UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO

TONALITO-GRANODIORITO UMBAÚBA, CACULÉ, BAHIA

Por: Alex Moura Gomes

Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz

Salvador/Bahia 2007

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO

TONALITO-GRANODIORITO UMBAÚBA, CACULÉ, BAHIA

Alex Moura Gomes

Monografia apresentada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia pela Universidade Federal da Bahia. Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz

Salvador/Bahia 2007

Gomes, Moura Alex,

Caracterização estrutural multiescalar do Tonalito-Granodiorito Umbaúba, Caculé, Bahia / Alex Moura Gomes _ Salvador, 2007.

Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz.

Trabalho de Conclusão de Curso (Bacharelado) – Graduação em Geologia. Instituto de Geociências. Universidade Federal da Bahia, 2007.

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

ALEX MOURA GOMES

CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO

TONALITO-GRANODIORITO UMBAÚBA, CACULÉ, BAHIA

Trabalho de conclusão de curso aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da

Bahia, pela seguinte banca examinadora: ______________________________________________________________ 1ª Examinadora – Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz – Orientadora Doutora em Geologia Estrutural e Tectônica Instituto de Geociências, UFBA. _____________________________________________________________ 2° Examinador – Dr. Luís Rogério Bastos Leal Doutor em Geologia Instituto de Geociências, UFBA. _____________________________________________________________ 3° Examinador – Bacharel José Carlos Cunha Geológo Companhia Baiana de Pesquisa Mineral.

Salvador,____ julho de 2007.

A D. Zélia, minha mãe, por estar sempre presente

em todos os momentos da minha vida com a dedicação constante e Eric, meu filho, razão maior de toda minha luta.

Simone, minha orientadora, pela dedicação

exemplar para orientar e ensinar com a vontade de sempre. E meu amigos e colegas que de uma forma direta ou indireta contribuíram para este trabalho.

AGRADECIMENTOS

A Deus, por ter me dado forças para chegar aos meus objetivos. À Zélia Maria de Moura Gomes, minha mãe, por estar presente em todos os

momentos de minha vida, nas horas de alegria, nas doenças, nas horas mais difíceis. Sem ela jamais teria conseguido. Foi meu alicerce em tudo, mas tudo mesmo.

Eric, meu filho que me impulsionou a correr atrás do prejuízo, me trouxe alegria nas horas mais difíceis.

Nando, meu irmão e amigo de todas as horas. Sempre esteve ali ajudando de alguma forma em toda essa jornada.

Minha vó Ana queria que ela estivesse aqui para presenciar mais um degrau da minha vida. Uma segunda mãe pra mim. Que Deus a tenha, onde ela estiver.

As minhas tias Célia e Júlia, sempre presente e incentivando e acreditando que eu conseguiria.

À minha família toda, melhor família do mundo, tio Val, Dindão, tio Leco, tia Elza, tia Cida, tio Bebeto, tia Roge e todos os meus primos (são todos massa!!!!) , sempre me ajudaram de forma direta e indireta.

À minha pró Simone, essa merece um agradecimento especial, foi forte e determinada na conquista de meus trabalhos. Foram várias noite perdidas, incentivando e passando seu conhecimento sem nenhuma restrição. Valeu Pró!

Aos meus professores do Igeo, sempre dispostos a ensinar e passar seus conhecimentos, Johildo Barbosa, Haroldo Sá, Telesforo, Flávio, Marcão, Cícero, Joaquim Xavier, Luís Rogério, Professoras Lourdes e Ângela entre outros. Valeu!

Aos meus amigos e colegas que de uma forma direta ou indireta ajudaram para a realização desta jornada da minha vida, Thupea, Dani, Débora, Peithola, Lú (Andalusandra), Truculência (vulgo Cristiano), Tiago Morro, Marcel, Decrépto, Niemayer Pivete, Gnomo, Liba (companheiro de todos os campos), velho Pit, Barbarina, Rejane, Bruno, Thelo boca de visgo e mais uma galera que esteve presente. Mil desculpas aos que não veio a mente. Obrigado!

RESUMO

O granitóide Umbaúba localiza-se no Bloco Gavião, porção central do Cráton do São Francisco, no Estado da Bahia. Este trabalho tem como objetivo a análise estrutural multiescalar de um expressivo corpo granitóide localizado na porção sudoeste do Bloco Gavião, entre as cidades de Ibitira e Caculé, denominado de Granitóide Umbaúba. Para atingir o objetivo proposto, foi selecionada uma área de 180 Km² onde foram realizados levantamento bibliográfico, fotointerpretação, levantamentos de campo e petrologia estrutural. Duas tectonofácies foram identificadas no granitóide Umbaúba, denominada de granitóide Umbaúba foliado e granitóide Umbaúba gnaissificado. A diferença entre elas é a intensidade de deformação. A primeira, pode ser caracterizado como rocha protomilonítica e a segunda varia entre termos miloníticos e ultramiloníticos. Texturas sugerem a presença de um fluido hidrotermal em condições pós-magmáticas,/pós-gnaissifcação. A foliação impressa nessas rochas sugere uma evolução continua da trama desde condições magmáticas até o estado sólido, com desenvolvimento de feições de deformação e recristalização sin-colocação do plúton. O conjunto de estruturas deformacionais sugere campo de tensão principal segundo SSE-NNW, em regime transpressional sinistral A distribuição dos elementos da trama sugerem que a deformação do granitóide umbaúba ocorreu em condições sin-colocação magmática, tendo a sua evolução ligada à presença de zonas de cisalhamento sinistrais, de âmbito regional.

1 – INTRODUÇÃO 1

1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS 1

1.2. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA 2

1.3. OBJETIVOS 3

1.4. ÁREA SELECIONADA PARA ESTUDO 3

1.5. JUSTIFICATIVA 4

1.6. METÓDOLOGIA DE TRABALHO 5

1.6.1. Atualização do acervo bibliográfico 5

1.6.2. Trabalhos de sensoriamento remoto 5

1.6.3. Trabalhos de Campo 5

1.6.4. Estudo Petrográfico/Microestrutural 5

1.6.5. Tratamento de dados estruturais 6

2 – CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 7

2.1. INTRODUÇÃO 7

2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS 8

2.2.1. Embasamento 8

2.2.2. As Rochas plutônicas arqueanas e paleoproterozóicas do

Bloco Gavião. 11

2.2.3. O Complexo Lagoa Real 12

2.2.4. O Supergrupo Espinhaço 12

2.2.5. Intrusivas Básicas 14

2.2.6. O Supergrupo São Francisco 15

2.3. ARCABOUÇO ESTRUTURAL 15

3 – EVOLUÇAO ESTRUTURAL DE DOMOS MAGMÁTICOS E SUA RELAÇÃO COM

AS ENCAIXANTES 20

3.1. CAMPOS DE DEFORMAÇÃO NOS DOMOS MAGMÁTICOS 20

3.2. MICROESTRUTURAS RELACIONADAS AO FLUXO MAGMÁTICO E

SUBMAGMÁTICO 22

3.2.1. Evidências de fluxo magmático 23

3.2.2. Evidências de fluxo submagmático 23

3.2.3. Evidências de deformação no estado sólido 24

4 – CARACTERIZAÇÃO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO TONALITO-

GRANODIORITO UMBAÚBA 25

4.1. INTRODUÇÃO 25

4.2. DESCRIÇÃO DAS TECTONOFÁCIES 25

4.2.1. Tectonofácies 1: Granitóide Umbaúba foliado 27

4.2.2. Tectonofácies 2: Granitóide Umbaúba Gnaissificado 38

4.3. ASPECTOS ESTRUTURAIS MULTIESCALARES ASSOCIADOS COM A

DEFORMAÇÃO DO TONALITO-GRANODIORITO UMBAUBA 41

4.4 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS 48

5 – CONCLUSÕES 52

6 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 53

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1 – Cráton do São Francisco. Figura 1.2 – Mapa de Localização da área de estudo. Figura 2.1 – Principais unidades tectônica do Cráton do São Francisco. Figura 2.2 - Mapa geológico/estrutural da área de entorno da área pesquisada. Figura 2.3 – Reconstituição das colisões paleoproterozóicas no Estado da Bahia. Figura 2.4 – Modelo de evolução tectônica do Bloco Gavião no arqueano. Figura 3.1 – Campos de deformação em plutons. Figura 3.2 – Mapa de trajetória das superfícies de achatamento. Figura 3.3 – Distribuição na deformação nas rochas encaixantes. Figura 3.4 - Posição provável de cavalgamentos induzidos durante a evolução de domos magmáticos. Figura 4.1- Mapa geológico-estrutural do Complexo Umbaúba na área cartografada Figura 4.2 – Classificação Modal das rochas do Complexo Umbaúba Figura 4.3 – Diagrama estereográfico Figura 4.4 – Diagrama estereográfico Figura 4.5 – Diagrama estereográfico Figura 4.6 – Conjunto de estrutras levantadas no campo Figura 4.7 – Conjunto de estrutras levantadas no campo Figura 4.8 – Modelo de evolução deformacional Figura 4.9 – Corelação com campo de tensão a zona de cisalhamento Iguatemi-

Mocambo

LISTA DE TABELAS

Tabela 2.1 – Dados geocronológicos das rochas intrusivas no Bloco Gavião Tabela 2.2 – Síntese dos dados geocronológicos das rochas arqueanas e paleoproterozóicas do Bloco Gavião Tabela 4.1 – Analise petrográfica do granitóide Umbùba Tabela 4.1 – Analise petrográfica do granitóide Umbaúba Gnaissificado

LISTA DE FOTOS

Foto 4.1 – Granitóide Umbaúba vista geral do afloramento Foto 4.2 – Granitóide Umbaúba Detalhe . Foto 4.3 – Enclave no Granitóide Umbaúba. Foto 4.4 – Umbaúba gnaissificado apresentando bandamento composicional S1 paralelo à foliação magmática S0 Foto 4.5 – Granitóide Umbaúba, detalhe das biotitas estirada Foto 4.6 – Foliação magmática S1//S0 no Granitóide Umbaúba. Notar presença de dobras intrafoliais e de dique tardio à foliação Foto 4.7 – Boudin em Umbaúba gnaissificado .

LISTA DE MICROGRAFIAS

Fotomicrografia 4.1 – Aspectos da trama gnáissica no granitóide Umbaúba.

Fotomicrografia 4.2 – Textura mimerquítica, ígnea

Fotomicrografia 4.3 – Porfiroclasto de microclina em textura núcleo-manto

Fotomicrografia 4.4 - Porfiroclato de plagioclásio em textura núcleo-manto

Fotomicrografia 4.5 – Textura lepidoblática marcada pela biotita castanha

Fotomicrografia 4.6 – Porfiroclasto de plagioclásio no granitóide Umbauba

Fotomicrografia 4.7 – Grãos recristalizados de plagiolcásio

Fotomicrografia 4.8 – Porfiroclatos de microclina

Fotomicrografia 4.9 – Grãos poligonais recristalizados de microclina.

Fotomicrografia 4.10 – Subgrãos de quartzo

Fotomicrografia 4.11 – Cristal de zircão incluso em biotita .

Fotomicrografia 4.13 – Textura sugerindo crescimento da mica branca a apartir da

biotita.

Fotomicrografia 4.14 – Textura sugerindo reação envolvendo epidoto (ep) e plagioclásio

(pl).

Fotomicrografia 4.15 – Textura poiquilítica envolvendo crescimento do epidoto a partir

de alanita

Fotomicrografia 4.16 – Mosaico mostrando trama milonítica (estado sólido) no

granitóide de umbaúba.

