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Relatório para conclusão do curso de geologia UFPR. á
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ
SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Gabriel Felipe Moretti
Ricardo Alves de Oliveira Roberto Cambruzzi
RELATÓRIO DE GRADUAÇÃO REFERENTE A ÁREA REGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC
CURITIBA - PR Dezembro / 2010
GABRIEL FELIPE MORETTI
RICARDO ALVES DE OLIVEIRA ROBERTO CAMBRUZZI
RELATÓRIO DE GRADUAÇÃO REFERENTE A ÁREA REGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC
Trabalho referente à disciplina Relatório de Graduação do curso de Geologia pela
Universidade Federal do Paraná, ministrada pelos professorores Carlos Eduardo de
Mesquita Barros, Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos, Elvo Fassbinder e João Carlos Biondi , durante o segundo semestre de
2010.
CURITIBA - PR Dezembro / 2010
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AGRADECIMENTOS
Agradecemos primeiramente aos nossos pais pelo suporte, aos irmãos, amigos, familiares e colegas em geral pelo apoio.
Agradecemos à instituição UFPR, pela oferta deste apaixonante curso de graduação.
Agradecemos à UFPR e ao departamento de Geologia, pela disposição de laboratórios didáticos de microscopia, como o LAMIR (Laboratório de Análise de Minerais e Rochas), que cede seu espaço para que os alunos possam descrever seções delgadas quando os demais laboratórios de microscopia estão ocupados e ainda por permitir o uso de sua câmera para a obtenção das fotomicrografias, sem a qual seria impossível obter fotomicrografia para este trabalho.
Agradecemos também ao setor de transportes por nos emprestar seus veículos e motoristas que compreendiam a nossa atividade e nos ajudavam em muitos casos.
Agradecemos à EPAGRI (Empresa de Pesquisa Agropecuária e Extensão Rural de Santa Catarina), que forneceu gratuitamente e de forma aberta as cartas topográficas vetorizadas da região.
Agradecemos à Secretaria de Estado de Desenvolvimento de Santa Catarina pelo empréstimo das fotos aéreas em escala 1:25.000 datadas de 1980, estas foram fotocopiadas e devolvidas a instituição.
Nosso muito obrigado àquelas pessoas que nos permitiram adentrar em suas propriedades particulares, pois sem a colaboração destas pessoas muito desse mapa não seria possível de ser realizado.
Agradecemos em especial ao menino Alex, sua irmã menor Camila e à mãe de ambos por nos mostrarem em um domingo de almoço com a família, um bloco de Granito que havia no meio da cozinha da residência destas pessoas, bloco mantido no local durante a construção da residência. Também agradecemos ao menino que estava em uma antiga frente de lavra de xisto e, com uma técnica invejável, descobrindo planos de fratura que, quando quebrados, vertiam água.
Agradecemos ao colega Luiz Clésio por nos emprestar sua Marreta de 3,0 Kg, importante para pegar amostras.
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RESUMO
O trabalho realizado no Município de Brusque, estado de Santa Catarina, resultou em um mapa geológico 1:10.000 onde ocorrem os litotipos xisto, filito, granito, hornfels e sedimentos recentes. As estruturas observadas nos xistos foram organizadas em 4 fases de deformação: D1, que formou a xistosidade S1; D2, que formou a xistosidade S2 (atingiu pico metamórfico na fácies Xisto Verde, Zona da Granada); D3, que é associada a zonas de cisalhamento e gerou uma xistosidade incipiente com atitude média N55E/vertical, que corta a xistosidade penetrativa S2; e D4, que não possui metamorfismo associado e é possível que seja uma reativação da falha gerada em D3.
As estruturas dos filitos também foram organizadas dentro das mesmas fases de deformação, mas as respostas reológicas dos filitos são diferentes das dos xistos, resultando em estruturas menos desenvolvidas. É provável que o pico metamórfico nos filitos tenha ocorrido na fácies Xisto Verde, Zona da Biotita. Há a possibilidade de que os xistos e os filitos tenham sido posicionados lateralmente por cisalhamento.
