatito diatexítico sem granada. Visada em planta. O martelo indica o norte...63
Foto 4.2: Aspecto geral do ortognaisse. Notar a presença de mineral do grupo do epidoto (seta) e a foliação da rocha. Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte...64
Foto 4.3: Encraves máficos em ortognaisse, além da presença de diques graníticos que truncam essas rochas. Visada em seção para NE...65
Foto 4.4: Contato do metatexito estromático com o granodiorito. Visada em seção para E....66
Foto 4.5: Migmatito metatexítico com estrutura de dilatação. Visada em perfil para NNE...66
Foto 4.6: Aspecto macroscópico do metatexito estromático. Notar melanossoma segregado na borda do leucossoma. Visada em planta. A bússola indica o norte...67
Foto 4.7: Metatexito estromático exibindo neossomas dobrados. Visada em planta. O martelo indica o norte...67
Foto 4.8: Metatexito estromático com leucossomas paralelos à foliação principal. Visada em planta. Ponta da caneta indica o sul...68
Foto 4.9: Leucogranito com granada associado ao migmatito estromático. Visada em planta.
A bússola indica o norte...68
Foto 4.10: Detalhe do leucossoma granítico com granada, que pode ser classificado como do tipo “na fonte (in source)”. Observar bolsão de biotita. Visada em planta...69
14 Foto 4.11: Detalhe do leucossoma no migmatito metatexítico estromático com bordas ricas em melanossoma constituído por biotita, granada e minerais félsicos subordinadamente.
Visada em planta...69
Foto 4.12: Migmatito metatexítico patch com contatos difusos no migmatito estromático, indicado pela seta. Observar leucossoma na forma de estroma na parte superior da foto.
Visada em planta. O martelo indica o norte...70
Foto 4.13: Dique leucocrático de leucossoma truncando o paleossoma do metatexito com contatos bruscos. Visada em planta. A bússola indica o norte...70
Foto 4.14: Leucossoma em diques leucocráticos truncando o metatexito. Visada em perfil para E...71
Foto 4.15: Metatexito estruturado em diques de acordo com a terceira ordem de classificação de Sawyer & Brown (2008). Notar dobras no paleossoma. Visada em planta. A bússola indica o norte...71
Foto 4.16: Domínio quartzítico (limites em amarelo) com biotita encravado no paragnaisse migmatítico próximo ao granodiorito. Visada em perfil para E...72
Foto 4.17: Neossoma com pórfiros de feldspatos em diatexitos. Notar melanossoma. Visada em planta. O martelo indica o norte...73
Foto 4.18: Neossoma com granada em diatexito. Visada em perfil para E...74
Foto 4.19: Domínio rico em biotita (melanossoma) no diatexito com granada. Visada em planta para W...74
Foto 4.20: Melanossoma representado por corpo máfico alongado segundo a foliação principal (Seta amarela) em diatexito com granada. O martelo indica o norte...75
15 Foto 4.21: Concentrações de minerais máficos (biotita, anfibólio?) formando estrutura schlieren em migmatito diatexítico. Visada em planta para ESE...75
Foto 4.22: Diatexito com granada estruturado em dique. Notar paleossoma do metatexito estromático (apontado pela seta). Visada em planta. O martelo indica o norte...76
Foto 4.23: Matacão do diatexito sem granada com neossoma composto por leucossoma com mesoestrutura pegmatoidal e por schlieres de biotita marcando o paleossoma. Visada em perfil para NE...77
Foto 4.24: Neossoma do diatexito sem granada exibindo um leucossoma com pórfiros euédricos a subédricos de feldspato potássico. Notar orientação de fluxo magmático. Observar no canto esquerdo da rocha o aspecto de schlieres de minerais máficos. Visada em perfil para W...77
Foto 4.25: Schlieres de biotita, acima do martelo, em migmatito diatexítico sem granada.
Notar presença de porções pegmatoidais, além da orientação dos constituintes em matacão do migmatito. Visada em perfil para SE...78
Foto 4.26: Estrutura schöllen em migmatito diatexítico sem granada. Observar no canto direito contato brusco com o augen gnaisse. Visada em planta. O martelo indica o W...78
Foto 4.27: Migmatito diatexítico sem granada com estrutura schöllen. Visada em planta para SSW...79
Foto 4.28: Estrutura nebulítica, acima da ponta do martelo, no migmatito diatexítico sem granada evidenciando uma alta intensidade de fusão. Observar, no canto inferior direito, margem difusa entre o neossoma granítico porfirítico e o paleossoma, o que sugere fusão parcial in situ de acordo com Sawyer (2008). Encraves máficos ocorrem com frequência.
Visada em perfil para SW...79
16 Foto 4.29: Migmatito diatexítico sem granada com neossoma estruturado em diques. Visada em planta...80
Foto 4.30: Agregado de magnetita em leucossoma granítico porfirítico no diatexito sem granada. Visada em planta...80
Foto 4.31: Dique leucocrático com magnetita em diatexito sem granada. Observar zoneamento concentrando o metálico no centro da intrusão. Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte...81
Foto 4.32: Aspecto do paleossoma do diatexito sem granada. Biotita gnaisse. Visada em planta. A bússola indica o norte...82
Foto 4.33: Diatexito sem granada com estrutura nebulítica. O neossoma ocorre bem distribuído por toda a rocha. Visada em planta. O martelo indica o norte...82
Foto 4.34: Aspecto macroscópico do granodiorito. Notar isotropia e faturamento circular devido ao intemperismo físico com formação de esfoliação esferoidal. Visada em planta...83
Foto 4.35: Encrave microgranular máfico com forma elipsoidal e alongado segundo a foliação de fluxo magmático em granodiorito. Visada em perfil para SSW...84
Foto 4.36: Dique granítico com anfibólio (pontos pretos) em granodiorito. Observar que o dique está dobrado. Visada em perfil...84
Foto 4.37: Encrave de rocha gnáissica em granodiorito. Notar semelhança desse encrave com os migmatitos paraderivados metatexíticos. Visada em planta. O lápis indica o norte...85
Foto 4.38: Encrave félsico em granodiorito. Visada em planta. O martelo indica o norte...85
Foto 4.39: Associação entre granitoide e granodiorito truncada por zona de cisalhamento.
Visada em planta. O martelo indica o norte...86
17 Foto 4.40: Dique granítico dobrado em granodiorito. Visada em perfil para NNW. O martelo indica o norte...86
Foto 4.41: Dique granítico dobrado truncando o granodiorito. Visada em perfil para E. O martelo indica o norte...87
Foto 4.42: Diques graníticos segmentados. Visada em planta. O martelo indica o norte...87
Foto 4.43: Mistura química (mixing) entre um granitoide intrusivo e o granodiorito encaixante. Visada em perfil...88
Foto 4.44: Mineral do grupo do epidoto no granodiorito. Visada em planta...88
Foto 4.45: Encraves máficos associados ao granitoide. Visada em planta. O martelo indica o norte...89
Foto 4.46: Encrave máfico associado ao migmatito metatexítico estromático e ao ortognaisse.