Fotomicrografia 4.17 – Mosaico mostrando trama ultramilonítica (estado sólido) no

granitóide de umbaúba

INTRODUÇÃO

1.1. CONSIDERAÇÕES INICICIAIS

O Cráton do São Francisco (Figura 1.1) apresenta uma evolução poli-

histórica marcada por eventos tectônicos desde ao Arqueano ao

Neoproterozóico (Martin et al. 1991, Nutman & Cordani 1993, Bastos-Leal et al.

1996,1998. Santos Pinto 1996, Barbosa & Sabaté et al 2002). Neste contexto,

rochas ígneas, metamórficas e sedimentares, com assinaturas petrológica e

geoquímica diversas, além de um conjunto de estruturas deformacionais,

delineiam um cenário de história evolutiva complexa. Três blocos regionais

foram delimitados na porção baiana deste cráton, o Bloco do Gavião, a oeste, e

os blocos de Serrinha e Jequié, a leste.

FAIXA RIACHO DO PONTAL

Figura 1.1 – O Cráton do São Francisco e principais blocos arqueano-paleoproterozóico no

estado da Bahia. Em verde, a localização da área de trabalho. BJ- Bloco Jequié, BG- Bloco

Gavião, BS – Bloco Serrinha. Fonte: Cruz (2004).

Salvado

ATLÂNTICO OCEANO

FAIXA BRASÍLIA

ORÓGENO ARAÇUAÍ

FAIXA RIO PRETO

0 200km

EMBASAMENTO (>1,8

COBERTURAS PROTEROZÓI

COBERTURAS

CINTURÕES

N

CRÁTON DO SÃO FRANCISCO

BJ

BS

CD

BG

BSF

1

Segundo Barbosa & Sabaté (2002), o Bloco do Gavião, juntamente com

os blocos Jequié e Serrinha, particpou das colisões que estruturam o Orógeno

Salvador-Curaçá. A história evolutiva do Bloco Gavião avança no

Paleoproterozóico com a instalação do Aulacógeno do Espinhaço (Moutinho da

Costa & Inda 1982) e sua posterior inversão tectônica no Neoproterozóico

(Cruz & Alkmim 2006). Apesar da magnitude da deformação associada com

eventos distensionais do Paleoproterozóico e compressionais do

Neoproterozóico, no Bloco Gavião ainda podem ser encontrados domínios em

que rochas e estruturas mais antigas que 1.8 Ga ainda encontram-se

fortemente preservadas.

A monografia objeto desse projeto pretende realizar a análise estrutural

multiescalar de um corpo de granitóide que se encontra muito bem exposto na

região entre as cidades de Ibitira e Caculé e que representa um importante

laboratório para recuperar as rochas e estruturas anteriores à instalação do

Aulacógeno do Espinhaço. Tal corpo foi recentemente definido pelos alunos de

GEO-063 (Estágio de Campo IV – Instituto de Geociências da UFBA).

Entretanto, a análise estrutural em variadas escalas é algo inédito para esse

corpo e, por conseguinte, para essa porção do Bloco Gavião.

1.2. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA

O Cráton do São Francisco apresenta uma unidade continental

estabilizada no Paleoproterozóico e que foi poupada das deformações durante

o Brasiliano (Almeida 1977). Em seu contexto, podem ser encontradas rochas

de idades arquenas e paleoproterozóicas, de natureza granítico-granodiorítica-

tonalítica, gnaissificadas ou não, que estão distribuídas nos Blocos Gavião,

Serrinha e Jequié, e unidades mais jovens, agrupadas nos supergrupos

Espinhaço e São Francisco. Em especial no Bloco Gavião, uma série de

granitóides de idades arqueana e paleoproterozóica foram datados e

estudados do ponto de vista geoquímico por Bastos-Leal et al. (1996, 1997,

1998) e Bastos Leal (1998).

2

O mapeamento da porção sudoeste da folha Caetité (Escala 1:100.000)

pelos alunos da disciplina (Estágio de Campo IV – Instituto de Geociências da

UFBA) mostrou a existência de um granitóide com rico acervo de estruturas

ainda pouco estudadas. Diante do exposto, surgem as seguintes questões:

quais as características macro-meso e microestrutural do granitóide Umbaúba?

Quais as características da foliação nele fortemente impressa? Qual a relação

entre a foliação observada e a evolução da zona de cisalhamento Ibiassucê-

Iguatemi-Mocambo?

Responder a essas questões é de suma importância para o

entendimento dos eventos magmáticos que levaram a consolidação do Bloco

Gavião.

1.3. OBJETIVOS

O objetivo geral da presente monografia é a realização de estudos de

natureza estrutural multiescalar no Tonalito-Granodiorito de Umbaúba

cartografado, na porção sudoeste da Folha Caetité (Escala 1:100.000) com

vistas a elucidação dos contexto de colocação desse corpo.

a) contribuir para o estudo da evolução do substrato do embasamento do

Estado da Bahia.

b) proceder estudos estrutural e microestrutural clássicos, com vistas a

caracterizar a foliação presente e caracterizar as tramas magmáticas e

deformacionais.

c) entender o contexto cinemático das estruturas identificadas.

1.4. ÁREA SELECIONADA PARA ESTUDO

Para proceder ao estudo ora proposto selecionou-se uma área de,

aproximadamente, 180 km2 entre as cidades de Ibitira e Caculé (Figura 1.2).

3

Figura 1.2 – Localização da área de trabalho. Modificado de Cruz (2004).

1.5. JUSTIFICATIVA

O estudo dos eventos tectônicos Arqueano e Paleoproterozóico no Bloco

do Gavião ainda é matéria de controvérsias. A tectônica arqueana ainda não é

bem entendida e a paleoproterozóica é objeto de discussões entre

pesquisadores, tais como Arcanjo et al. (2000) e Barbosa & Sabaté (2002),

dentre outros. Bastos-Leal (1988) publicou uma série de idade Pb/Pb de

granitóides paleoproterozóicos, entretanto, essas rochas ainda não foram

estudadas do ponto de vista petrológico.

Recentemente, o mapeamento da porção SE Folha Caetité (Escala

1:100.000) pelos alunos da disciplina Geologia de Campo IV (Geo 063)

demonstrou a existência de um granitóide com um rico acervo de estruturas,

cujo estudo pode levar ao entendimento de aspectos cinemáticos associados a

4

sua colocação e/ou deformação posterior ao seu alojamento na crosta. A

realização do presente trabalho irá contribuir para o entendimento da evolução

tectônica do Bloco Gavião, com vistas a verificar o contexto de colocação

magmático e deformação de corpos granitóides lá presentes.

1.6.MÉTODO DE TRABALHO

Para atingir os objetivos colimados nesse projeto, foram realizadas as

seguintes atividades.

1.6.1.Atualização do acervo bibliográfico

Inicialmente, foram levantadas as publicações científicas que

contemplem a área de trabalho, tais como resumos de congressos, artigos e

projetos de pesquisa.

1.6.2. Sensoriamento Remoto

O sensoriamento remoto foi utilizado na cartografia geológica

1.6.3. Trabalhos de Campo

Os trabalhos de campo totalizaram 13 dias efetivos de campo, durante

os quais realizou-se a cartografia das unidades presentes na área de estudo, o

levantamento do arcabouço estrutural e a coleta de amostras para petrologia e

geoquímica. A figura 1.3 apresenta os pontos visitados e aqueles que foram

incorporados a partir dos trabalhos dos alunos da disciplina Geo (063 –

Geologia de campo IV).

1.6.4. Estudo Petrográfico/Microestrutural

Durante os trabalhos foram estudadas XX seções delgadas visando o

estudo dos aspectos petrológicos, clássicos e microestruturais, assim como

para o estudo do metamorfismo associado com o corpo.

1.6.5.Tratamento de dados Estruturais

5

6

Os dados estruturais coletados em campo foram lançados em tabelas do

programa EXCELL e transferidos para planilhas com formato TXT. Em seguida,

foi utilizado o programa STEREONET (versão 3.2 for Windows) para a

construção de digramas estereográficos e diagramas de roseta contemplando

os atributos estruturais coletados em campo.

CONTEXTUALIZAÇAO REGIONAL 2.1. INTRODUÇÃO O Bloco Gavião representa o seguimento crustal mais antigo do Cráton

do São Francisco (Barbosa & Sabaté 2002) (Figura 2.1). É constituído por

unidades de idades desde arquena a paleoproterozóica (Inda & Barbosa 1978,

Bastos-Leal et al. 1998, Silva & Cunha 1999, Arcanjo et al. 2000) e recoberto

por unidades de idades paleo e neoproterozóicas (Cordani et al. 1992, Misi &

Veizer 1996). A variedade do arcabouço litológico, assim como a complexidade

do seu arcabouço estrutural, denota uma história evolutiva complexa que tem

sido alvo de pesquisa ao longo dos últimos anos.

Fig. 2.1 – Figura esquemática mostrando as principais unidades tectônicas do Cráton do São

Francisco. 1. embasamento arqueano/paleoproterozóico com sequências Greenstone Belts

(preto), 2. unidades mesoproterozóicas, 3. unidades neoproterozóicas, 4. coberturas

fanerozóicas, 5. limite do Craton, 6. Cinturão de dobramentos brasilianos, GB. Bloco Gavião,

JB. Bloco Jequié, SB. Bloco Serrinha, ISCB. Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá Belt. O

quadrado representa o orógeno paleoproterozóico no estado da Bahia. Fonte: Barbosa &

Sabaté (2002).

7

2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS A área de estudo desse trabalho apresenta-se na porção sudeste do

Bloco Gavião (Figura 2.2), onde predominam rochas de natureza Tonalítico-

Trondjemítico-Granítica, de idade arquena e paleoproterozóicas (Bastos-Leal et

al. 1998), além de sienitos e gnaisses deles derivados que estão agrupados no

Complexo Lagoa Real (Costa et al. 1985), também de idade Paleoproterozóica

(Pimentel et al. 1994). As unidades do Bloco Gavião serviram como substrato

de bacias que se sucederam do Paleo ao Neoproterozóico (Dandefer Fº 1990 e

Danderfer Fº 2000) e que compõem o rifte Espinhaço (sensu Moutinho da

Costa & Inda 1982) e o Aulacógeno do Paramirim, segundo Pedrosa-Soares et

al. (2000). Nesse capítulo serão descritas as unidades que encerram o cenário

regional, sendo dada ênfase às rochas do embasamento mais antigo que 1.8

Ga.

2.2.1. O Embasamento O embasamento do Bloco Gavião é constituído, essencialmente, por

rochas de composição granítica, granodiorítica migmatizadas ou não (Moraes

et al. 1980 e Bastos Leal 1998, dentre outros) e por sequências

vulcanossedimentares tipo Greenstone Belts arqueanos/paleoproterozóicos

(Mascarenhas 1973, Barbosa & Sabaté 2002). E um conjunto de plútons de

idades variando de 3.4 a 1.9 Ga (Cunha et al. 1994 a; Bastos Leal et al. 1998)

compõe o cenário litológico.

O substrato granítico-gnaíssico-migmatítico arqueano do Bloco Gavião

corresponde a terrenos de médio grau metamórfico, cuja composição é de

natureza tonalítica, trondhjemítica, granodiorítica (TTG) e granítica (Barbosa e

Dominguez 1996, 1996; Bastos-Leal et al. 1997 e Barbosa et al 2001).

Resultados geocronológicos produzidos para rochas do Bloco Gavião

revelaram grupos de rochas TTG’s, metamorfisadas em fácies anfibolito e

relacionados a uma crosta continental primitiva (primeiro evento plutônico)

representado pelos maciços de Sete Voltas, Boa Vista/Mata Verde e o tonalito

Bernarda (Martin et al. 1991; Nutman & Cordani 1993; Santos Pinto et al. 1996;

Bastos Leal et al. 1996) com idades variando entre 3.2 a 3.4 Ga (Bastos Leal et

al. 1996).