Os granitos são sin-tectônicos pós-colisionais, de tipologia I Caledoniana. A ascensão do magma se deu através de uma zona de cisalhamento que atingiu grandes profundidades e criou condições para a gênese do magma. Foram classificadas quatro fácies com base na textura: Porfirítico Grosso, Heterogranular Seriado, Equigranular Médio e Leucogranitos, sendo esta a provável sequência de formação dos mesmos.
Sabe-se que os granitos foram formados posteriormente a S2, mas há incerteza quanto à intrusão ser sin- ou pós-D3. A intrusão dos granitos gerou, além da deformação nos planos S2, a formação de hornfels por metamorfismo termal, sendo essa a ultima fase de metamorfismo encontrada na área.
As rochas metamórficas e os granitos foram cortadas por diques de rocha básica de direção N44W.
E por fim ocorre a formação dos depósitos inconsolidados, como níveis conglomeráticos encontrados em muitos locais da área e em especial nas planícies das principais drenagens da área.
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ABSTRACT
The work carried out in the city of Brusque, Santa Catarina, resulted in a 1:10,000 geological map comprised of the following lithotypes: schist, phyllite, granite, hornfels and recent sediments. The structures observed in schists were organized into four phases of deformation: D1, which formed the schistosity S1; D2, which formed the S2 foliation (metamorphic peak reached the Garnet Zone of the Greenschist Facies); D3, which is associated to shear zones and generated an incipient foliation with average orientation of N55E/vertical which cuts the penetrative schistosity of the area (S2); and D4, which has no associated metamorphism, and may be a reactivation of the fault generated in D3.
The structures observed in the phyllites were also organized in the same 4 phases of deformation, but the rheological answers are different between schsits and phyllites, resulting in less-developed structures. It is likely that the metamorphic peak in phyllites occured in the Biotite Zone of the Greenschist facies. There is the possibility that the schists and phyllites have been placed side by side by shearing.
The granites are syn-tectonic, post-collisional of I Caledonian typology. The ascent of magma took place through a shear zone that reached great depths and created conditions for the genesis of the magma. Four facies were classified based on texture: Coarse Porphyritic, Heterogranular Seriated, Equigranular and Leucogranite, this being the likely sequence of their formation.
It is known that the granites were formed after S2, but there is uncertainty regarding the intrusion being syn-or post-D3. The intrusion of the granites generated, in addition to the deformation in the S2 plans, the formation of hornfels by thermal metamorphism, which is the last phase of metamorphism found in the area.
The metamorphic rocks and granites are cut by dykes of basic rock that have the average direction of N44W.
And finally there is the formation of unconsolidated deposits, such as conglomeratic levels found in many places in the area and especially in the plains of the major drainages in the area.
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SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................... 10
2. LOCALIZAÇÃO ............................................................................................................... 11
2.1 – VIAS DE ACESSO .......................................................................................................................... 12
3. MATERIAIS E MÉTODOS ........................................................................................... 13
4. FISIOGRAFIA ................................................................................................................. 14
5. GEOLOGIA REGIONAL ................................................................................................ 15
5.1 – PROVÍNCIA DA MANTIQUIERA .................................................................................................... 15
5.2 – ORÓGENO DOM FELICIANO ......................................................................................................... 17
5.3 – COMPLEXO GRANULÍTICO DE SANTA CATARINA ......................................................................... 20
5.4 – COMPLEXO BRUSQUE .................................................................................................................. 22
5.5 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................... 24
5.6 – COMPLEXO ÁGUAS MORNAS ...................................................................................................... 26
5.7 – BATÓLITO DE FLORIANÓPOLIS ................................................................................................. 28
5.8 – BACIA DO ITAJAÍ .......................................................................................................................... 30
5.9 – GRANITO SUBIDA ........................................................................................................................ 32
5.10 – ENXAME DE DIQUES FLORIANÓPOLIS ........................................................................................ 33
5.11 – DIQUES MESOZÓICOS ................................................................................................................ 34
6. GEOLOGIA LOCAL ........................................................................................................ 37
6.1 – COMPLEXO BRUSQUE .................................................................................................................. 37
6.2 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................... 39
6.3 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS ................................................................................................. 41
7. PETROGRAFIA .............................................................................................................. 42
7.1 – XISTOS ......................................................................................................................................... 42
7.2 – FILITOS ........................................................................................................................................ 50
7.3 – HORNFELS ................................................................................................................................... 53
7.4 – GRANITOS ................................................................................................................................... 55
7.5 – DIQUES BÁSICOS ......................................................................................................................... 57