Notar diques félsicos truncando as rochas. Visada em perfil para SSW...90
Foto 4.47: Encraves máficos no ortognaisse. Observar que alguns deles são truncados pelo encaixante, o que sugere que, além da mistura física, houve mistura química. Visada em planta. A bússola indica o norte...90
Foto 4.48: Dique félsico granítico pegmatítico truncando o ortognaisse. Visada em planta. A bússola indica o norte...91
Foto 4.49: Dique granítico truncando dique máfico. Observar bifurcação, o que indica que se propagou de ESE para WNW. Notar o crescimento dos grãos de feldspato ortogonal às paredes da encaixante máfica. Visada em planta. A caneta indica o norte...91
Foto 4.50: Afloramento do granitoide. Visada em seção para W...92
18 Foto 4.51: Encraves máficos associados ao granitoide. Visada em perfil para E. O martelo indica o norte...92
Foto 4.52: Dique granítico com pórfiros de feldspatos alcalinos orientados segundo a foliação magmática (S0). Visada em planta. A bússola indica o norte...93
Foto 4.53: Dique félsico em contato brusco bem marcado com a encaixante ortognáissica.
Visada em planta. A bússola indica o norte...94
Foto 4.54: Detalhe do nível pegmatoide do ortognaisse com feições sugerindo o
“entelhamento” dos grãos durante o fluxo magmático. Visada em planta. A bússola indica o norte...94
Foto 4.55: Concentração de magnetita em dique félsico no migmatito sem granada. Visada em planta e perfil para NW. A bússola indica o norte...95
Foto 4.56: Dique máfico com geometria tabular e contatos bruscos e retos com o ortognaisse.
Observar espessura de aproximadamente 1,2 m. Notar segmentação para a esquerda. Visada em perfil para NW. O martelo indica o norte...96
Foto 4.57: Dique máfico tabular de menor espessura. Visa em perfil. O martelo indica o norte...96
Foto 4.58: No primeiro plano observam-se diques de granitos truncando ortognaisse bem como o encrave máfico deformado. No segundo plano tem-se um dique máfico cortando as rochas. Visada panorâmica e o martelo indica o norte...97
Foto 4.59: Diques félsicos truncando o dique máfico. Observar contato irregular com encaixante gnaissificada. Visada em planta. O martelo indica o norte...97
Foto 4.60: Dique granítico truncando dique máfico. Visada em planta. O martelo indica o norte...98
19 Foto 4.61: Xenólito do ortognaisse no dique máfico. Visada em planta. A bússola aponta para o norte...98
Foto 4.62: Bifurcação apresentada por dique máfico mais novo. Visada em seção para SE..99
Foto 4.63: Esfoliação esferoidal visível próximo ao cabo do martelo no dique máfico indeformado. Visada em planta. O martelo indica o norte...99
Foto 4.64: Aspecto macroscópico das rochas carbonáticas. Visada em planta...100
Foto 4.65: Vista panorâmica dos ortoconglomerados. Visada em perfil para NE...101
Foto 4.66: Vista panorâmica com fragmentos de rocha rolados e areias de praia. Visada em perfil para NW...101
Foto 4.67: Estrutura do tipo augen contornada pela xistosidade, que é marcada, principalmente, por grãos de biotita. Visada em planta...103
Foto 4.68: Dobras desenvolvidas no ortognaisse (augen-milonito). Visada em planta. A caneta indica o norte...104
Foto 4.69: Lineação de estiramento mineral de baixo rake associada ao paragnaisse migmatítico. Visada em planta...105
Foto 4.70: Lineação de estiramento mineral de alto rake em paragnaisse migmatítico metatexítico estromático. Visada em perfil para NW...105
Foto 4.71: Dobras intrafoliais, isoclinais, sem raiz, associadas ao leucossoma do migmatito estromático. Foliação Sn’, em verde, que está paralelizada à foliação Sn”, em vermelho, formando a superfície Sn’//Sn”. Visada em planta. A bússola indica o norte...106
Foto 4.72: Bandamento e xistosidade dobrados no metatexito estromático. Visada em planta.
A bússola indica o norte...107
20 Foto 4.73: Dobra fechada, harmônica, com chaneira arredondada em metatexito estromático.
Visada em planta. O martelo indica o norte...107
Foto 4.74: Leucossoma do migmatito estromático dobrado. Visada em planta. A bússola indica o norte...108
Foto 4.75: Dobras parasíticas, assimétricas, em “Z” no paragnaisse migmatítico. Visada em planta. A bússola indica o norte...108
Foto 4.76: Figura de interferência em laço, do tipo 3 de Ramsay (1967), em paragnaisse migmatítico. Visada em planta. A bússola indica o norte...109
Foto 4.77: Zona de cisalhamento dúctil-rúptil com movimento aparente dextral em paragnaisse migmatítico sem granada. Observar que o dique granítico também é afetado pelo deslocamento. Visada em planta. A bússola indica o norte...110
Foto 4.78: Zona de cisalhamento truncando granodiorito. Visada em planta. O martelo indica o norte...111
Foto 4.79: Juntas de resfriamento tranversais próximas ao contato entre o dique máfico e o paragnaisse migmatítico. Visada em planta. O martelo indica o norte...111
Foto 4.80: Falha com deslocamento aparente dextral em dique félsico que trunca o dique máfico mais velho. Visada em planta...112
Foto 4.81: Dobras de arrasto em dique máfico. Visada em planta. A bússola indica o norte...112
21 LISTA DE ANEXOS
Apêndice 1...
22
CAPÍTULO 1 - CONSIDERAÇÕES INICIAIS
1.1. Introdução
Na Praia do Farol de Itapuã, região metropolitana de Salvador, afloram rochas de alto grau metamórfico, polideformadas e metamorfisadas que, por vezes, estão migmatizadas.
Esses litotipos estão inseridos na porção setentrional do Cráton do São Francisco (ALMEIDA, 1977) onde ocorre o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (BARBOSA &
SABATÉ, 2003). Esse orógeno compreende dois principais segmentos: um mais a oeste, denominado Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá, e outro mais a leste, denominado Cinturão Salvador-Esplanada. Essa monografia teve como foco o estudo petrográfico e estrutural de um conjunto de afloramentos que ocorrem nessa praia com vistas a colaborar com o modelo de evolução deformacional e tectônica regional dessa porção do Cráton do São Francisco.