8

Figura 2.2- Mapa geológico/estrutural apresentando a área de trabalho. ZCBC- Zona de

cisalhamento Brumado-Caetité; ZCI-Zona de ciasalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo;

ZTI- Zona de transferência de Itanajé, ES- Espinhaço Setentrional, CD- Chapada Diamantina,

SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), SG- Serra Geral, BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco

Jequié. O limite do Corredor do Paramirim está demarcado pela linha tracejada. Extraído de

Cruz & Alkmim (2004).

Um segundo evento plutônico está representado pelos granitóides de

Serra do Eixo, Mariana e Piripá com idades variando entre 3.1 a 3.2 Ga (Martin

et al. 1991, Marinho 1991, Santos-Pinto 1996, Cunha et al. 1996, Bastos Leal

1998). O terceiro evento plutônico está representado pelos maciços de Serra

9

dos Pombos e Malhada de Pedras (Marinho et al. 1991, Bastos Leal et al.

1997) com idades de cristalização (Rb/Sr e Pb/Pb em rocha total) em torno de

2,8 Ga.

As seqüências vulcanossedimentares representam testemunhos de

Greenstone Belts arqueanos/paleoproterozóicos, com características litológicas

e estatigráficas distintas (Mascarenhas 1973). No Bloco Gavião as faixas mais

expressivas foram caracterizadas individualmente com as denominações de

Greenstone Belt Umburanas (Cunha & Fróes 1994), Ibitira-Ubiraçaba, Brumado

e Guajeru (Cunha et al., 1996), Boquira (Carvalho 1982) e Licínio de Almeida

(Souza et al. 1990).

A área de trabalho está inserida no domínio do greenstone belt Ibitira-

Ubiraçaba (Cunha et al. 1994) que representa uma feição orientada, em geral,

segundo NNE a NNW, com inflexões para ENE/WSW. É formado por um

conjunto de meta-vulcânicas máficas, ultramáficas e félsicas, anfibolitos, clorita

xistos, metagabros, serpentinitos, tremolitos ortoderivados, metaultrabásicas,

além de metassedimentos químicos/vulcanoquímicos diversos, como BIF’s,

formações manganesíferas, rochas calssilicáticas, cherts, mármores, filitos e

xistos (Moraes et al. 1980). Milonitos quartzo feldspáticos gerados a partir de

vulcânicas félsicas, quartzitos bandados e quartzitos ricos em minerais

calcossilicaticas também estão presentes. Anteriormente, esta área estava

inserida no Greenstone Belt Brumado-Urandi (Moraes et al,1980). Para este

autor, as metavulcânicas máficas anteriormente citadas foram formadas por

magma toleítico, ao passo que as metaultramáficas seria de provável natureza

komatiítica e além disso, as metavulcânicas félsicas foram geradas a partir de

um magma calcioalcalino. Rochas graníticas peraluminosas, de idade Paleoproterozóica, intrusivas

nas rochas TTG’s arqueana e nas seqüências vulcanossedimentares

arqueanas/paleoproterozóica, no Bloco Gavião, têm sido reconhecidas por

diversos autores, podendo ser citados, no Bloco Gavião, os trabalhos de

Bastos-Leal (1998) e Bastos-Leal et al. (1998). Trata-se de granitóides cuja

composição varia desde tonalitos a álcali-granitos, que encontram-se, por

vezes, foliados, principalmente em regiões atravessados por corredores de

cisalhamentos (Bastos Leal et al. 1998). Estão representados pelos maciços de

Serra da Franga, Umburanas, Rio do Paulo, Iguatemi, Caculé, Espiro Santo,

10

dentre outros (Bastos Leal & Teixeira 1996; Cunha et al. 1996; Bastos Leal

1998). Dados geocronológicos Rb/Sr (rocha total) e Pb/Pb (zircão) revelam

idades de cristalização variando entre 1,85 e 2,05 Ga (Bastos Leal & Teixeira

1996, Bastos Leal et al. 1997).

2.2.2 As rochas plutônicas arqueanas e paleoproterozóicas do Bloco Gavião

No Bloco Gavião ocorrem rochas gnáissicas de idades arqueana e

paleoproterozóicas que foram estudadas por Bastos Leal et. al. (1998),

podendo ser citados os granitóides (tonalíticos, graníticos e granodiorítico),

arqueanos, denominados de Lagoa da Macambira e Malhada de Pedras e

granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos) paleoproterozóicos,

denominados de Caculé, Espírito Santo, Iguatemi e Rio do Paulo. As rochas

arquenas, segundo aquele autor, apresentam formas ovais, com coloração

cinza claro a rósea, granulometria fina a média, foliado e por vezes lineados

quando afetados por zonas de cisalhamento regionais. É comum a presença de

enclaves de rochas máficas.

Quanto à geoquímica, as rochas arqueanas são de natureza cácio-

alcalina de baixo a médio potássio (Lagoa da Macambira) e médio a alto

potássio (Malhada de Pedras). Tais granitóides foram comparados

geoquimicamente por Bastos Leal (1998) com terrenos gnáissicos migmatíticos

do Bloco Gavião. Segundo este autor, o granitóide de Lagoa da Macambira

possui um padrão composicional similar aos ortognaisses cinzas (TTG),

arqueanos, onde o processo de migmatização se mostra ainda incipiente,

enquanto que o granitóide de Malhada de Pedras possui algumas semelhanças

com os terrenos denominados de granito-gnaisses, estes de composição mais

potássica.

Por outro lado, para as rochas paleoproterozóicas, Bastos Leal (1998),

separou dois grupos de rochas baseado nas semelhanças geológicas e

petrográficas. Um primeiro grupo, representado pelos maciços de Caculé e Rio

do Paulo, são caracterizados por granitos a biotita e anfibólio, que possuem

xenólitos de rochas máficas e apresentam uma forte foliação de cisalhamento.

Um segundo grupo, representados pelos maciços de Espírito Santo e Iguatemi,

encontram-se levemente foliados e possuem a biotita e muscovita como

11

minerais acessórios. De acordo com aquele autor, são encontrados xenólitos

de rochas TTG imersas nessas rochas. Em relação à composição modal no

diagrama QAP, tais granitóides se posicionam no campo dos granodioritos a

monzogranitos.

A tabela 2.1 apresenta uma síntese das datações geocronológicas

realizadas na área por diversos autores e compiladas por Bastos-Leal (1988)

de rochas intrusivas no Bloco Gavião. Bastos Leal (1998), por sua vez, em sua

tese de Doutorado apresentou um conjunto de dados geocronológicos. A tabela

2.2 apresenta uma síntese desses resultados.

2.2.3. O Complexo Lagoa Real Ocorre entre as cidades de Paramirim e Caculé e engloba o Granito São

Timóteo (Costa et al. 1985) É constituído por meta-granitóides com idade de

colocação em torno de 1.7 Ga (Pimentel et al. 1994) e um conjunto de

granitóides milonitizados em graus variados gerados no curso de uma

deformação compressional (Cruz 2004) de idade brasiliana (Cruz & Alkmim

2006). Corpos de albititos mineralizados em urânio também ocorrem

encaixados concordantemente nas rochas gnáissicas da Suíte lagoa Real. Os

resultados de datações utilizando variados métodos geocronológicos

produzidos por diversos autores, como compilado por Basto-Leal (1998),

sugerem que entre 1.8 e 1.7 Ga houve a intrusão do Granito São Timóteo. Em

torno de 500 Ma (Pimentel et al. 1994), teria ocorrido rehomogeneização

isotópica durante o Brasiliano.

2.2.4. O Supergrupo Espinhaço

É constituído por um conjunto de sedimentos terrígenos com

contribuições de vulcânicas ácidas que ocupam a serra do Espinhaço

Setentrional e a Chapada Diamantina (Pedreira 1994). Na porção norte da sua

área de ocorrência, os sedimentos desse supergrupo repousam

concordantemente sobre as rochas do embasamento arqueano-

paleoproterozóico e, na medida em que se avança para sul o seu contato com

as rochas do embasamento e do Complexo Lagoa Real passa a ser de

natureza deformacional (Cruz 2004).

12

Tabela 2.1-Dados geocronológicos da rochas intrusivas do Bloco Gavião. A tabela foi extraída de Basto-Leal (1998).

Rocha Idade Método

Granitóide Sete

Voltas

Entre 3.4 e 3.1 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT) Pb/Pb(RT),

Gnaisse Boa

Vista/Mata Verde

Entre 3.3 e 3.4 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT) Pb/Pb(RT),)

Tonalitos de Bernarda Entre 2.7 e 3.3 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)

Granitóides de

Mariana e Aracatu

Entre 0.5 e 3.2 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)

Gnaisses de Piripá Entre 2.0 e 3.2 U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)

Granitóides Lagoa do

Morro/Anagé

Entre 2.8 e 3.2 U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT) Pb/Pb(RT),

Granitos

Calcioalcalino Serra

do Eixo

3.1 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)

Granitos Serra dos

Pombos

2.8 Ga Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT)

Rochas Gnáissicas e

migmatíticas

Entre 1.8 e 3.2 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão) Rb/Sr (RT)

Granitos subalcalinos

de Pé de Serra

Entre 2.55 e 2.6 Ga Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT)

Granitos Alcalino

Serra do Eixo

Entre 2.5 e 2.6 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão)

Sill do Rio Jacaré Entre 1.9 e 2.5 Ga Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT)

Granitos alcalinos

Serra do Eixo

Entre 1.2 e 2.3 Ga Rb/Sr(RT) e Pb/Pb(RT

Granito Umburanas 2.0 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão)

Granito Serra da

Franga

2.0 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão)

Granito Mariana 1.9 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão)

Granito Aracatu 2.1 Ga U/Pb e Pb/Pb (zircão)

Granito Gameleira 1.95 Ga Rb/Sr (RT)

Granito Riacho

Pedras

1.9 Ga Rb/Sr (RT)

Granito Lagoa

Grande/Lagoinha

2.0 Ga Rb/Sr (RT)

13

Tabela 2.2.- Síntese dos resultados geocronológicos apresentados por Bastos-Leal (1998) para

as rochas arqueanas/paleoproterozóicas do Bloco Gavião.

Rocha Idade Método ΣNd(t)

Lagoa da Macambira 3.146 Ga Pb/Pb em

zircão

-1,5

Malhada de Pedras 2.84 Ga Rb/Sr -5,1

Maciço Caculé Entre 1.9 e 2.07 Ga

1.734 Ga

2.63 e 2.77 Ga

1.064 Ga

551 Ma

Pb/Pb

Rb/Sr

Sm/Nd

K/Ar

(anfibólio)

K/Ar

(biotita)

-6,8 e -7,9

Maciço Rio do Paulo 1,96 Ga

2,73 Ga

507 Ma

Rb/Sr

Sm/Nd

K/Ar

(biotita)

-5,8

Maciço Espírito Santo Entre 1,99 e 2,02 Ga

1,68 Ga

3.0 Ga

Pb/Pb

Rb/Sr

Sm/Nd

-11,1 e -12,0

Maciço Iguatemi 2,03 Ga

2,93 Ga e 3,46 Ga

483 Ma

Rb/Sr

Sm/Nd

K/Ar

-8,9 e -13,4

2.2.5 Intrusivas básicas

As rochas da Formação Caboclo apresentam-se intrudidas por um

grande número de diques e sills máfico, de idade U/Pb de 1.514 Ga (Babinsk

et al. 1993) e Ar-Ar variando entre 1231 e 516 Ma (Battilani et al. 2004). Essas

rochas possuem composição dioriticas a gabróica (TGuimarães et al. 2005),

com ampla distribuição regional e dimensões variadas. A textura, em geral, é

isotrópica, com presença de plagioclásio saussuritizado e augita parcialmente

tremolitizada (Guimarães et al. 2005). Alguns corpos encontram-se cisalhados

segundo a direção N-S, ao ponto que outros não apresentam deformação

expressiva (Tanner de Oliveira & Corrêa Gomes,1996).