8. GEOLOGIA ESTRUTURAL .......................................................................................... 61
8.1 – ESTRUTURAS DO COMPLEXO BRUSQUE ...................................................................................... 61
8.1.1 – SUPERFÍCIE S1 .......................................................................................................................... 61
8.1.2 – SUPERFÍCIE S2 .......................................................................................................................... 64
8.1.3 – SUPERFÍCIE S3 .......................................................................................................................... 69
8.1.4 – FOLIAÇÃO MILONÍTICA ............................................................................................................. 71
8.2 - SUPERFÍCIE S4 ........................................................................................................................... 72
8.3 – FOLIAÇÃO MAGMÁTICA .............................................................................................................. 74
8.4– TECTÔNICA RUPTIL ....................................................................................................................... 77
8.4.1 – FALHAS ..................................................................................................................................... 77
8.4.2 – FRATURAS ................................................................................................................................ 79
8.5 – DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ........................................................................................................ 81
9 METAMORFISMO ......................................................................................................... 86
9.1 – METAMORFISMO REGIONAL (M1 E M2) ...................................................................................... 86
9.2 – METAMORFISMO DINÂMICO (M3) .............................................................................................. 88
9.3 – METAMORFISMO DE CONTATO (MC) .......................................................................................... 89
10 - MAGMATISMO ....................................................................................................... 91
10.1 – GRANITO PORFIRÍTICO GROSSO ................................................................................................ 91
10.2 – GRANITO HETEROGRANULAR SERIADO ..................................................................................... 91
10.3 – GRANITO EQUIGRANULAR MÉDIO............................................................................................. 92
10.4 – LEUCOGRANITO. ........................................................................................................................ 92
10.5 – RELAÇÃO MAGMATISMO X DEFORMAÇÃO. .............................................................................. 93
10.6 – TIPOLOGIA DOS MAGMAS ......................................................................................................... 93
10.7 – ORIGEM DO MAGMA. ............................................................................................................... 94
10.8 – ORIGEM DOS MEGACRISTAIS .................................................................................................... 94
10.9 – COMPARAÇÃO BIBLIOGRÁFICA ................................................................................................. 95
10.10 – GEOCRONOLOGIA.................................................................................................................... 96
10.11 – DIQUES DE DIABÁSIO .............................................................................................................. 96
11 - ESTRATIGRAFIA ................................................................................................... 97
11.1 – COMPLEXO METAMÓFICO BRUSQUE ........................................................................................ 97
11.2 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................. 98
11.3 – HORNFELS ................................................................................................................................. 99
11.4 – DIQUES DE ROCHA BÁSICA ...................................................................................................... 100
11.5 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS ............................................................................................. 100
12 - EVOLUÇÃO GEOLÓGICA ................................................................................... 103
12.1 – AMBIENTE DE DEPOSIÇÃO ....................................................................................................... 103
12.2 – EVOLUÇÃO DA BACIA .............................................................................................................. 104
12.3 – MAGMATISMO E METAMORFISMO DE CONTATO ................................................................... 106
12.4 – DEPÓSITOS SEDIMENTARES CENOZÓICOS E RELEVO ............................................................... 107
13 -GEOLOGIA ECONÔMICA . .................................................................................. 110
14 -GEOLOGIA AMBIENTAL .................................................................................... 115
15 CONCLUSÕES ......................................................................................................... 119
16 -MAPAS TEMÁTICOS ........................................................................................... 122
16.1- Mapa de Direitos Minerários .................................................................................................... 122
16.2- Mapa Geológico Simplificado e Elevação da Região do Bairro Dom Joaquim-Brusque-SC.. ....... 122
17 -REFERÊNCIAS BILBIOGRÁFICAS ................................................................... 123
18 -FICHAS DE DESCRIÇÃO. .................................................................................... 125
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1. INTRODUÇÃO
Este relatório é parte da disciplina Relatório de Graduação e é referente
ao Mapa Geológico da Região do Bairro Dom Joaquim – Brusque, SC na
escala 1:10.000, que foi o produto final da disciplina de Mapeamento de
Graduação, ofertadas pelo Departamento de Geologia da Universidade Federal
do Paraná como pré-requisitos para obter a Graduação em Geologia da
Universidade Federal do Paraná.