1.2. Localização e acesso
A área de estudo localiza-se nas proximidades do Farol de Itapuã, na cidade de Salvador, Estado da Bahia (Figura 1.1). Partindo do Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia (IGEO-UFBA), o acesso à área pode ser feito por meio de veículos de duas (bicicleta ou moto) ou quatro rodas (carro ou ônibus) através de via asfaltada (Figura 1.2).
23
Figura 1.1: a) Mapa com os limites do Estado da Bahia; b) Mapa de situação da área de trabalho.
Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado da Bahia, SEI-BA (2000).
Figura 1.2: Mapa de localização da área de estudo.
Fonte: Google Earth (2013).
24 1.3. Contextualização e apresentação do problema
Rochas metamórficas de alto grau se formam em condições de alta pressão e temperatura associadas ao metamorfismo regional. Em especial, as rochas paraderivadas apresentam uma mineralogia particular que muitas vezes é indicativa das condições de pressão e temperatura às quais foram submetidas. A cidade de Salvador, integrante do Cinturão Salvador-Esplanada, possui um rico acervo de rochas granulíticas e estruturas deformacionais que podem servir como um laboratório natural no estudo da evolução geológica da porção setentrional do Cráton do São Francisco e do Cinturão Salvador- Esplanada.
Nos afloramentos do Farol de Itapuã ocorrem boas exposições de rochas orto e paraderivadas as quais foram submetidas a fases de deformação progressivas e ao metamorfismo regional, bem como rochas de ígneas indeformadas. Nesse sentido, surgem as seguintes questões: qual a constituição litológica das rochas dos afloramentos do Farol de Itapuã? Qual a relação geológica entre as rochas ígneas e as metamórficas, orto e paraderivadas desses afloramentos? Qual a história evolutiva, deformacional e metamórfica, das rochas cartografadas?
Responder a essas perguntas representa dar um passo significativo no entendimento da evolução do Cinturão Salvador-Esplanada.
1.4. Objetivos
Este trabalho tem como objetivo principal, contribuir com o entendimento da geologia do Cinturão Salvador-Esplanada.
Como objetivos específicos, tem-se:
a) identificar e classificar os litotipos que ocorrem no lado leste do Farol de Itapuã;
b) inventariar o arcabouço estrutural da área e as relações estruturais entre as unidades aflorantes;
c) propor um modelo geológico evolutivo para a área de trabalho.
1.5. Justificativa
Apesar de estar inserido no Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, poucos estudos foram realizados contemplando o Cinturão Salvador-Esplanada. Em sua porção sul, alguns trabalhos científicos já foram realizados com ênfase nas rochas de alto grau da cidade de Salvador, podendo ser citados os trabalhos de Fujimori & Allard (1966), Jesus (1978), Fujimori (1988),
25 Barbosa et al. (2005), Cruz et al. (2005), Souza (2008, 2009), Abrahão Filho (2009), Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) e Souza (2013), dentre outros. Esses trabalhos foram de fundamental importância à busca pelo conhecimento dessa porção do Cinturão Salvador- Esplanada.
Embora o afloramento do Farol de Itapuã já tenha sido alvo de estudo por Jesus (1978), incertezas ainda persistem sobre a relação e assinatura estrutural entre as unidades cartografadas e sobre as paragêneses minerais associadas com o metamorfismo. Além disso, embora hajam rochas migmatíticas, ainda pouco se sabe sobre esses tipos morfológicos a luz dos novos conceitos publicados por Sawyer (2008) e Sawyer & Brown (2008). Visando contribuir com o entendimento da evolução geológica desse cinturão, foi realizada a análise petrográfica e análise estrutural em rochas paraderivadas, as quais possuem paragêneses índices que podem permitir estimar condições de temperatura e pressão do metamorfismo ocorrente, e ortoderivadas e, dessa forma, proceder a uma pesquisa científica para a área de trabalho.
1.6. Método de trabalho
Para efetuar os objetivos propostos, foram realizadas as seguintes atividades:
a) Revisão bibliográfica através do levantamento de artigos científicos, monografias de Graduação, Dissertações de Mestrado, Teses de Doutorado e livros didáticos que abordem temas relacionados à área de estudo.
b) Trabalhos de campo visando o mapeamento geológico na escala 1:1000 e coleta de amostras. Esses trabalhos totalizaram 20 dias efetivos.
c) Levantamento do arcabouço estrutural através da metodologia clássica da análise estrutural com posicionamento espacial das estruturas identificadas. Os dados obtidos foram organizados em tabelas do Excell e tratados através do programa Stereonet (DUYSTER, 2000).
d) Estudos petrográficos em 31 seções delgadas visando a identificação dos litotipos existentes na área de estudo e a determinação das paragêneses minerais associadas com o metamorfismo.
e) Organização dos dados e elaboração da versão final da Monografia.
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CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
2.1. O Cráton do São Francisco
A área de trabalho integra a porção setentrional do Cráton do São Francisco, definido por Almeida (1977), cujo substrato mais velho que 1,8 Ga foi consolidado no período Orosiriano (2050-1800 Ma). Essa unidade tectônica aflora em quase todo o Estado da Bahia e se prolonga até os estados de Minas Gerais, Sergipe, Pernambuco e Goiás. Seus limites são marcados pelas faixas de dobramentos e cavalgamentos Sergipana, a nordeste, Riacho do Pontal, a norte, Rio Preto, a noroeste, Brasília, a oeste, e Araçuaí, a sudeste (ALMEIDA, 1977). Como unidades de cobertura têm-se as rochas metassedimentares paleo/meso e neoproterozóicas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, respectivamente (ALKMIM et al., 1993). Além disso, ocorrem rochas sedimentares e sedimentos do Fanerozóico (Figura 2.1).
Recentemente, Cruz & Alkmim (2006) sugeriram que a região a sul da latitude 13°S, e que compreende parte do Bloco Gavião, na zona de interferência entre o Aulacógeno do Paramirim (sensu PEDROSA-SOARES, 2001) e a Faixa Araçuaí, seja descratonizada, tendo em vista a existência de deformações endodérmicas envolvendo o substrato desse aulacógeno.
Na sua porção setentrional, o Cráton do São Francisco foi dividido nos blocos Gavião, Serrinha, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá por Barbosa & Sabaté (2002, 2003, 2004), que na realidade correspondem a placas tectônicas. Recentemente, baseado nas pesquisas de Oliveira et al. (2002, 2004a, b, 2010) foi proposta a existência do Bloco Uauá, cuja área de exposição anteriormente estava inserida no contexto do Bloco Serrinha por Barbosa & Sabaté op. cit..