2.2.6.O Supergrupo São Francisco Na Chapada Diamantina e no Espinhaço Setentrional aflora um conjunto

de rochas terrígenas e carbonáticas depositadas em ambiente lacustre/marinho

profundo com influência glaciogênica (Guimarães 1996). Na serra do espinhaço

14

Setentrional está representado pelo Grupo Santo Onofre (Schobbenhaus 1996)

e na Chapada Diamantina, pelo Grupo Una, subdividido nas Formações

Bebedouro e Salitre (Inda & Barbosa 1978). Datações da Formação Bebedouro

realizadas por Brito Neves et al. (1980), Macedo & Bonhomme (1981 e 1984)

sugerem uma idade de sedimentação entre 1000 e 900 Ma e idades Rb/Sr em

pelitos variando entre 930 e 920 Ma.

3. ARCABOUÇO ESTRUTURAL E EVOLUÇÃO TECTÔNICA

As estruturas mais antigas do Bloco Gavião estão relacionadas à

colisões e fusões parciais de terrenos Gnaissico Migmatíticos TTG’s paleo-

arqueanos e posterior individualização de estruturas dômicas magmáticas

(Arcanjo et al. 2000).

Segundo Barbosa & Sabaté (2002), no paleoproterozóico o Bloco

Gavião participou das colisões que estruturaram o orógeno Itabuna-Salvador-

Curaçá (Figura 2.2). As zonas que abrangem evidências da sua participação na

colisão Paleoproterozóica é motivo de controvérsia entre diversos autores.

Para Barbosa & Sabaté (2002), está representada no limite leste do Bloco

Gavião por falhas de empurrão que colocaram rochas do Bloco Jequié sobre as

rochas da Faixa Contendas-Mirante. Neste contexto, duas fases

compressionais exibem estruturas NNW/SSE, com movimento reverso sinistral

e sinistral reverso, ambos vergentes para oeste. Neste contexto, as rochas do

embasamento exibem metamorfismo de fácies anfibolito alto e as unidades

metassedimentares, de fácies xisto verde. Por outro lado, para Jardim de Sá et

al. 1984, o registro deformacional mais antigo no Bloco Gavião possui

cinemática destral e vergência para leste.

15

Figura 2.3 – Reconstituição das colisões paleoproterozóicas no Estado da Bahia (Barbosa &

Sabaté 2002).

.

Por outro lado, Arcanjo et al. (2000) (Figura 2.4) propuseram que parte

do Bloco Gavião foi deformado no Paleoproterozóico e sugere interações entre

esse Bloco e o Guanambi-Correntina, estendendo para oeste o limite do

Orógeno Paleoproterozóico no Estado da Bahia.

16

Figura 2.4 – Modelo de evolução tectônica do Bloco Gavião no arqueano (a,b)-

paleoproterozóico (c,d) (Arcanjo et al. 2000).

No arqueano, em tempos mais antigos que 3.300Ma, houve a formação

da crosta siálica primitiva, de composição tonalítico-trondjemítico. Entre 3.300 a

3.200 Ma (Figura 2.4a) houve a fragmentação da crosta sialica primordial, com

estruturação de sistema de rifts na direção predominante WNW-ESSE. Neste

período, ocorreu a deposição de associações vulcanossedimentares (protólitos

dos complexos Ibitira-Ubiraçaba, Ibiajara, Boquira e Riacho de Santana), com

seqüências mais completas (evoluídas) em direção a su-sudoeste, culminando

nesta porção com geração de assoalho oceânico. Entre 3.000 a 2.700Ma

17

(Figura 2.4b) ocorreu orogênese, com subducção de placa oceânica sob placa

oceânica para nór-nordeste. Neste contexto, houve a fusão parcial da placa

oceânica subductada, com produção de plutões TTG, protólitos de porções dos

complexos Santa Isabel e Paramirim e constituição de prisma acrescionário.

Associada com a orogênese houve um evento deformacional tangencial e

metamorfismo nas facies xisto verde e anfibolito.

No Paleoproterozóico, entre 2.400 a 2.300Ma (Figura 2.4c), ocorreu

orogênese com mecanismo motriz focado a oés-sudoeste do bloco Gavião com

desenvolvimento da faixa móvel Urandi-Paratinga. Neste cenário, um evento de

deformação tangencial com cavalgamentos para oés-sudoeste e reorientação

das estruturas pretéritas para NNW-SSE ocorreu associado com metamorfismo

de fácies granulito em alguns setores, a exemplo do Complexo Santa Isabel.

Entre 2.200 a 2.000Ma (Figura 2.4d) ocorreu espessamento crustal com

fusão parcial da porção inferior da crosta siálica, gerando retrabalhamento

(migmatização) de litologias existentes. Em seguida houve um período de

relaxamento pós-compressional do orógeno com geração de magmatismo

híbrido (componente mantélica de natureza alcalina+produto da fusão parcial

de crosta TTG) produzindo intrusões granitóides metaluminosas de filiação

calcialcalina de alto K. As deformações sofrem inflexão das estruturas NNW-

SSE, que tendem a contornar os corpos graníticos.

No final do Paleoproterozóico houve a instalação de uma bacia

denominadada de Aulacógeno do Espinhaço por Moutinho da Costa & Inda

(1982), Bacia do Espinhaço por Danderfer Fº (2000) e Aulacógeno do

Paramirim por Pedrosa Soares et al. (2001). Independente da concepção

adotada, neste período houve a geração de espaço que abrangeu a

sedimentação dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco. De acordo com

Danderfer Fº (2000), processos distensionais se sucederam até o início do

Neoproterozóico.

No Neoproterozóico, interações entre placas levaram a nucleação de

orógenos que bordejaram núcleos cratônicos, dentre eles, o Cráton do São

Francisco/Congo (Almeida 1977). As interações brasilianas entre o Cráton São

Francisco/Congo e o Cráton Amazônico levaram às inversões das bacias

paleo-meso-neoproterozóicas do interior do continente (Cruz & Alkmim 2006) e

à geração de estruturas compressionais da Chapada Diamantina e do

18

19

Espinhaço Setentrional. Associado com esse evento, no substrato do Bloco

Gavião, Cruz & Alkmim (2006) identificaram zonas de cisalhamento E-W

vergentes para NNE que são truncadas por zonas destrais e destrais reversas

com orientação NNW/SSE. Tais estruturas cortam o embasamento mais antigo

que 1.8 Ga e as unidades de cobertura de rochas metassedimentares dos

supergrupos Espinhaço e São Francisco.

EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DE DOMOS MAGMÁTICOS E SUA RELAÇÃO COM AS ENCAIXANTES

3.1. CAMPOS DE DEFORMAÇÃO NOS DOMOS MAGMÁTICOS A colocação de corpos plutônicos na superfície crustal origina campos de

deformação com uma grande variedade de estruturas, desde compressionais a

distensionais (Choukroune 1995). A figura 3.1 resume os campos de tensão

associados com a colocação de plútons. Nela, pode ser verificado que o núcleo

dos domos é caracterizado por planos de achatamento bastante inclinados, que

rotacional em direção ao topo, para a horizontal. Nas porções marginais,

sinformes podem ser gerados.

λ1 λ2

Figura 3.1- Campos de deformação em plútons, onde estão representados os planos de achatamento λ1 λ2. Fonte: Choukroune (1995).

20

A região situada entre o domínio onde os planos de achatamento são

horizontais (teto do domo) e verticais (flancos do domo) é considerada uma zona

de deformação fraca ou nula (Choukroune 1995). Estes setores são denominados

de junções tríplices. Muito comum nesses corpos é a presença de uma foliação

magmática (Paschier & Trouw 2005), cuja trajetória está relacionada com a

evolução do domo (Choukroune 1995) (Figura 3.2).

Figura 3.2- Mapa de trajetória λ1 λ2 em três estágios distintos. Fonte: Choukroune (1995) λ1=Direção de máximo estiramento; λ2= Direção de estiramento intermediário.

As rochas encaixantes dos domos também sofrem deformação

(Choukroune 1995) e, neste contexto, dobras de diversas naturezas e geometria

podem ser nucleadas, além de falhas reversas e normais (Figuras 3.3 e 3.4)

(Choukroune 1995). Nessas figuras, pode ser observado que a foliação

magmática contorna o corpo intrusivo, gerando uma geometria dômica.

21

Figura 3.3 – Distribuição das deformação nas rochas encaixantes dos granitóides. Fonte:

Choukroune (1995).

Figura 3.4 – Posição provável de cavalgamentos induzidos durante a evolução de domos

magmá os. Fonte: Choukroune (1995).

TURAS RELACIONADAS AO FLUXO MAGMÁTICO E

Paschier & Trouw (2005). A seguir será realizada uma síntese a cerca das

tic

3.2. MICROESTRUSUBMAGMÁTICO Várias microestruturas de rochas ígneas são similares às estruturas de

rochas metamórficas (Paschier & Trouw 2005). Durante a cristalização, as rochas

ígneas passam por estágio intermediário entre o estado líquido e sólido,

aumentando, gradativamente, a porcentagem de cristais na porção fundida e a

possibilidade de interação entre eles. Se a rocha sofre uma deformação durante

esse processo, ou seja, deformação sin-magmática, um conjunto específico de

microestruturas serão indicativas destes estágios.Tais estágios são denominados

de magmáticos (líquido>sólido), submagmático (líquido<sólido) e estado sólido

22

estruturas que sugerem os diversos estágios evolutivos da deformação durante a

colocação de rochas plutônicas.

3.2.1. Evidências de fluxo magmático O melhor critério para reconhecimento de fluxo magmático é a orientação

preferencial dos cristais euédricos (Paschier & Trouw 2005). De acordo com esses

autores, a trama foliação-lineação nas rochas ígneas é marcada pelos cristais de

feldspato e da mica orientados e pela extinção ondulante nos cristais de quartzo.

Durante o processo de cristalização, as estruturas anteriores à solidificação do

magma dificilmente ficam preservadas pois estas podem facilmente ser destruídas

pelo fluxo magmático.

Outra evidência de fluxo magmático é a imbricação de cristais euédricos,

cuja estrutura depende da presença do material fundido para posterior rotação dos

cristais. Blenkinsop (2000) e Mulchrone et al. (2005) consideram estas estruturas

como não diagnóticas da formação de milonitos. O fluxo magmático também é

evidenciado pela presença da textura ofítica e subofítica típica de cristalização

magmática, bem como pela presença de zoneamento químico oscilatórias em

plagioclásio. A falta de deformação de cristais é apontada por Paschier & Trouw

(2005) como uma evidencia do fluxo magmático.

3.2.2. Evidências de fluxo submagmático O fluxo submagmático é marcado pela presença de processos relacionados

com a deformação de cristais em presença de material fundido. Este estágio é

caracterizado por apresentar migração de bordas de grãos, deformação plástica

intracristalina, ou seja, migração de defeitos do cristal, partição da deformação e

transferência difusiva de massa entre sítios de alta e baixa pressão. Outra

evidência de fluxo submagmático é a reorientação da trama magmática por

deformação plástica aliado a rotação rígida. Nestas condições é comum a

presença de quartzo com extinção ondulante.

Uma das melhores evidências de microestruturas desenvolvidas em estágio

submagmático é a presença de fraturas preenchidas pelo material fundido.