Os professores orientadores deste trabalho são Carlos Eduardo de
Mesquita Barros, Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos, Elvo Fassbinder e
João Carlos Biondi.
A equipe que, sob orientação dos professores nomeados acima, gerou o
mapa geológico referido acima e este Relatório de Graduação da Região do
Bairro Dom Joaquim – Brusque, SC é composta pelos estudantes de
graduação Gabriel Felipe Moretti, Ricardo Alves de Oliveira e Roberto
Cambruzzi.
Este relatório objetiva apresentar os dados geológicos de modo
organizado, coerente, sucinto e objetivo. O relatório pretende explicar as
relações entre as diversas rochas encontradas na área cartografada, suas
composições minerais, suas estruturas e os processos pelos quais essas
rochas passaram. Outro objetivo é propor hipóteses plausíveis sobre a
evolução geológica das rochas presentes no Mapa. Serão também
apresentadas análises de aspectos relevantes da geologia ambiental e
econômica presentes na área.
Por fim, este relatório tem como objetivo atestar que os membros da
equipe possuem condições de receber a graduação em Geologia.
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2. LOCALIZAÇÃO
Figura 1 – Mapa do Brasil com o estado de Santa Catarina em destaque à esquerda e acima; à direita e acima são mostradas as divisas do estado de Santa Catarina, com os municípios de Guabiruba, Brusque e Botuverá destacados; abaixo e à esquerda são mostradas as divisas dos municípios citados com a área de mapeamento locada, (Modificado IBGE,2010); e abaixo e à direita é mostrada a articulação das 4 áreas de mapeamento de 2009, sendo este relatório referente à área 8.
A área trabalhada possui 36 km², ou 3600 ha, ou ainda 4 lados iguais de
6km, tendo vértice NW 700.000/6.998.000 ou -48°58’55, 8”/-27°07’33,4” e
vértice SE 706.000/6.992.000 ou -48°55’14,4” N / -27 °10’45,1” E (Figura 1). O
sistema de coordenadas utilizado no mapeamento é Universal Transversa de
Mercator (UTM), tendo como o datum horizontal South American Datum 1969
(SAD-69), e datum vertical o marégrafo de Imbituba, no estado de Santa
Catarina. A base utilizada foi a Folha de Brusque 1:50.000 (SG.22-Z-D-II-1).
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2.1 – VIAS DE ACESSO
Partindo-se de Curitiba, segue-se pela BR-376 sentido Santa Catarina,
por aproximadamente 90 km, que depois passa a ser numerada como BR-101,
segue até Itajaí, por mais 120 Km, depois entra-se à direita em uma estrada de
acesso e segue-se pela BR-486 (Rod. Antônio Heil) por mais 25 Km até chegar
no município de Brusque. Então segue-se pela BR-486, que passa a ter nomes
de ruas e avenidas no interior do município (exemplos: Rua Maximiliano
Fürbinger e Rua dos Cedros), e, finalmente, a área encontra-se a cerca de 5
km do centro do município de Brusque.
Se partirmos de Florianópolis-SC é necessário seguir pela BR-101
sentido norte por cerca de 90 km e entrar à esquerda na BR-486 em Itajaí. A
partir daí o trajeto é o mesmo do trajeto acima.
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3. MATERIAIS E MÉTODOS
A primeira etapa para a realização deste trabalho consistiu em trabalhos
em cima de fotografias aéreas da área utilizando estereoscópios de espelho e
de bolso. Com base nesse trabalho foi composto um mapa fotogeológico da
área.
Foram feitas saídas de campo nas quais eram utilizados diversos
instrumentos, tais como: mapas, imagens aéreas e de satélite, bússola (tipo
Brunton), GPS, martelo de geólogo, enxada de mão, marretas, câmeras
fotográficas, cadernetas, escalas, etc.
Em seguida aos trabalhos de campo foram feitos trabalhos de escritório
e discussões e assim, foi gerado um mapa geológico preliminar e, depois o
Mapa Geológico definitivo.