Durante o Paleoproterozóico, a colisão desses blocos estruturou o Orógeno Itabuna-Salvador- Curaçá compartimentado nos cinturões granulíticos Itabuna-Salvador-Curaçá e Salvador- Esplanada.
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Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco e suas coberturas paleo/meso e noeproterozóicas representadas pelas sequências Espinhaço/Macaúbas/Bambuí, além das faixas marginais brasilianas e coberturas fanerozóicas. Destaca-se a nova delimitação com a Faixa Araçuaí. A área de estudo encontra-se na região Salvador ressaltada em vermelho.
Fonte: Modificado de Alkmim (2004).
2.2. Unidades do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá
O Bloco Gavião é representado por litotipos arqueanos do tipo tonalito/trondhjemito/granodiorito-TTG que estão intercalados com anfibolitos e apresentam estrutura gnáissica bem marcante (Figuras 2.2 e 2.3). Sequências metavulcano-sedimentares e do tipo Greenstone Belts ocorrem distribuídas nesse bloco.
De acordo com Bastos Leal (1998), Barbosa & Sabaté (2003) e Barbosa et al. (2012), três grupos geocronológicos de TTG’s foram individualizados pelo método U-Pb. Essas rochas encontram-se gnaissificadas e migmatizadas e, nesse contexto, feições do tipo
28 nebulítica, schlieren, estromática, dentre outras, são presentes (Bastos Leal 1998). O primeiro grupo foi datado de 3,4 a 3,2 Ga, sendo interpretado por Martin et al. (1991), através de modelagens geoquímicas, como produto de fusão de basaltos toleiíticos deixando anfibolitos ricos em granada ou eclogitos como resíduos. Com base em análises isotópicas U-Pb (SHRIMP, Laser Ablation e evaporação), e idades modelo Sm-Nd, em zircão, os litotipos deste bloco foram qualificados como os mais antigos da América do Sul, com idades de até 3,4 e 3,6 Ga (SANTOS PINTO et al., 1998; BARBOSA et al. 2012). O segundo grupo, de origem similar ao grupo anterior, mas com contaminação crustal, apresentou idades entre 3,2 a 3,1 Ga. O terceiro grupo, de composição granítica-granodiorítica, foi datado de 2,8-2,7 Ga e interpretado como produto da fusão parcial de crosta continental mais antiga, TTG, por Santos-Pinto (1996).
Além dos TTG’s, no Bloco Gavião ainda podem ser identificadas sequências do tipo Greenstone Belts e similares, tais como Contendas-Mirante, Umburanas, Guajeru, Mundo Novo, Lagoa do Alegre, Salitre-Sobradinho, Barreiro-Colomi, Tiquara, Brumado, Ibitira- Ubiraçaba, Riacho de Santana, Boquira, Caetité-Licínio de Almeida, Urandi e Ibiajara que, de acordo com Mascarenhas & Silva (1994), Marinho (1991), Cunha et al. (1996) e Bastos Leal (1998), se formaram em bacias intracratônicas com produção inicial de rochas vulcânicas continentais com idades em torno de 3,3 Ga.
Ainda integram esse conjunto granitoides arqueanos a neoproterozóicos que foram individualizados por Barbosa et al. (2012) a partir de uma integração de dados. Aqui, enfatizar-se-ão os de idade riaciana a orosiriana. Esses se encontram principalmente no Lineamento Contendas-Mirante/Jacobina e são representados pelos granitoides Campo Formoso, Carnaíba, Cachoeira Grande, Flamengo, Jaguarari, Serra do Meio, todos da parte norte do Bloco Gavião. Nas porções central, sul e oeste, estão localizados os granitoides Aracatu, Mariana, Serra da Franga, Umburanas, Rio do Paulo, Caculé, Iguatemi, Espírito Santo, Gameleira, Anagé-Pau de Colher, Riacho das Pedras, Caetano e Aliança, Lagoa Grande e Lagoinha, Guanambi-Urandi, Cara Suja, Ceraíma, Estreito, Jussiape, Ibitiara, Boquira, Veredinha e Lagoa Real.
O Bloco Serrinha (Figura 2.4) foi dividido por Oliveira et al. (2010) no Complexo Santa Luz e no Cinturão Caldeirão, além de corpos de granitoides riacianos e orosirianos. No Complexo Santa Luz, substrato do Greenstone Belt Serrinha/Rio Itapicuru (MASCARENHAS, 1976; KISHIDA, 1979), afloram orto/paragnaisses e migmatitos com anfibolitos subordinados, no geral na fácies anfibolito. Na porção sul do Complexo Santa Luz
29 ocorre o Peridotito Cromitífero de Santa Luz, onde são feitas atividades explotatórias de cromo (BARBOSA et al. 2012). De acordo com Oliveira et al. (2010), análises geoquímicas dos elementos maiores e do grupo da platina (EGP) para os cromititos maciços sugeriram assinatura ofiolítica para essas rochas. Por sua vez, no Cinturão Caldeirão (OLIVEIRA et al., 2010) afloram rochas paraderivadas, quartzíticas e anfibolíticas que foram gnaissificadas.
Zircões encontrados nos quartzitos foram datados pelo método U-Pb (SHRIMP) por Oliveira et al. (2002) e Mello et al. (2006) e apresentaram idades de cristalização entre 3.204 e 3.051 Ma e de metamorfismo em 2.076±10 Ma.
Figura 2.2: Bloco Gavião, parte norte.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
30
Figura 2.3: Bloco Gavião, partes oeste, central e sul.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
31
Figura 2.4: Compartimentação geológica do Bloco Serrinha.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
De acordo com Oliveira et al. (2002, 2004a, b, 2010), o Bloco Uauá (Figura 2.5) representa um corpo alóctone que foi deslocado de sul para norte e aglutinado à parte oriental do Bloco Serrinha durante a tectônica riaciana-orosiriana que estruturou o Orógeno Itabuna- Salvador-Curaçá. Esse bloco foi subdividido nos complexos Uauá e Lagoa da Vaca e no Greenstone Belt do Rio Capim. Além disso, ocorrem corpos de granitoides, ademais uma malha de diques máficos responsável pela discriminação do referido bloco, de acordo com Barbosa et al. (2012). Segundo estes autores, o Complexo Uauá é composto por ortognaisses, migmatitos e granitoides, além de rochas básicas e ultrabásicas subordinadas, que são muito semelhantes ao Complexo Santa Luz do Bloco Serrinha. Idades entre 3,2 e 2,9 Ga foram
32 obtidas em zircões através dos métodos U-Pb e Pb-Pb (SHRIMP e ID-TIMS) para rochas desse complexo (PAIXÃO & OLIVEIRA, 1998; OLIVEIRA et al. 2002a, b; MELLO et al., 2006; RIOS et al., 2009). Cordani et al. (1999) obtiveram idade modelo (TDM) de 3,4 Ga para alguns gnaisses na porção central desse complexo (BARBOSA et al. op cit.). Paixão &
Oliveira (1998) consideraram o Complexo Lagoa da Vaca como o corpo ígneo intrusivo anortosítico mais velho do Cráton do São Francisco, com idade isocrônica (Pb-Pb) em rocha total de 3.161±65 Ma.