23

24

Segundo Hibbard (1987), em condições de pressão de fundido superiores a 15%

pode ocorrer o desenvolvimento de fraturas e fluxo cataclástico de grãos.

3.2.3 Evidências de deformação no estado sólido As principais evidências de deformação no estado sólido é presença

intensa de deformação interna dos grãos, em que pode observar extinção

ondulante largamente desenvolvida, formação de subgrãos; atuação de

mecanismos de recristalização gerando novos grãos poligonais; desenvolvimento

de uma foliação anastomosada a contínua, estruturas assimétricas, por exemplo,

S/C e dobras de arrasto, além da presença de minerais boudinados (Paschier &

Trouw 2005).

Uma vez conhecidas as características diagnósticas e os modelos

relacionados com a colocação de plútons magmáticos, partiu-se para o estudo do

tonalito-granodiorito de Umbaúba, que se caracterizou como um excelente

laboratório natural para estudos relacionados com a transição entre os estágios

magmático e sólido.

CARACTERIZAÇÃO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO GRANITOIDE UMBAÚBA

4.1 INTRODUÇÃO Como granitóide Umbaúba, recentemente, foi definido nos trabalhos de

Geologia de Campo IV (Geo-063) pelos alunos da Universidade da Bahia um

conjunto de rochas de natureza tonalítica a granodiorítica que afloram na

porção SE da Folha Caetité (1:100.000). A partir de trabalhos de campo em

área selecionada como laboratório (Figura 1.3) e através de estudos

microestruturais em seções delgadas de amostras de afloramentos da região

compreendida entre as cidades de Caculé e Ibitira, foi possível verificar as

feições estruturais relacionadas com o tonalito-granodiorito em questão. Nesse

trabalho redefine-se o tonalito-granodiorito Umbaúba como um complexo

homônimo que compreende granitóides, aplitos, pegmatitos, granitóides

gnaissificados, enclaves de anfibolitos e mega-xenólitos de gnaisses

anfibolíticos e migmatitos que afloram na região de trabalho.

Os estudos aqui apresentados estão focados na análise microestrutural

de duas das litofácies desse complexo, a saber, os granitóides e granitóides

gnaissificados. Não se teve a pretensão de realizar uma análise

petrográfica/petrológica detalhada e relacionada com a evolução do magma

que deu origem a essas rochas, mas o levantamento das características da

mineralogia com o objetivo principal de verificar as feições que sugerissem

processos de deformação associada com a colocação dos corpos estudados e

feições de deformação pós-magmática.

4.2. DESCRIÇÃO DAS TECTONOFÁCIES Na área de estudo foram individualizadas duas tectonofácies envolvendo

as rochas granitóides, denominadas de tonalito-granodiorito Umbaúba Foliado

e tonalito-granodiorito Umbaúba Gnaissificado (Figura 4.1). O critério de

distinção entre elas foi a intensidade de deformação no estado intermediário

entre o magmático e o sólido sensu strictu, baseado nos critérios estabelecidos

por Paschier & Trouw (2005). Como Umbaúba foi denominada a tectonofácies

protomilonítica a milonítica (sensu Sibson 1977), em que as feições do protólio

25

Figura 4.1- Mapa geológico-estrutural do Complexo Umbaúba na área cartografada.

26

encontram-se preservadas, e como Umbaúba Gnaissificado foi classificada a

rocha em que as estruturas deformacionais e de recristalização sintectônica

imperam em mais de 90 % da rocha, sendo, então, classificados como rochas

miloníticas a ultramiloníticas (sensu Sibson 1977) (Figura 3.1). Em ambos os

casos uma expressiva foliação é observada em campo, foliação essa marcada

macroscopicamente pelo alinhamento de feldsptos e biotita, e ao microscópio

pela presença de feições de recristalização sin-tectônica, como será

demonstrado ao longo do capítulo.

Não há evidências de metamorfismo associado com a formação da

foliação do Complexo Umbaúba. A mineralogia metamórfica (i.e, pós-

gnaissificação) está associada com a presença de fraturas de cisalhamento

tardias. Ela é representada pela mica branca e epidoto.

Os dados integrados do trabalho de Geologia de Campo IV a cerca da

distribuição espacial das foliações internas ao corpo sugere uma geometria

dômica alongada. Xenólitos de gnaisses anfibolíticos são encontrados inseridos

nas rochas desse complexo. Tais rochas apresentam uma foliação milonítica

associada com bandamento composicional, cuja distribuição é discordante à

foliação de forma tonalito-granodiorito Umbaúba Gnaissificado.

A seguir, será dada ênfase à caracterização dos aspectos petrográficos

e microestruturais das tectonofácies que integram o Complexo Umbaúba.

4.2.1. Tectonofácies 1: tonalito-granodiorito Umbaúba foliado

Essa tectonofácies ocupa cerca de 60% da área de estudo. Ocorre como

núcleos amendoados contornados pela tectonofácies descrita a seguir (Figura

4.1). Trata-se de um tonalito-granodiorito, predominantemente, de coloração

cinza, anisotrópico, de granulação média a grossa, composto de quartzo, K-

feldspato, plagioclásio e biotita (Fotos 4.1 e 4.2). Aglomerados lenticulares de

biotita ocorrem imersos na matriz. Estes em geral, apresentam geometria

fusiforme (Foto 4.2). Nessas rochas é comum encontrarem-se enclaves de

níveis biotíticos (Foto 4.3), cuja geometria predominante é também a fusiforme.

Além disso, diques de composição granítica são observados nessas rochas.

Tanto o tonalito-granodiorito Umbaúba, quanto os diques de rochas graníticas,

apresentam uma proeminente foliação de fluxo magmático.

27

Foto 4.1 – vista geral, em perfil, do afloramento do

tonalito-granodiorito Umbaúba, Ponto TC-30.

Foto 4.2 – tonalito-granodiorito Umbaúba: detalhe

do alinhamento de aglomerados fusiformes de

biotitadetalhe das biotitas estiradas, Ponto TC-28,

neste em planta.

Foto 4.3 – Enclave de nível biotitico no tonalito-granodiorito Umbaúba, detalhe das

biotitas estiradas Ponto TC-28, neste em

planta.

Ao microcópio, as rochas são de granulometria média a grossa e pode-

se observar a coexistência de texturas magmáticas (Fotomicrografia 4.1) e

deformacionais no estado sólido. Tais texturas deformacionais são de caráter

milonítico, pois alteram a trama original da rocha. Em geral, a trama original,

primária, ígnea, está preservada em cerca de 30 e 60% da rocha, tendo sido

classificada como milonito a protomilonito, de acordo com Sibson (1977).

As texturas ígneas reliquiares do protólito ígneo são:

28

a) mimerquítica e gráfica - marcadas pelo intercrescimento irregular

entre o plagioclásio sódico e quartzo (Fotomicrografia 4.2).

Fotomicrografia 4.1 – Aspectos da trama gnáissica no granitóide

Umbaúba. Notar porfiroclastos.

b) fluxo magmático – orientação de forma de feldspatos. c) poiquilítica – inclusão de plagioclásio em feldspatos alcalinos; alanita,

biotita, quartzo, opacos, titanita e zircão em plagioclásio; titanita e zircão em

biotita; apatita em plagioclásio e biotita.

d) inequigranular a equigranular porfirítica – existem litofácies em que a

granulometria das rochas é semelhante, formando uma trama granular, e

outras em que há variações granulométricas entre pórfiros (em geral de

feldspato alcalino e plagioclásio) e matriz (Textura porfirítica).

29

e) hipidiomórfica a xenomórfica– predominam minerais com formas

subeudrais, mas podem ser encontrados minerais com formas anedrais.

Fotomicrografia 4.2 - Textura mimerquítica (seta amarela). Ponto TC-42 (50X), Nicóis cruzados. Mi- Microclina, Pl- Plagioclásio,

Qz- Quartzo.

Qz Mi

Pl

Texturas associadas com o estágio submagmático não foram

encontradas nessas rochas. Algumas texturas foram consideradas como

relacionadas com a deformação no estado sólido, podendo ser citadas as

texturas milonítica, porfiroclástica e mortar (Fotomicrografias 4.3 e 4.10) ou

núcleo-manto e estão marcadas pela presença de porfiroclastos de feldspatos,

quartzo e microclina imersos em matriz de grãos poligonais recristalizados.

As tabelas 4.1 e 4.2 apresentam a composição modal das amostras

estudadas obtida nos trabalhos de campo pelos estudantes da disciplina de

Campo IV (Geo-063). De acordo com a figura 4.2a e as tabelas em questão,

predomina granodiorito à biotita tonalito.

A paragênese mineral primária, isto é, magmática, é constituída pelos

seguintes minerais:

a) plagioclásio, que ocorre, preferencialmente, como porfiroclastos

(Fotomicrografia 4.5) e, subordinadamente, como grãos poligonizados

(Fotomicrografia 4.6). Os porfiroclastos apresentam forma tabular, subédrico a

anédrico. Apresentam-se, por vezes, mimerquitizados.

30

Fotomicrografia 4.3 -Porfiroclasto de microclina em textura núcleo-manto Ponto

TC-42 (2,5X) Nicóis cruzados. Mi- Microclina, Qz- Quartzo.

Fotomicrografia 4.4 -Porfiroclato de plagioclásio em textura núcleo-manto. Ponto

TC-42 (50X) Nicóis cruzados. Pl- Plagioclásio.

Qz

Pl Pl

Pl Mi

Fotomicrografia 4.5- Porfiroclasto de plagioclásio (Pl) no granitóide Umbauba. Ponto TC-30 (2,5X), nicóis cruzados. Qz.

Fotomicrografia 4.6- Grãos recristalizados de plagiolcásio (Pl). TC-42 (50X), nicóis

cruzados. Qz- quartzo.

Qz

Pl

Qz Pl

Esses minerais possuem inclusões de alanita, biotita, quartzo, opacos,

titanita e zircão. Os grãos apresentam sinais de deformação sintectônica

marcado pela presença de extinção ondulante regular e subgrãos. Os subgrãos

apresentam formas poligonais, em junções tríplices. Estão em contatos retos, e

por vezes curvos e interpenetrantes com outros feldspatos e com o quartzo.

Os grãos poligonais apresentam-se anédricos, com bordas variando

entre curvas a retas. Neste último caso, formam junções tríplices e apresentam

deformação interna marcada pela presença de extinção ondulante. Associam-

se com porfiroclastos que possuem extinção ondulante e subgrãos com forma,

tamanho e orientação cristalográfica semelhantes aos grãos poligonais. Tais

feições sugerem processos de deformação e recristalização por rotação de

31

subgrãos de acordo com Paschier & Trouw (2004). Alguns grãos poligonais

possuem inclusões primárias de titanita e zircão.

Tanto nos porfiroclastos, quanto nos grãos poligonais pode ocorrer a

geminação polissintética do tipo Albita-Carlsbad. De acordo com o método de

Michel-Levy, ambos possuem teor de anortita em torno de 25%, sugerindo

tratarem-se de oligoclásios. Em algumas lâminas não foi possível determinar o

teor de anortita pelo fato dos cristais não estarem geminados. Alguns grãos

apresentam-se parcialmente transformados em epidoto (epidoto sensu-strictu e

zoizita).

b) microclina que, assim como o plagioclásio, ocorre como grãos

tabulares, anédricos, na forma de porfiroclastos (Fotomicrografia 4.7), em sua

maioria, e como grãos poligonais recristalizados, ou novos grãos poligonais

(Fotomicrografia 4.8).

Tabela 4.1- Análise petrográfica da tecnofácies Umbaúba de acordo com os resultados

fornecido pelos alunos da disciplina GEO (063- UFBA).