Durante as etapas de campo foram coletadas inúmeras amostras que,
após uma triagem, foram selecionadas algumas para laminação. As lâminas
foram descritas em microscópios petrográficos de luz transmitida nos
microscópios disponibilizados pelo departamento de Geologia, no Laboratório
Didático de Microscopia, no Laboratório de Microscopia Aplicado à Cartografia
(LAMAC), e no Laboratório de Análises de Minerais e Rochas (LAMIR).
Na descrição de rochas ígneas plutônicas e vulcânicas foram usados os
diagramas de Le Maitre (1989). Foi utilizado o método de classificação de
cristais de plagioclásio pelo teor de anortita de Michel-Levy. Foi usada a
Classificação Morfológica de Foliações ao Microscópio Óptico, de Powel (1979)
e Borradaile et al. (1982). Para a classificação de dobras foi usada a
classificação de Fleuty (1964). Foi utilizada a definição de fácies de Turner
(1981) para a classificação das fácies metamórficas.
Foi utilizada a Rede de Schmidt-Lambert para plotar e interpretar as
atitudes das diversas estruturas estudadas. Para tal fim foi utilizado o software
StereoNett 2.46, que é do tipo shareware (distribuição gratuita).
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4. FISIOGRAFIA
A morfologia do terreno varia de acordo com o litotipo. Nas áreas onde
ocorrem rochas metassedimentares correlatas ao Complexo Metamórfico
Brusque, os morros tendem a ter topos estreitos e muitas vezes alinhados,
encostas íngremes e vales estreitos.
As áreas de rochas ígneas plutônicas, neste caso granitóides
associados à Suíte Valsungana, mostram uma morfologia do terreno na qual há
predominância de morros de cumes agudos. É onde são encontradas as
maiores altitudes da área de estudo e os flancos dos morros são bastante
íngremes.
O sistema de drenagem predominante é dendrítico denso com
densidade da ordem de 1,55km/km² (CPRM,1995) com padrão retangular.
Esse sistema de drenagem é controlado por fraturas e foliações. Os vales no
alto das encostas são em “V” com muitos blocos e matacões; em meia-encosta
os vales são mais suavizados e ocorrem poucos blocos e matacões. Ocorrem
planícies aluviais nos rios denominados Rio do Cedro, Rio das Laranjeiras e
Rio Itajaí-Mirim. Especialmente na planície do Rio Itajaí-Mirim é possível
observar dois níveis de planícies: um mais antigo e o mais recente que está
sendo erodido atualmente. O aluvião possui extensões pequenas mas na
confluência dos rios Itajaí-Mirim e dos Cedros apresenta até 1.300 metros de
extensão.
O clima da região, segundo classificação de Koeppen, é “Cfa”, que
significa um clima subtropical mesotérmico com verão quente e de temperatura
média anual de 19-20°C. A precipitação média anual va ria de 1.500 a 1.700
mm e a precipitação máxima em 24 horas chega a 160 mm. A umidade relativa
do ar tem variação média de 84-86%.
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5. GEOLOGIA REGIONAL
5.1 – PROVÍNCIA DA MANTIQUIERA
A Província da Mantiqueira é um sistema orogênico localizado na costa
sul e sudeste do Brasil (Figura 4). É constituída pelos orógenos Araçuaí,
Ribeira, Brasília Meridional, Dom Feliciano e São Gabriel.
A Província da Mantiqueira, segundo Almeida e colaboradores (1981),
distribui-se numa faixa na direção NE-SW ao longo de 3000 km de
comprimento. Limita-se com a Província do Tocantins, com o Cráton do São
Francisco e a Bacia do Paraná. A leste limita-se com as bacias costeiras do
Espírito Santo, Campos, Santos e Pelotas.
Figura 2 – Mapa tectônico da América do Sul. Legenda: 1 - Sistema orogênico andino; 2 - Terreno da Patagônia; 3 - Cobertura fanerozóica da Plataforma Sul Americana; 4 - Escudos da Plataforma Sul Americana; 5 - Província Mantiqueira; 6 - Cráton do São Francisco. Fonte: Almeida & Hasui (1984) e Trompette (1994).
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A Província da Mantiqueira foi dividida em segmentos geográficos
(Figura 5): o segmento setentrional, onde localiza-se o Orógeno Araçuaí; o
segmento central, com o Orógeno Ribeira; a zona de interferência com o
Orógeno Brasília; e a zona meridional com os orógenos Dom Feliciano e São
Gabriel.