O Bloco Jequié (Figura 2.6), por sua vez, compreende rochas arqueanas, granulíticas e migmatizadas, com encraves de rochas supracrustais com idade modelo Sm-Nd (TDM) em torno de 3,0 e 2,9 Ga (WILSON 1987, MARINHO 1991, MARINHO et al. 1994). Essas litologias são intrudidas por rochas graníticas a granodioríticas de alto e baixo Ti, que foram datadas de 2,8 a 2,7 Ga pelos métodos Rb-Sr e Pb-Pb (em rocha total) e U-Pb SHRIMP (zircão) e que foram metamorfisadas e transformadas em granulitos charnockíticos, charnoenderbíticos e enderbíticos (WILSON, 1987; ALIBERT & BARBOSA, 1992;
FORNARI & BARBOSA, 1994; SILVA et al., 2002; MACEDO, 2006; TEIXEIRA-SOUZA, 2012). A característica intrusiva desses granitoides é evidenciada pela ocorrência de mega- encraves de migmatitos/granulitos em alguns domínios segundo Teixeira-Souza (2012).
Ainda de acordo com esse autor, essas intrusões fundiram parcialmente rochas supracrustais preexistentes originando granitos do tipo “S”, além de servirem de força motriz para a formação de estruturas dômicas. Tanto o componente mais antigo como o mais novo deste bloco constituíram o embasamento de bacias (BARBOSA et al., 2003), onde basaltos e andesitos basálticos, cherts, formações ferríferas bandadas, grafititos e kinzigitos se acumularam (BARBOSA, 1990). Durante a colisão paleoproterozóica, riaciana-orosiriana, essas rochas também foram intensamente deformadas e re-equilibradas na fácies granulito (BARBOSA et al., 2012).
33
Figura 2.5: Compartimentação geológica do Bloco Uauá.
Fonte: Modificado de Barbosa et al., 2012.
O Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Figuras 2.7 e 2.8) consiste de tonalitos e trondhjemitos de idade mesoarqueana a paleoproterozóica, que foram interpretados como resultado da fusão de crosta oceânica toleiítica, e monzonitos shoshoníticos de 2,4 Ga, além de monzodioritos (BARBOSA & SABATÉ, 2003). Este segmento do cráton também inclui corpos charnockíticos de 2,6 Ga e faixas de rochas supracrustais (quartzitos com granada, gnaisses alumino-magnesianos com safirina, grafititos e formações manganesíferas), além de gabros/basaltos de fundo oceânico e/ou bacias back-arc (TEIXEIRA, 1997). Todos esses litotipos foram re-equilibrados na fácies granulito durante a colisão riaciana-orosiriana
34 (BARBOSA et al., 2012). Baseado em diversos autores, Barbosa & Sabaté (2003) propuseram que zonas de subducção, arcos de ilhas e bacias back-arc de idade neoarqueana foram os ambientes predominantes durante a construção do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá.
Especificamente para as rochas granulíticas, Barbosa & Sabaté (2002) identificaram dois cinturões principais, que denominaram de Cinturão Salvador-Esplanada, a leste, e Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste. A área de estudo situa-se no primeiro.
Figura 2.6: Compartimentação geológica do Bloco Jequié.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
35
Figura 2.7: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte norte.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
36
Figura 2.8: Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, parte sul.
Fonte: Barbosa et al. (2012).
37 O Cinturão Salvador-Esplanada (BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996) (Figura 2.9) ou Faixa Salvador-Esplanada, se estende desde a cidade Salvador (BA) até Boquim (SE) e apresenta orientação geral N045°. Em Sergipe o embasamento comporta os Complexos Gnáissico-Migmatítico e Granulítico onde ocorrem biotita gnaisses migmatíticos deformados com encraves de anfibolitos, granitoides aluminosos e alcalinos, ortognaisses migmatíticos granodioríticos metatexíticos bandados a diatexíticos nebulíticos, biotita ortognaisses tonalíticos a granodioríticos, além de augen gnaisses graníticos, bem como corpos gábricos e diques máficos (OLIVEIRA JÚNIOR, 1990; DALTON DE SOUZA et al., 2001). Na porção baiana, Oliveira-Júnior (1990) subdividiu esse cinturão em dois domínios estruturais. No ocidental, individualizou o que ele denominou de Zona de Aporá-Itamira e Suíte Granitoide Teotônio-Pela Porco, e no oriental, a Zona Salvador-Conde. A primeira compreende, majoritariamente, milonitos retrógrados. Nos locais onde houve pouca ou nenhuma milonitização pode-se reconhecer migmatitos do tipo dobrado, schlieren e estromático, granulitos, além de ortognaisses com termos félsicos, tonalítico-granodioríticos, e máficos, gabróicos (BARBOSA et al., 2012). Segundo Oliveira Júnior (1990), esta Zona tem aproximadamente 75 km de extensão e cerca de 10 km de largura, possui direção NE-SW, e as estruturas de cisalhamento possuem movimentação geral sinistral. A foliação milonítica com mergulhos de 75 a 85° para noroeste seria resultante da transposição de uma foliação ou bandamento anterior e os processos de deformação foram acompanhados de retrometamorfismo (BARBOSA et al., 2012). Nas partes menos cisalhadas as paragêneses são da fácies anfibolito, enquanto nas mais cisalhadas predominam as paragêneses da fácies xisto verde (OLIVEIRA JÚNIOR, 1990). Na Suíte Granitoide Teotônio-Pela Porco encontram-se granitos e quartzo-monzogranitos cálcio-alcalinos e metaluminosos (OLIVEIRA JÚNIOR, 1990). Silva et al. (2002) realizou estudos geocronológicos U-Pb (SHRIMP, em zircão) no Granodiorito Gnáissico Aporá, tendo obtido a idade 2.924±25 Ma, que foi interpretada como sendo a de cristalização dessas rochas.
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Figura 2.9: Compartimentos geológicos do Cinturão Salvador-Esplanada.
Fonte: Modificado de Barbosa et al., (2012).
39 Na Zona Salvador-Conde, onde se encontra a área de estudo, poucos foram os trabalhos acadêmicos realizados, sendo concentrados na região de Salvador, podendo ser citados Fujimori & Allard (1966), Jesus (1978), Corrêa Gomes et al. (1996), Barbosa et al.