ANÁLISE PETROGRÁFICA DA TECNOFÁCIES UMBAÚBA

Ponto Felds. Alc. Plag Qtz Bio Mus Epidoto Esfeno Opacos

NOME DA ROCHA

TC-03 49,32 24,13 21,20 4,40 0,79 0,16 Sienogranito TC-05 9,37 55,63 18,95 10,70 3,67 0,31 1,38

Biotita granodiorito

TC-06 8,35 54,42 23,05 11,35 1,28 0,55 1,00

Biotita granodiorito

TC-09 8,79 70,08 10,21 3,61 0,06 0,25

Quartzo Monzodiorito

TC-24 1,01 54,63 35,91 6,17 0,70 0,76 0,81 Biotita Tonalito TC-25 22,30 51,90 22,82 1,95 0,94 0,21 0,10 Granodiorito TC-26 0,52 52,74 28,13 18,22 0,10 0,29 Biotita Tonalito TC-30 11,68 57,84 18,40 10,17 1,91

Biotita granodiorito

TC-42 16,99 53,43 23,23 3,74 1,79 1,02 Granodiorito

32

Tabela 4.2- Análise petrográfica da tecnofácies Umbaúba gnaissificado de acordo com os

resultados fornecido pelos alunos da disciplina GEO (063- UFBA). a) Aspectos petrográficos da

paragênese magmática

ANÁLISE PETROGRÁFICA DA TECNOFÁCIES UMBAÚBA GNAISSIFICADO

PONTOS Felds. Alc. Plag Qtz Bio Mus Epidoto Esfeno Opacos

NOME DA ROCHA

TC-12 10,83 65,70 15,21 3,69 1,62 2,82 0,11 Quartzo

Monzodiorito TC-14 1,60 78,54 18,25 0,15 0,35 0,85 0,25 Tonalito

TC-34 11,03 56,64 26,05 12,24 1,63 0,68 0,90 0,03 Biotita

Granodiorito

TC-39 10,44 63,33 18,28 3,56 1,56 2,72 0,11 Quartzo

Monzodiorito

TC-71 7,79 61,07 21,23 8,39 1,42 0,10 0,20 Biotita

Granodiorito

Figura 4.2 – Classificação modal das rochas do gnaisse Umbaúba e do Umbaúba

gnaissificado. A- Álcali-feldspato, Q- Quartzo, P- Plagioclásio.

33

Fotomicrografia 4.7-Porfiroclatos de microclina (Mi). TC-42 (50x), nicóis cruzados.

Fotomicrografia 4.8- Grãos poligonais recristalizados de microclina. Ponto TC-03 (50X) NC.

Qz

Mi Mi

Mi

Também nesse caso é possível verificar que os novos grãos poligonais

contornam os porfiroclastos com extinção ondulante e subgrãos, sugerindo a

atuação de mecanismo de recristalização por rotação de subgrão. Tanto os

porfiroclastos, quanto os grãos poligonais encontram-se geminados segundo a

lei albita-periclina. Os porfiroclastos apresentam contatos curvos e interlobados

com o quartzo e o plagioclásio. Nos grãos poligonais, os contatos são retos

entre indivíduos de microclina.

c) quartzo, que ocorre de forma irregular, anédrico, ocupando os

interstícios entre porfiroclastos de feldspatos. Apresentam extinção ondulante,

subgrãos (Fotomicrografia 4.9) e estão parcialmente recristalizados nas bordas,

formando grãos poligonais. Os porfiroclastos apresentam contatos retos com

os feldspatos e interlobados com a microclina. d) biotita, que apresenta-se com pleocroísmo variando entre castanho

esverdeado e castanho claro, subédrica e tabular (Fotomicrografia 4.10). Os

grãos possuem extinção ondulante e apresentam eixo maior orientados,

imprimindo uma orientação preferencial a rocha. Está frequentemente

associada ao esfeno e à mica branca, apresentando com estes texturas de

reação (alteração hidrotermal), e a outros cristais de biotita. Possui inclusões

de zircão (Fotomicrografia 4.11).

e) esfeno (titanita), por sua vez, ocorre subédrico, com forma

losangulares típicas, associado à biotita, muscovita e minerais opacos.

34

f) zircão, que ocorre incluso em plagioclásio e biotita (Fotomicrografia

4.11).

g) apatita, euédrica, que está inclusa em plagioclásio e biotita.

h) alanita, anédrica, com coloração castanha, que ocorre inclusa em plagioclásio

Fotomicrografia 4.9- Subgrãos de quartzo (Qz). Ponto TC-30 (25X) . Nicóis cruzados.

Qz

Fotomicrografia 4.10- Biotita castanha orientada, segundo o fluxo

magmático. Ponto TC-42, (25X), luz plana. Bi- Biotita, Pl- Plagiolcásio.

Bi

Pl

Pl

35

Fotomicrografia 4.11- Cristal de zircão (Zr) incluso em biotita (Bi). Ponto TC-05 (100X), nicóis cruzados. Pl- Plagioclásio. (100X).

Bi Pl

Zr

Trama pós-magmática é encontrada nessas rochas e representada

pelas texturas de reações envolvendo o crescimento de mica branca a partir de

biotita (Fotomicrografia 4.12), plagioclásio e k-feldspato (Fotomicrografia 4.13);

do epidoto (sensu strictu) a partir do plagioclásio (Fotomicrografia 4.14); e da

biotita e da titanita a partir da biotita; do epidoto (sensu strictu) a partir da

alanita (Fotomicrografia 4.15). A geração desses minerais a partir de alteração

hidrotermal desses minerais produz a textura pseudopoiquilítica.

Fotomicrografia 4.12-Textura de reação sugerindo crescimento da mica branca (Mb) a apartir da biotita (Bi). Ponto TC-06 (100X),

luz plana.

Fotomicrografia 4.13- Textura de reação sugerindo crescimento da mica branca (Mb) a apartir do k-feldspato(Fss). Ponto TC-042

(100X), luz plana..

Bi Bi

Mb

Mb

Bi

36

Fotomicrografia 4.14- Textura sugerindo

reação envolvendo epidoto (ep) e plagioclásio (pl). Ponto TC-42, (25X) NC.

Foto Fotomicrografia 4.15- Textura poiquilítica

envolvendo crescimento do epidoto (Ep) a partir de alanita (Al). Ponto TC-42, (25X). Nicóis

cruzados. Pl- Plagioclásio.

Pl

Ep

Al

Ep

A presença de texturas de reação sugere a interação de fluido aquoso

com a rocha encaixante. Algumas reações podem ser aventadas, tais como:

Na4CaAl6Si14O40 (plagioclásio) + 1.5 KAlSI3O8 (ortoclásio) + 0.5 K+ + 0.5 H2O +

3.5 H+ = 0.5 Ca2Al3Si3O12(OH) (zoizita) + 2 KAl3Si3O10 (OH)2 (moscovita) + 1

SiO2 (quartzo) + 4 Na+1 (Bryant 1966)

A mica branca ocorre em algumas rochas como coloração

esbranquiçada, com forma tabular e grãos subédricos. Frequentemente está

associada à biotita e aos feldspatos. Não é comum a todas as rochas, mas

somente naquelas em que fraturas de cisalhamento são encontradas em

campo. O epidoto (sensu strictu), por sua vez, ocorre como grãos com

coloração verde pálida, anédrico e granular. Está frequentemente associado à

biotita. A titanita ocorre granular, anédrica, associada com a biotita verde.

4.2.2. Tectonofácies 2: tonalito-granodiorito Umbaúba Gnaissificado

Ocupa cerca de 40% da área. Ocorre bordejando o tonalito-granodiorito

Umbaúba ou como faixas descontínuas em seu interior, isolando núcleos

amendoados e alongados seguindo a foliação principal. Em campo, diferencia-

37

se da tectonofácies 1 por apresentar um bandamento composicional marcado

pela alternância de níveis tonalíticos e níveis graníticos (Foto 4.4).

Foto 4.4 Umbaúba gnaissificado apresentando

bandamento composicional S1 paralelo à foliação

magmática S0. Ponto TC-26, em planta.

S0//S1

Em geral predominam ultramilonitos, constituindo gnaisses com

bandamento tabular milimétrico a centimétrico, mas faixas de milonitos podem

ser encontradas. Neste caso, ocorrem como augen-gnaisses.

Ao microscópio, essas rochas apresentam-se fortemente recristalizadas.

A trama ígnea é ausente a pouco expressiva. As texturas predominantes

refletem atuação de processos deformacionais e mecanismo de recristalização

sintectônica associados com a formação da foliação principal, sendo

classificadas como milonítica e granoblástica, por vezes poligonal. Em alguns

domínios ainda pode-se reconhecer a textura núcleo-manto típica da transição

milonito-ultramilonito (Fotomicrografia 4.16). Em geral, predomina a textura

granoblástica (Fotomicrografia 4.17).

Essas rochas apresentam também textura lepidoblástica, marcada pela

orientação dos cristais de biotita e Ribbons de quartzo. As texturas observadas

e relacionadas com a foliação gnaíssica não envolvem texturas de reações

entre os minerais, mas uma mudança da forma dos mesmos através da

atuação de processos deformacionais e de mecanismos de recristalização.

38

Fotomicrografia 4.16 – Trama milonítica (estado sólido) no tonalito-granodiorito Umbaúba

gnaissificado. Notar subgrão (seta). Fa- Feldspato alcalino. Aumento de 25 vezes, nicóis

cruzados.

Fotomicrografia 4.17 – Trama ultramilonítica (estado sólido) no tonalito-granodiorito Umbaúba

Gnaissificado0. Fss- Feldspato, Qz- Quartzo, Ep- Epidoto (sensu strictu). Notar subgrão (seta).

Aumento de 25 vezes, nicóis cruzados.

39

O plagioclásio apresenta-se anédrico, em agregados poligonais com

contatos retos as curvos entre si. Porfiroclastos são raros e quanto presentes

estão imersos em matriz de grãos poligonais. A geminação predominante é a

albita e, através do método Michel-Levi pôde-se verificar que os grãos

possuem teor de anortita em torno de 25%, como na tectonofácies 1.

O quartzo ocorre anédrico, formando agregado de grãos poligonais.

Alguns porfiroclastos foram observados e esses encontram-se imersos em

manto de novos grãos. Quando poligonais, apresentam contatos interlobados

entre si e retos com os feldspatos. Os porfiroclastos, por sua vez, apresentam

contatos interlobados com a microclina e com o plagioclásio. Grãos estirados

de quartzo podem ser encontrados formando ribbons. A microclina ocorre como grãos anédricos, com tamanhos variados

devido a recristalização dos porfiroclastos (Fotomicrografia 4.16). Encontram-

se geminados segundo a lei Albita-Periclina. Apresentam contatos curvos entre

si e com o quartzo e plagioclásio.

A biotita apresenta cor castanha, com pleocroísmo variando de castanho

claro a castanho escuro. Ocorre como grãos subédricos a anédricos, tabulares,

com orientação de forma. Ocorre em aglomerados e está, freqüentemente,

associada ao esfeno e à mica branca.

4.3. ASPECTOS ESTRUTURAIS MULTIESCALARES ASSOCIADOS COM A DEFORMAÇÃO DO TONALITO-GRANODIORITO UMBAUBA

Macroscopicamente, o tonalito-granodiorito Umbaúba (Tectonofácies 1)

é caracterizado por apresentar uma foliação S0 marcada pela orientação de

forma de feldspato e biotita (Foto 4.5).