Figura 3 – Subdivisão do Sistema Orogênico Mantiqueira: o segmento setentrional é o Orógeno Araçuaí; o segmento central inclui a porção sul do Orógeno Brasília e os orógenos Ribeira e Apiaí; o segmento meridional inclui os orógenos Dom Feliciano e São Gabriel. As cores roxo e laranja indicam os terrenos que alojam os arcos magmáticos neoproterozóicos. Fonte: Heilbron et al. (2004).
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5.2 – ORÓGENO DOM FELICIANO
O segmento meridional da Província da Mantiqueira inclui o Orógeno
Dom Feliciano que estende-se 1200 km desde Punta del Este, no Uruguai, até
o nordeste do estado de Santa Catarina, no Brasil. Este segmento está à
margem do Cráton Rio de La Plata, que se localiza no oeste do Rio Grande do
Sul (Heilbron et al., 2004).
A forma alongada na direção NE-SW deve-se à colisão continental
oblíqua entre os crátons Rio de La Plata e Kalahari. Neste orógeno, ocorre uma
tectônica transpressiva de escape lateral que originou extensos sistemas de
cisalhamento transcorrente que funcionam como limites dos segmentos do
orógeno. Esses sistemas também controlam a implantação de bacias
vulcanossedimentares a geração de intrusões sin-transcorrentes e a evolução
de batólitos pós-tectônicos (Heilbron et al., 2004).
Esses sistemas transcorrentes são denominados de Zona de
Cisalhamento Major Gercino, Dorsal do Canguçu e Sierra Ballena. No Rio
Grande do Sul e no Uruguai esses sistemas tiveram cinemática sinistral. Em
Santa Catarina a Zona de Cisalhamento Major Gercino teve movimento dextral
(Heilbron et al., 2004).
O embasamento é composto pelo Complexo Granulítico de Santa
Catarina, o qual é constituído por gnaisses TTG com metamorfismo na fácies
granulito. Apresenta intercalações de piroxenitos e rochas metassedimentares
formações ferríferas e gnaisses kinzigíticos (Heilbron et al., 2004).
As rochas metassedimentares são compostas por quartzitos, mármores,
grafita filitos, xistos e metaturbiditos. Os protólitos provavelmente tiveram
origem em ambientes sedimentares de águas profundas. Na bacia de Brusque
também registra-se a presença de rochas metavulcânicas máficas, formações
ferríferas e também metabasaltos almofadados que sugerem a presença de
assoalho oceânico (Heilbron et al., 2004).
18
Na bacia de Porongos também são descritas associações de rochas
máficas e ultramáficas, possivelmente relacionadas ao período de abertura da
bacia oceânica.
As bacias vulcanossedimentares são compostas por rochas vulcânicas e
piroclásticas. As rochas sedimentares compostas predominantemente por
arenitos e arcóseos foram depositadas por sistemas fluviais anastomosados
evoluem para sistemas deltaicos, turbidíticos e depósitos de talude continental
(Heilbron et al., 2004).
As rochas intrusivas apresentam assinatura geoquímica isotópica
característica de arcos magmáticos maduros em margem continental ativa. São
granitóides calcio-alcalinos com médio teor de potássio que são derivados da
fusão de rochas continentais metaluminosas. São menos comuns assinaturas
geoquímicas do tipo S, derivadas de rochas metassedimentares (Heilbron et
al., 2004).
O magmatismo pós-colisional foi do tipo I-Caledoniano segundo a
classificação de Pitcher (1983). alcalino, sub-alcalino raramente shoshonítico.
Essas intrusões apresentam assinatura geoquímica predominantemente
crustal, derivadas da fusão de rochas arqueanas e mesoproterozóicas. As
rochas vulcânicas e intrusivas das bacias vulcanossedimentares são do tipo
alcalino, raramente shoshonítico.
Os depósitos sedimentares foram deformados e metamorfizados em
condições de fácies xisto verde no Complexo Brusque e anfibolito nos
complexos Porongos e Lavalleja formando faixas de dobramentos. Os estágios
pré-, sin- e pós-metamórficos são caraterizados por uma extensa
granitogênese (Heilbron et al., 2004).