(2005), Cruz et al. (2005), Souza (2008, 2009); Abrahão Filho (2009); Souza et al., (2010), Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) Souza & Barbosa (2011), Cruz (2013), Alves (2013) e Alem Marinho (2013), dentre outros. No geral, predominam rochas granulíticas, orto e paraderivadas, que serão descritas no item 3.4 desse capítulo.
2.3. A Colisão paleoproterozóica e desenvolvimento do Orógeno Itabuna-Salvador- Curaçá
Durante o Riaciano e o Orosiriano (2.3 a 1.8 Ga) as placas continentais Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha colidiram originando o Orógeno Itabuna- Salvador-Curaçá (BARBOSA & SABATÉ, 2002). Segundo esses autores, essa colisão ocorreu de forma oblíqua e com aproximação das placas segundo a orientação NW-SE (FIGURA 2.10). Nesse contexto houve a formação de zonas de cisalhamento reversas dúctil- rúpteis e dobras recumbentes geradas durante a fase tangencial de deformação. Essas estruturas foram sucedidas por um segundo conjunto de dobras normal-horizontais e por zonas de cisalhamentos transcorrentes tardias com orientação geral N-S (ALVES DA SILVA
& BARBOSA, 1997).
Segundo Barbosa et al. (2012), lineações de estiramento mineral, no geral, de baixa obliquidade, marcadas por quartzo, plagioclásio, clino e ortopiroxênio, hospedam-se em foliações e apresentaram um paralelismo com os eixos de dobras intrafoliais. Indicadores cinemáticos do tipo S/C sugeriram movimento real predominante sinistral a sinistral reverso para zonas de cisalhamento (BARBOSA et al., 2007). Essas deformações tardias foram responsáveis pela formação de zonas de cisalhamento retrógradas. Corpos sieníticos tardi- orogênicos (Itiúba, São Félix), com idades de 1.9 a 2.1 Ga se alojaram nessas zonas e intrudiram os granulitos (CONCEIÇÃO et al., 1993; ROSA et al., 2001; OLIVEIRA et al., 2002). De acordo com Sabaté (1991), o Lineamento Contendas-Jacobina foi uma das estruturas resultante dessa convergência, sendo marcada pela intrusão de numerosos plútons de granitoides sin a tarditectônicos. A geometria final relacionada com as transcorrências está associada com uma estrutura em flor positiva de caráter regional que superpôs rochas de alto grau metamórfico sobre litotipos de médio e estes sobre os de baixo grau.
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Figura 2.10: Posições postuladas para as placas paleoproterozóicas durante a colisão riaciana-orosiriana
Fonte: Barbosa & Sabaté (2003).
No metamorfismo de alto grau, associado com a evolução do Orógeno Itabuna- Salvador-Curaçá, de idade riaciana-orosiriana, no setor sul desse orógeno predominaram condições de pressões em torno de 7 kbar e temperaturas de cerca de 850°C (BARBOSA, 1990, 1997), com idade de pico metamórfico em, aproximadamente, 2,05 Ga (PEUCAT et al., 2011). A geração desses granulitos estaria associada com processos tectônicos colisionais que levaram a um espessamento crustal.
Em granulitos alumino-magnesianos que afloram nesse setor do orógeno, Silva (1991 apud BARBOSA et al., 2012) identificou a paragênese safirina + quartzo indicando pressões acima de 9 kbar. Barbosa et al. em preparação, para os mesmos granulitos alumino- magnesianos e tonalíticos com granada, indicaram pressões de 10 kbar e temperaturas em torno de 1000°C (BARBOSA et al. op cit.).
41 Nos gnaisses de alto grau do setor norte do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, reações de destruição das paragêneses granada + quartzo ou granada + cordierita e produção de simplectitos de ortopiroxênio + plagioclásio têm sido interpretadas como indicação de alívio de pressão associada com a formação de grandes thrusts, estes responsáveis por trazerem blocos de rochas de grandes profundidades para as partes mais rasas da crosta (BARBOSA &
SABATÉ, 2003).
Em granulitos básicos com granada desse mesmo setor, Barbosa (1986) identificou a reação granada + quartzo = ortopiroxênio + plagioclásio como relacionada ao metamorfismo progressivo, além de determinar temperaturas de equilíbrio metamórfico de 820 a 830°C e pressões de 4 a 5 kbar. Por sua vez, Barbosa (1986) e Barbosa & Fonteilles (1989) propuseram a seguinte reação: hornblenda + quartzo = ortopiroxênio + plagioclásio ± clinopiroxênio + H2O para explicar a textura coronítica de piroxênio em hornblenda. Além disso, identificaram a presença de titânio no anfibólio e com isso justificaram a preservação deste mineral em condições granulíticas (>800°C). Estudando pares de clinopiroxênio + ortopiroxênio e granada + clinopiroxênio, Barbosa (1994) definiu temperaturas de 830 a 850°C e pressões de 5 a 7 kbar para o background do metamorfismo. Paragêneses portadoras de safirina e subsaturadas em sílica presentes em encraves de granulitos alumino-magnesianos posicionados na parte norte do orógeno, indicam temperaturas em torno de 1000°C e pressões de 8 a 10 kbar e permitem interpretar um metamorfismo como de ultra alta temperatura, onde houve a fusão parcial desses granulitos com produção de granitos do tipo S (LEITE et al., 2009). Peucat et al. (2011) obteve a idade média de 2083±5 Ma, riaciana, para o metamorfismo paleoproterozóico na porção sul do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Barbosa et al. (2004) sugeriu temperaturas acima de 900°C para a paragênese hercinita + quartzo nas encaixantes do Domo de Brejões no Bloco Jequié. De acordo com esses autores, essas temperaturas podem ser explicadas pelo calor da intrusão charnockítica que ocorreu no pico do metamorfismo responsável também pela produção de granitos do tipo S a partir da fusão parcial de granulitos alumino-magnesianos.
Para o metamorfismo regressivo, nos granulitos básicos granatíferos, Barbosa (1986) sugeriu a seguinte reação: ortopiroxênio + plagioclásio = granada + quartzo para explicar a diminuição de temperatura e pressão. Nos granulitos charnockíticos, charnoenderbíticos e enderbíticos, simplectitos de hornblenda + quartzo e biotita + quartzo ao redor de piroxênio e opacos evidenciam queda de pressão e temperatura do metamorfismo durante a ascensão das rochas à superfície devido a uma estrutura em flor positiva (BARBOSA, 1986).
42 A figura 2.11 mostra o zoneamento metamórfico do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá e áreas contíguas.
Figura 2.11: Mapa do zoneamento metamórfico do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Fonte: Barbosa et al., (2012).