40

Foto 4.5-Tonalito-granodiorito Umbaúba, detalhe das biotitas estiradas Ponto TC-05

S0//S1

Enclaves máficos foram observados em campo. Em geral, esses

enclaves apresentam-se com eixo maior paralelizado com a foliação principal

das rochas. A foliação principal do corpo apresenta-se com amplo

espalhamento, com máximo posicionado em N351/72 (Figura 4.3). Em virtude

da carência de exposição do plano XZ, a lineação de estiramento associada

com a foliação principal do corpo não foi observada.

Uma série de diques de aplitos e pegmatóides, com geometria tabular

ocorre cortando essas rochas e sendo cortados pela foliação magmática.

Alguns deles, inclusive, encontram-se dobrados isoclinalmente, sendo

transpostos por essa foliação (Foto 4.6). Uma geração de diques mais tardia

ocorre truncando a foliacao deformacional S1//S0 (Foto 4.6).

Esses diques apresentam uma variação de posição (Figura 4.4), mas,

em geral, e encontram-se segundo N150/82SW. Associado a esses corpos, um

conjunto de zonas de cisalhamento com componente de movimento direcional

horária e antihorária e dobras com geometrias diversas podem ser observadas

(Figura 4.5). As zonas com componente sinistral se posicionam em N029/33,

ao passo que as destrais, em N349/79NE (Figura 4.5). Nos diques de

pegmatóides, a lineação de crescimento mineral se posiciona segundo E-W. O

campo de tensão relacionado com a formação dessas estruturas está

apresentado na figura 4.4 e 4.5.

41

Figura 4.3 – Diagramas estereográficos sinópticos das estruturas associadas com o tonalito-

granodiorito Umbaúba e Umbaúba gnaissificado. Hemisfério inferior, N= número de medidas.

Foto 4.6– Foliação magmática S1//S0 no Granitóide Umbaúba. Notar presença de dobras intrafoliais e de dique tardio à foliação (seta verde). Ponto TC-03.

S0//S1

42

As diques de aplitos se encontram dobrados em vários estilos. Neste

sentido, são encontradas dobras pitigmáticas, em geral assimétricas, e dobras

assimétricas com geometria em S e em Z a depender da posição dessas

estruturas (Figuras 4.5 e 4.6a). Na figura 4.6a pode ser visualizado que as

dobras simétricas, em geral, possuem plano de achatamento posicionado em

N330/78NE. As dobras em S, por sua vez, apresentam-se desenvolvidas em

diques posicionados em N200/82SW(figura 4.6b), ao passo que as dobras

assimétricas em Z ocorrem em diques orientados segundo N344/77NE. A

direção da tensão principal máxima interpretada para essas estruturas

encontra-se representadas na figura 4.7.

A distribuição das assimetrias das dobras em campo, das falhas e da

distribuição da foliação (S0) permitem sugerir um campo de tensão associado

com a geração dessas estruturas posicionada segundo, aproximadamente,

SSE-NNW, com variações para SSW-NNE (Figura 4.7). A relação entre esse

campo de tensão e a foliação principal sugere componente sinistral de

movimento associada com a geração dessas estruturas. Observações

cinemáticas no plano XZ da foliação milonítica gerem movimentos reversos

associados.

A foliação principal(S0) do tonalito-granodiorito Umbaúba trunca os

diques e ocorre posicionada segundo o plano axial das dobras neles

desenvolvidas (Foto 3.26). Tal feição sugere cogeneticidade entre essas

estruturas, ou sejam entre a formação da foliação principal(S0) e das dobras.

Truncando a foliação magmática (S0), diques pegmatóides e de aplitos

posiciona em 150/85 SW (Figura 4.5d).

43

Figura 4.4- Diagramas estereográficos sinópticos das estruturas deformacionais cartografadas.

Hemisfério inferior, N= Número de medidas.

44

Figura 4.5- Diagramas estereográficos sinópticos das estruturas deformacionais cartografadas.

Hemisfério inferior, N= Número de medidas.

45

Figura 4.6 – Conjunto de estruturas levantadas em campo com as respectivas direções. A seta

em azul representa a direção de encurtamento máximo interpretada.

Figura 4.7 – Análise cinemática sintética das estruturas deformacionais truncadas por S0.

Em direção à tectonofácies 2, os diques de aplitos e pegmatóides

tornam-se gradativamente paralelizados entre si e com a foliação milonítica

(S//S0), semelhante ao que foi demonstrado por Paschier & Trouw (2005) para

a geração de gnaisses a partir de rotação rígida de elementos tabulares. A

rotação desses elementos levou ao desenvolvimento de um proeminente

bandamento composicional que está parelelizado com a foliação milonítica

46

principal. Este bandamento é marcado pela alternância de bandas claras,

rosadas, de composição quartzo-feldspáticas, semelhantes aos diques de

rochas graníticas e pegmatóides descritos na tectonofácies 1, e bandas

acinzentadas, de composição tonalítico a granodiorítico, com características

macroscópicas e composicionais semelhantes aos granitóides da tectonofácies

1. A foliação S1 nessas rochas posiciona-se em N344/69 NE (Figura 4.5c).

Sobre essa foliação desenvolve-se uma lineação de estiramento mineral

marcado pelo quartzo e agregados poligonais de feldspatos. Esta estrutura

posiciona-se em 22 p/ 161.

Alternando-se com essas bandas podem ser encontrados níveis de

composição máfica, intensamente estirados e compondo o bandamento

gnáissico. Feições de boudinagem envolvendo enclaves de rocha básica e

diques de granitóides são comuns (Foto 4.7).

Foto 4.7- Boudin (Seta verde) em Umbaúba gnaissificado. Ponto TC-25.

S0//S1

Ao microscópio, o aumento da deformação e atuação de mecanismos de

recristalização levou à destruição das feições ígneas do protólito, sem,

contudo, haver a atuação de processos de reação entre minerais. A presença

de porfiroclastos de feldspato e quartzo com subgrãos e manto de grãos

poligonais (textura núcleo-manto) em seu entorno sugere a atuação de

mecanismo de recristalização sin-tectônica por rotação de subgrãos. Junções

tríplices entre grãos poligonais de quartzo e entre grãos poligonais de

47

feldspatos são comuns. Em geral, o contato entre os grãos recristalizados é

reto a interlobados.

4.4 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS

O conjunto de dados levantados nas escalas macro (afloramentos),

meso (amostra de mão) e microscópica (seções delgadas) sugere que a

foliação do tonalito-granodiorito umbaúba está relacionada com a atuação de

processos deformacionais e mecanismos de recristalização no estado sólido.

Tais mecanismos envolvem, sobretudo, a atuação de processos de rotação de

subgrãos. Além disso, na macro-escala, a relação plano axial da foliação

milonítica e as dobras, a assimetria das dobras, assim como a formação de um

bandamento gnáissico a partir da rotação e estiramento desses elementos, nos

domínios mais deformados, sugerem que essas estruturas foram formadas e

associadas a um plano de cisalhamento. Este plano está materializado pela

foliação milonítica (S0//S1). A primeira possibilidade é que essas estruturas

tenham se desenvolvido em estágio sin-magmático, ou de transição entre este,

e o estágio sólido. Os principais argumenttos neste sentido, baseado nos

trabalhos de Paschier & Trow (2005) e Chauvet et al. (1999), são:

a) a foliação apresenta uma distribuição dômica, compatível com a

geometria do corpo;

b) as tectonofácies mais deformadas ocorrem nas borda do corpo e sua

geometria segue a foliação principal. Ao ocorrer no interior dos granitóides,

formam geometrias típicas associadas com zonas de cisalhamento, ou seja,

formam corpos amendoados, menos deformados, ou poods de deformação,

conforme Ramsay (1980);

c) a foliação milonítica ocorre nos granitóides e nos diques de aplitos

neles encaixados. Isso significa que é posterior ou contemporânea com a

formação desses corpos. A distribuição dômica da foliação milonítica inserida

tanto nos granitóides, quanto nos diques, sugere, entretanto, que essas são

coetâneas. O seu caráter milonítico, por sua vez, sugere a atuação de

processos de deformação associado com a colocação dos corpos ígneos. O

fato de a foliação milonitica ser plano axial das dobras desenvolvidas nos

diques corrobora o caráter transicional sin-magmático-estado sólido da

deformação;

48

d) a deformação aumenta, em geral, do centro para a borda do corpo

estudado;

e) somando-se todas as argumentações acima, a forma alongada do

corpo pode sugerir a sua deformação durante a sua colocação.

Tomando-se como base esses argumentos e partir do que foi observado

em campo e em lâmina, uma primeira hipótese pode ser aventada para explicar

a colocação do tonalito-granodiorito de Umbaúba (Figura 4.8). Na meso-escala,

a história evolutiva do tonalito-granodiorito de Umbaúba inicia-se com o

desenvolvimento de uma foliação de fluxo magmático. Diques de pegmatitos e

aplitos são colocados sem orientação preferencial. Ao serem submetidos a um

campo de tensão, essas estruturas são dobradas e rotacionadas, se

paralelizando com a foliação principal S0//S1, de caráter milonítico. Neste

contexto, dobras isoclinais, intrafoliais são geradas, culminando com a geração

de uma trama de transposição.

Na micro-escala, a formação da foliação magmática, possivelmente,

inicia-se com a orientação de forma de cristais tabulares de biotita e feldspatos (Figura 4.8). Com o aumento do volume de material magmático cristalizado, em

virtude do campo de tensão e da elevada temperatura do sistema, inicia-se a

deformação no estado plástico com recristalização sin-tectônica dos minerais já

cristalizados e formação de uma foliação milonítica (S0//S1) em estágio

transicional entre o magmático e sólido. Sendo o resfriamento mais rápido na

borda do corpo com relação ao seu centro, assim como a maior velocidade de

cristalização, enquanto no núcleo imperam processos em estado plástico, na

borda imperam processos no estágio sólido, que levaram à paralelização da

trama.

A distribuição dos elementos estruturais sugere que o nível de

exposição atual aflora a porção dos plútons em que os planos de achatamento

encontram-se subverticais ou de alto ângulo, excluindo a possibilidade de estar

exposta à cúpula do granitóide. A presença do sinforme na porção oeste do

corpo pode estar relacionada com fluxos de massa no flanco dos domos,

conforme modelo apresentado por Choukroune, 1995.

Segundo essa hipótese a deformação do Umbaúba e sua colocação

possivelmente está relacionada com a evolução da zona de cisalhamento de

49

Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo. Tal fato é sugerido pela relação espacial entre

os campos de tensões encontrados, a distribuição dos elementos estruturais,

em especial, foliação S1 e Lx1, e os resultados obtidos por Mesquita (2007). A

figuras 4.8 apresenta a relação espacial e temporal entre a evolução da zona

de cisalhamento em questão e a evolução da foliação magmática-

deformacional do tonalito-granodiorito Umbaúba. Ao passo que a figura 4.9

apresenta o campo de tensão associado.

Hipótese I: Colocação do tonalito-granodiorito Umbaúba em condições

sin-tectonicas a zona de cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo

Hipótese II: A colocação do tonalito-granodiorito Umbaúba seja anterior

à nucleação da zona de cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo (Figura

4.9). Um fator que vai de encontro a esta hipótese é a concordância entre a

foliação (S0) do tonalito-granodiorito Umbaúba e a foliação milonítica sin-

gnaissificação. Um outro aspecto é o fato da foliação magmática ser plano axial

das dobras nucleadas em diques graníticos.

50

Figura 4.8 - Hipótese I que explicaria de evolução deformacional para explicar a evolução da

trama no Granitóide Umbaúba. Ver texto para discussão. L=liquido, C=cristal, P=porfiroclasto,

GR=novo grão poligonal

Figura 4.9 – Correlação entre o campo de tensão da zona de cisalhamento Ibiassuçê-Iguatemi-

Mocambo e o campo encontrado no Granitóide Umbaúba. Em azul, a tensão principal máxima.