2.4. Geologia da cidade de Salvador
Os granulitos da cidade de Salvador representam o embasamento da Bacia do Recôncavo. Baseado na tectônica extensional mesozóica, jurássica superior a cretácia inferior, Barbosa et al. (2005) subdividiram a cidade de Salvador em três domínios geológicos principais (Figura 2.12):
I. Alto de Salvador: representa um horst limitado a oeste pela Falha de Salvador e a leste pela Falha do Jardim de Alah e secionado em duas partes pela Falha do Iguatemi. Na porção ocidental, de altitudes maiores que 60m, ocorrem rochas granulíticas. Na oriental, predominam rochas da fácies anfibolito, e altitudes menores que 30m;
43 II. Bacia do Recôncavo: preenchida por sedimentos predominantemente terrígenos, siliciclásticos, mesozóicos a cenozoicos. Na cidade de Salvador afloram as unidades da Formação Salvador e do Grupo Ilhas;
III. Margem Costeira Atlântica: compreende rochas miocênicas do Grupo Barreiras, sedimentos neógenos e quaternários, inconsolidados, areno-argilosos e conglomeráticos, além de beach rocks.
Figura 2.12: Modelo digital de terreno onde se encontra a área de estudo. Notar contraste topográfico e controle estrutural. BR–Bacia do Recôncavo, HS–Horst de Salvador e MCA–Margem Costeira Atlântica.
Fonte: Adaptado de Oliveira (2010).
As rochas granulíticas do Alto de Salvador foram estudadas em detalhe. De acordo com Jesus (1978), Corrêa Gomes et al. (1996), Barbosa et al. (2005), Souza (2008, 2009), Abrahão Filho (2009), Souza et al., (2010), Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) Souza &
Barbosa (2011), Cruz (2013), Alves (2013) e Alem Marinho (2013), na cidade de Salvador ocorrem migmatitos, granulitos paraderivados, alumino-magnesianos que, por vezes, estão associados a quartzitos com granada e ortopiroxênio, bem como granitos granadíferos. Rochas granulíticas básicas a ultrabásicas apresentam-se como encraves usualmente em forma de boudins. Granulitos ortoderivados tonalíticos a monzocharnockíticos e quartzo monzodioríticos também ocorrem.
44 Recentemente, Souza (2013) publicou o Mapa Geológico da cidade de Salvador, tendo sido discriminados granulitos ortoderivados charnoenderbíticos, tonalíticos, quartzo- monzodioritos e monzocharnockíticos, granulitos praderivados alumino-magnesianos, granulitos básicos, quartzitos, diques máficos e sieno-monzograníticos (Figura 2.13).
Esses litotipos frequentemente apresentam estrutura gnáissica. De acordo com Barbosa et al., (2005), os granulitos alumino-magnesianos são restitos da fusão parcial de pelitos Segundo esses autores, associados a estes granulitos ocorrem leucogranitos anatéticos a granada e, por vezes, cordierita, considerados como os “líquidos” dessa fusão. Os quartzitos com granada, também associados aos granulitos alumino-magnesianos, são produtos do metamorfismo de cherts impuros (BARBOSA & FONTEILLES, 1989). Por outro lado, Fujimori & Fyfe (1984) propuseram para as rochas ricas em granada e minerais alumino- magnesianos do Farol da Barra protólitos paleossolos aluminosos. De acordo com Barbosa et al. (2005), os granulitos básicos representam basaltos que foram metamorfisados. Desta forma, segundo estes autores, os encraves ultramáficos são produtos da cristalização de magmas toleiíticos magnesianos e os gabróicos de magmas toleiíticos com alto Ti e Fe ou toleiíticos a cálcio-alcalinos ricos em SiO2 e Al2O3 que posteriormente forammetamorfisados.
Além disso, as rochas tonalíticas e charnoenderbíticas representam um magmatismo intermediário de baixo K e de alto K, respectivamente, com química cálcio-alcalina.
Truncando os granulitos ocorrem diques composição monzo-sienogranítica e diabásica. Os diques máficos de Salvador foram estudados por Mestrinho et al. (1988), Moraes-Brito et al. (1989), Moraes Brito (1992) apud BARBOSA et al. op cit.; Corrêa Gomes et al. (1996); Cruz, (2013), dentre outros. Essas rochas foram agrupadas em dois conjuntos por Moraes-Brito et al. (1989): uma mais antigo e outro mais jovem. O conjunto mais antigo encontra-se deformado e apresenta química cálcio-alcalina. Os mais jovens estão indeformados e apresentam assinatura toleiítica. Esses diques não metamórficos são típicos de ambiente intraplaca e provenientes de fonte enriquecida (BRITO et al., 1991; MORAES- BRITO et al., 1993; CRUZ, 2013).
Segundo Barbosa et al. (2005), os diques graníticos mostram tendência subalcalina e peraluminosa. Um granitoide da Praia da Paciência foi datado por Souza et al. (em elaboração), pelo método U-Pb Laser Ablation, em zircão, tendo obtido a idade de 2.064±6 Ma (BARBOSA et al., 2012).
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Figura 2.13: Mapa geológico simplificado da cidade de Salvador com indicação da área de estudo.
Fonte: Adaptado de Souza-Souza (2010).
46 A partir de estudos na parte oeste do Horst de Salvador, Barbosa et al. (2005) e Cruz et al. (2005) identificaram pelo menos duas fases dúcteis, uma dúctil-rúptil e uma rúptil.
Inicialmente, se formaram dobras fechadas a isoclinas, recumbentes, com planos axiais pouco inclinados e eixos sub-horizontais, bem como lineações de estiramento mineral dip-slip.
Houve sequente redobramento, estruturando dobras abertas a fechadas com planos axiais sub- verticais com charneiras de baixo caimento. Posteriormente, zonas de cisalhamento transcorrentes foram nucleadas aproveitando as superfícies axiais sub-verticais anteriores com formação de lineação de estiramento mineral strike-slip (Figura 2.14).
Figura 2.14: Configuração em três dimensões das diferentes fases de deformação dúcteis e dúctil-rúptil das rochas metamórficas do Alto de Salvador.
Fonte: Barbosa et al., (2005).
Em relação às estruturas rúpteis, de acordo com Barbosa et al. (2005), essas estruturas foram organizadas em ordem de idade decrescente a seguir com relação à sua orientação da seguinte forma:
1) N60-90°: diques máficos metamórficos e metamonzo-sienograníticos, deformados;
2) N40-70°: diques monzo-sienograníticos, indeformados;
3) N120-160°: diques máficos, indeformados;
4) N30-40°: falhas de Salvador e Iguatemi;
5) N130-140°: falhas transferentes da Bacia do Recôncavo;
47 De acordo com Barbosa et al. (2005), durante a ativação e propagação das fraturas N60-90°, diques máficos metamórficos e metamonzo-sienograníticos penetraram na crosta continental Salvador-Esplanada. Neste conjunto de fraturas ocorrem estruturas do tipo co- mingling sugestivas de colocação de grandes volumes de magma basáltico de altas temperaturas na crosta. Ainda segundo estes mesmos autores, os magmas contrastantes máfico e félsico, com composição próxima da dos “líquidos”, puderam ser injetados mais ou menos simultaneamente nessas fraturas. Para elas, como foram de dimensões reduzidas, o resfriamento das injeções foi relativamente rápido o que resultou em misturas de co-mingling heterogêneas.
Quanto ao metamorfismo, de acordo com Fujimori (1988), rochas com paragênese hiperstênio + safirina e plagioclásio + K-feldspato em equilíbrio foram estudadas na região do Rio Vermelho por Stormer (1973) e Stormer & Whitney (1977), respectivamente. Esses autores sugeriram temperaturas de aproximadamente 1000°C para as primeiras. Para as últimas 750 a 800°C e pressões de 4-8 kbar, para as últimas.
Ao estudar as paragêneses minerais e o metamorfismo dos granulitos do Farol da Barra, Fujimori op. cit. interpretou que essas rochas foram submetidas a três condições de pressão e temperatura: (i) a primeira, em torno de 7,5 – 9 kbar e 840 – 900ºC, representa o pico metamórfico sob condições de fácies granulito de pressão intermediária; (ii) a segunda, com pressões entre 3 kbar e temperaturas de 750ºC, corresponde a um retrometamorfismo com abaixamento de pressão; (iii) a terceira, com pressões entre 6 – 7 kbar e temperaturas entre 525 – 550ºC, sugere um sequente episódio metamórfico.
Silva et al. (1997) datou um granulito tonalítico do Farol da Barra pelo método U-Pb (SHRIMP) tendo obtido uma idade de cristalização de 2.561±7Ma nos centros dos zircões. O metamorfismo foi datado nas bordas dos zircões pelo mesmo método tendo sido obtido a idade de 2.089± 11Ma. Mascarenhas et al. (1986), pelo método K-Ar, sugeriram que os diques máficos metamórficos da cidade são mais velhos que 1,5 Ga.
Para os diques máficos indeformados da porção oeste do Alto de Salvador, foram obtidas idades de 0,92 a 1,1 Ga (D’AGRELLA FILHO et al., 1989 e RENNE et al., 1990 pelo método Ar40-Ar39; HEAMAN, 1991 pelo método Pb207-Pb206). Essas idades foram interpretadas como estando associadas com a cristalização dessas rochas. Através de observações de campo, Corrêa Gomes et al. (1989, 1991) sugeriram que a propagação dos diques de 1,0 Ga ocorreu de SE para NW.
48 A partir de estudos petrológicos, deformacionais e geocronológicos, Souza (2013) estimou condições de P-T-t para as fases de deformação paleoproterozoica para rochas da cidade de Salvador. Essa autora propôs que esses litotipos passaram por, pelo menos, duas fases de natureza dúctil denominadas de Dn, onde foi formada a foliação principal Sn paralela ao bandamento gnáissico, e Dn+1, marcada pela nucleação de zonas de cisalhamento subverticais, predominantemente dextrais. Para a primeira, os estudos termobarométricos mostraram condições de pressão em torno de 8.6 kbar e temperatura por volta de 830°C.
Zircões metamórficos encontrados nas rochas granulíticas foram datados pelo método U-Pb e apresentaram idades de aproximadamente 2,09 Ga, apontado que essa fase é contemporânea ao metamorfismo de alto grau que afetou essas rochas. Para a segunda, forma estimadas condições de pressão de 7.5 kbar e temperatura de 780°C. Em granulitos com granada do afloramento do Farol da Barra, idades U-Th, em monazitas, apontaram valores de 2.06 Ga para a colocação dos corpos e veios monzo-sienograníticos tardi-tectônicos da cidade de Salvador. Esses litotipos foram classificados geoquimicamente como subalcalinos e peraluminosos, enriquecidos em ETRL, e com forte anomalia negativa de Eu. Ademais exibiram valores negativos de ΣNd(t) (-6,08) sendo qualificados como granitos derivados de material crustal. Além disso, exibiram idade-modelo (TDM) em torno de 2,9 Ga para a idade do protólito que deu origem a esses corpos.
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CAPÍTULO 3 – MIGMATITO E METAMORFISMO DE ALTO GRAU
3.1. Migmatito: definição, gênese e classificação
O termo migmatito é usado para denominar uma rocha metamórfica, heterogênea em escala de afloramento, que apresenta duas, ou mais, partes petrologicamente relacionadas e petrograficamente diferentes resultantes dos processos de fusão parcial (anatexia), segregação e migração (SAWYER, 2008; SAWYER & BROWN, 2008; SAWYER et al., 2011;
BROWN, 2012).
Os migmatitos são discutidos na literatura desde o início do século XX, onde se destacou estudo pioneiro feito por Sederhlom em 1907 (MEDEIROS, 2013). Atualmente, Sawyer (2008) e Sawyer & Brown (2008) sintetizaram as informações relevantes sobre esses litotipos (Figura 3.1) com intuito de simplificar os critérios classificatórios, tendo em vista as dificuldades decorrentes das inúmeras classificações existentes. Essas rochas podem ocorrer nas partes internas das auréolas metamórficas contato, nos sítios de alto grau dos cinturões metamórficos de baixa pressão e alta temperatura, nos metamorphic core complexes que expõem grandes áreas da crosta continental média e inferior (PASSCHIER et al., 1993;
WINGE, 1995; MEDEIROS JR, 2009, BROWN, 2012).
De acordo com Winkler (1977), os migmatitos são representantes das condições metamórficas de alto grau e se encontram associados aos terrenos de mais alta temperatura do metamorfismo regional. Essas rochas se formam quando a pressão de fluido for maior que a pressão litostática, caso contrário formar-se-ão os granulitos (WINKLER op cit.; WINGE, 1995). Caso não haja relativa quantidade de fluido no sistema a ocorrência da “fusão a seco”, também conhecida como Fluid-Absent (Dehydration) -Melting (THOMPSON &
CONNOLLY, 1995) e Water-Undersatured Partial Melting Reactions (BOM, 2011) ou Vapor-Absent Melting Reactions (GRANT, 1985 apud BOM, 2011), se efetiva. A fonte de água nessas condições pode ser oriunda de minerais como os filossilicatos (moscovita e biotita) e os anfibólios (BROWN, 2012).
Para a execução dessa monografia, adotou-se a nomenclatura proposta por Sawyer (2008), Sawyer & Brown (2008), Sawyer et al. (2011) e Brown (2012).