51

CAPÍTULO 5 – CONCLUSÕES

A partir dos dados apresentados e discutidos, conclui-se que:

1. No tonalito-granodiorito Umbaúba podem ser individualizadas duas

tectonofácies distintas associadas com a formação de rochas da fácies

milonítica. A primeira, denominada de tonalito-granodiorito Umbaúba foliado,

possui feições do protólito ígneo muito bem preservadas, permitindo classificá-

la como protomilonítica. A segunda, o tonalito-granodiorito Umbaúba

Gnaissificado, ocorre bordejando ou concordante com a trama do tonalito-

granodiorito Umbaúba. Nesta tectonofácies, feições de deformação e

processos de recristalização coexistem com feições reliquiares do protólito

ígneo, nos termos miloníticos. Nos termos ultramiloníticos, a trama primária foi

quase totalmente destruídas pelas feições de deformação no estado sólido.

2. O tonalito-granodiorito Umbaúba possui uma foliação marcada pela

orientação de cristais, predominantemente, de plagioclásio e biotita pouco

deformados imersos em uma matriz granodiorítica. Tal relação sugere que

trata-se de uma foliação formada ainda no estágio magmático. O termo

gnaissificado possui uma foliação milonítica materializada pela presença de

textura mortar e granoblástica. Tais características sugerem que trata-se de

foliação gerada em estado sólido. O estágio submagmático não foi verificado

nessas rochas.

3. Texturas pós magmáticas/pós gnaissificação são encontradas nessas

rochas e representadas por feições que sugerem a presença de fluido

hidrotermal envolvendo a biotita, mica branca, clorita, epidoto e esfeno, em

condições de fácies xisto verde.

4. A distribuição da foliação nas tectonofácies identificadas sugere uma

estrutura dômica alongada segundo aproximadamente, NS. Os elementos

estruturais obtidos sugerem duas hipóteses. A primeira propõe que o tonalito-

granodiorito em questão foi colocado sob regime transpressional sinistral, cuja

evolução está relacionada com a presença de zonas de cisalhamento

regionais. A tensão principal possivelmente posicionou-se segundo SSE-NNW.

Na segunda, a colocação do tonalito-granodiorito estudado é anterior à

nucleação da zona de cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi-Mocambo

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REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Almeida F. F. 1977. O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc., 4: 349-364 Arcanjo, J. B., Marques-Martins, A. A., Loureiro, H. S. C., Varela, P. H. L. 2000.

Projeto vale do Paramirim, escala 1:100.000. Programa de Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil, CD-ROOM.

Babinsk, M., Van-Schmus, W. R., Chemale, J. R. F., Brito-Neves, B. B., Rocha, A. D. 1993. Idade isocrônica Pb/Pb em rochas carbonáticas da Formação Caboclo em Morro do Chapéu, BA. In: SBG/SGM, Simpósio sobre o Cráton do São Francisco, 2, Anais, p. 160-163

Babinski , M., Brito-Neves, B. B., Machado, N., Noce, C. M., Ulhein, A., Van Schumus, W. R. 1994. Problemas na metodologia U/Pb em zircões de vulcânicas continentais: o caso do Grupo Rio dos Remédios, Supergrupo Espinhaço, no estado da Bahia. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, Boletim de Resumos Expandidos, 2, p. 409-410

Barbosa, J. S. F., Sabaté, P., Leite, C. M. M. 2001. Os quatro blocos arqueanos do embasamento do Cráton do São Francisco na Bahia e a colisão no paleoproterozóico. In: SBG/NNE, Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos, 8, Anais, p. 131-133.

Barbosa, J. S. F. & Sabaté, P. 2002. Geological feature and the paleoproterozoic od four archean crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A syntesis. An. Acad. Bras. Cienc., 2: 343-359.

Bastos-Leal, L.R. 1998. Geocronologia U/Pb (Shrimp), 207Pb/206Pb, Rb-Sr, Sm-Nd e K-Ar dos Terrenos Granito-Greenstone do Bloco do Gavião: Implicações para Evolução arquena e proterozóica do Cráton do São Francisco, Brasil. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade Estado de São Paulo, 178p

Bastos-Leal, L. R., Teixeira, W., Macambira, M. J. B., Cordani, U., Cunha, J. C. 1996. Evolução crustal dos terrenos TTGs arqueanos do Bloco do Gavião, Cráton do São Franscisco: Geocronologia U-Pb (Shrimp) e Pb-Pb em zircões. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Anais, p. 539-541.

Bastos-Leal, L. R., Teixeira, W., Cunha, J. C., Macambira, M.J.B. 1998. Archean tonalitic-trondhjemitic and granitic plutonism in the Gavião block, São Francisco Craton, Bahia, Brazil: Geochemical and geochronology characteristics. Rev. Bras. Geoc., 2: 209-220.

Battilani, G.B., Vascaoncelos, P. M., Gomes, N. S., Guerra, W. J. 2005. Geochronological data of dykes and sills intruding proterozoic sequences of the Tombador Formation, Bahia, Brasil. In: Simpósio do Cráton do São Francisco, 1, Salvador, SBG, p. 139-142

Blenkinsop, T.G. 2000. Deformation microstructures and mechanisms in minerals and rocks. Kluwer Academic Publisher, Dordrecht, 150p.

Brito-Neves, B. B., Cordani, U. G., Torquato, J. R. 1980. Evolução geocronológica do Precambriano no estado da Bahia. In: Inda, H.A.D. &

Duarte, F.B. Geologia e Recursos Minerais do Estado da Bahia, 3, SME-COM, pp.. 1-101.

Bucher, K. & Frey, D. 1994. Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Spinger-Verlag , Germany. 307p.

Choukroune, P. 1995. Deformação e deslocamentos da crosta terrestre. Editora, Unissinos, Rio Grande do Sul, 272p.

Cruz, S.C.P. 2004. Tectônica do Embasamento na Porção Sul do Corredor do

Paramirim-MG/BA e sua relação com o orógeno Araçuaí-Oeste Congo.

Tese de Doutorado. Departamento de Geologia, Universidade Federal de

Ouro Preto, 505p.

Cruz, S.C.P. & Alkmim, F.F. 2006. The tectonic interaction between the

Paramirim Aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco Craton region,

Easter Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 1: 151-173.

Cunha, J. C., Lopes, G. A. C., Fróes, R. J. B., Oliveira, N. S., Santana, E. A. N. 1996b. Projeto Ibitira-Brumado: Relatório Final. Salvador, CBPM, 1996, não publicado.

Danderfer Fo, A. 1990. Análise estrutural descritiva e cinemática do Supergrupo Espinhaço na região da Chapada Diamantina (BA). Dissertação de Mestrado, Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, 99p.

Danderfer Fo A. & Dardenne, M. A. 2001. Tectonoestratigrafia da bacia Espinhaço na porção centro-norte do Cráton do São Francisco: registro de uma evolução policíclica, multitemporal e poliistórica. In: SBG/NNE, Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos, 8, Anais. SBG-NE, p. 145-148

Dominguez, J. M. L. 1993. As coberturas do Cráton do São Francisco: Uma abordagem do ponto de vista da análise de bacias. In: Dominguez, J. M. L. & Barbosa, J. S. F. (eds) O Cráton do São Francisco, SGM, pp. 137-155.

Dominguez, J. M. L. 1996. As Coberturas Plataformais do Proterozóico Médio e Superior. In: Barbosa J.S.F.& Dominguez, J.M.L. (eds). Mapa Geológico do Estado da Bahia, Texto Explicativo, pp. 109-112.

Graham, W. & Dixon, J. 1982. Reaction and geometrical softening in granitoid mylonites. Textures and Microstructures, 4: 223-239.

Guimarães, J. T. 1996. A Formação Bebedouro no Estado da Bahia: Faciologia, Estratigrafia e Ambiente de Sedimentação. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, 155p.

Guimarães, J. T., Teixeira, L. R., Silva, M´G., Martins, A. A., Filho, E. L. A., Loureiro, H. S. C., Arcanjo, J. B., Dalton de Souza, J., Neves, J. P. Mascarenhas, J. F., Melo, R. C., Bento, R. M. V. 2005. Datações U-Pb em rochas magmáticas intrusivas no Complexo Paramirim e no rifte Espinhaço: Uma contribuição ao estudo da evolução geocronológica da Chapada Diamantina. In: Simpósio do Cráton do São Francisco, 1, Salvador, SBG, p. 159-161.

Hibbard, M.J. 1997. Deformation of incompletely crystallised magma systems: granitic, gneisses and their tectonics implications. Journal Structural Geology, 951: 543-561

Inda, H. A. V. & Barbosa, J. F. 1978. Texto Explicativo para o Mapa Geológico do Estado da Bahia, SME/COM. 137 p.

Macedo, M. H. & Bonhome, M. G. 1984. Contribuição a cronoestratigrafia das Formações Caboclo, Bebedouro e Salitre na Chapada Diamantina (BA) pelos métodos RB-Sr e K-Ar. Rev. Bras. Geoc., 3: 153-163.

Macedo, M. H. F. & Bonhome, M. G. 1981. Datação Rb-Sr e K-Ar das formações Bebedouro e Caboclo na Chapada Diamantina. In: CPM/SBG, Simpósio sobre o Cráton do São Francisco, 1, Anais, p. 98-99.

Mascarenhas J. de F. 1973. A geologia do centro-leste do Estado da Bahia. In: SBG, Congr. Bras. Geol., 28, Anais: 35-66

Mesquita, V. L., Caracterização estrutural multiescalar metamórfica da zona de cisalhamento Ibiassucê-Iguatemi, Mocambo Cacule Ba 2007

Misi, A. & Veizer, J. 1996. Chemostratigraphy of neoproterozoic carbonate sequences of the Una Group, Irecê Basin, Brazil. In: SBG/NBA-SE, Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Anais., v. 5, p. 487-489.

Moraes, L. C., Martins, A. B. M., Sampaio, A. R., Gil, C. A. A, Andrade Filho, E. L., Arcanjo, J. B., Lima, R. C. C. L., Melo, R. C., Oliveira, R. B. A. O., Margalho, R. S. F. X. 1980. Projeto Brumado-Caetité. Relatório Final, 1a Fase. Salvador, CPRM/DNPM, 233p.

Moutinho da Costa, L. A. & Inda, H. A. V. 1982. O Aulacógeno do Espinhaço. Ciências da Terra, 2: 13-18

Mulchrone, K. F,.Grogan, S., Prithwijit De. 2005. The relationship betwenn magmatic tiling, fluid flow and crystals fraction. Journal Structural Geology, 27: 179-197

Passchier, C. W. & Trouw, R. A. J. 2005. Microtectonics. Springer-Verlag, Germany. 366p

Pedreira, A. J. C. L. 1994. O Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina centro oriental, Bahia: Sedimentologia, estratigrafia e tectônica. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de São Paulo, 126p.

Pedrosa-Soares, A. C. & Wiedeman-Leonardos, C. 2000. Evolution of the Araçuaí belt and its connection to the Ribeira belt, eastern Brazil. In: Cordani, U.G.. Milani, E. J., Thomaz Fo, A., Campos, D. A. (eds.) Tectonic Evolution of South America, SBG, pp.: 265-285.

Pedrosa-Soares A. C., Noce C. M., Wiedemann C. M., Pinto C. P. 2001. The Araçuaí-West-Congo Orogen in Brazil: an overview of a confined orogen formed during Gondwanaland assembly. Precamb. Res., 1-4: 307-323.

Schobbenhaus, C. 1996. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre, estado da Bahia: Revisão e novas propostas. Rev. Bras. Geoc., 4: 265-276.

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