O sentido de subdução do Orógeno Dom Feliciano ainda está em
discussão, sendo que alguns autores defendem que o sentido é oeste
(Fernandes et al., 1995), mas a interpretação mais aceita é a subdução para
leste. Essa interpretação é fundamentada em vergências de deformação e no
zonamento químico das rochas granitóides pós-colisionais (Basei et al., 2003).
19
As zonas de cisalhamento são compostas por milonitos de zonas
crustais profundas e chegam a 5 km de largura. Elas são interpretadas de
maneiras distintas: Fernandes et al. (1993) interpretam como zonas de
cisalhamento intracontinentais, separando bacias sedimentares de faixas de
dobramentos; Basei et al. (2000) interpretam essas zonas como limites entre
placas tectônicas que separam “cinturões de xistos” de “cinturões de granitos”.
Os protólitos dos gnaisses do Complexo Granulítico de Santa Catarina,
cristalizaram-se em cerca de 2,7 Ga e foram metamorfizados em 2,1 Ga. Não
há evidências de extenso metamorfismo durante o Neoproterozóico apesar de
conter bacias e granitos desse período. Devido a este fato o Complexo
Granulítico de Santa Catarina é interpretado como um microcontinente de
idade arqueana a paleoproterozóica (Heilbron et al., 2004).
Outros remanescentes do embasamento são terrenos
paleoproterozóicos recristalizados na fase de colisão. O gnaisse Encantadas
apresenta idade de cristalização do protólito em 2,2 Ga e idade aproximada de
metamorfismo em 0,63 Ga. Os complexos Camboriú e Águas Mornas foram
metamorfizados em torno de 0,61 Ga (Heilbron et al., 2004).
O metamorfismo dos complexos Brusque, Porongos e Lavalleja ocorreu
em torno de 630-610 Ma. As intrusões pré- a sin-colisionais ocorreram no
intervalo de 650-610 Ma e o estágio de magmatismo pós-colisional ocorre no
intervalo 610-590 Ma. O vulcanismo das bacias vulcanossedimentares ocorre
no intervalo de 600-560 Ma (Heilbron et al., 2004).
20
Figura 4 – Mapa geológico simplificado do estado de Santa Catarina. As cores representam as principais unidades geológicas: Cinza escuro - Complexo Granulitico de Santa Catarina; Cinza claro - Complexos Granito-Gnáissicos; Roxo - Complexo Brusque; Vermelho escuro - Granitos Valsungana e Guabiruba; Rosa - Bacias vulcanossedimentares; Vermelho claro - Granitóides Serra do Mar ao norte e Batólito de Florianópolis ao sul; Verde escuro - Intrusões de rochas alcalinas e carbonatitos; Verde claro - Bacia do Paraná. Fonte: Mapa Geológico de Santa Catarina (1986) escala 1:500.000. Adaptada pelos autores.
5.3 – COMPLEXO GRANULÍTICO DE SANTA CATARINA
A rochas de alto grau metamórfico ocorrem no nordeste catarinense em
com área aproximada de 8.500 km2. Essa unidade limita-se a norte com a
Domínio Curitiba, a leste com o Batólito de Paranaguá e a sul com a Bacia do
Itajaí e o Complexo Metamórfico Brusque e a oeste com a Bacia do Paraná
(Basei et al,. 1992 & Siga Jr., 1995).
Os contatos com o Complexo Brusque ocorrem em uma faixa milonítica
denominada Lineamento Perimbó. Esse sistema de falhas transformou
granulitos em milonitos e filonitos. (CPRM, 1995)
21
Segundo Silva & Dias (1981) este complexo é composto de gnaisses
granulíticos félsicos e máficos, milonitos granulíticos, blastomilonitos derivado
de granulitos, rochas ultramáficas, gnaisses calciossilicáticos, kinzigitos,
anortositos, quartzitos, formações ferríferas e cataclasitos.
Ao longo do Lineamento Perimbó foram observados corpos diopsídio-
hornblenda milonitos gnaisses relacionados ao Complexo Granulítico de Santa
Catarina (CPRM, 1995). Corpos de quartzito, são comuns associados aos
gnaisses granulíticos. Ocorrem como grandes lineamentos ou altos
topográficos, são compostos por 97% de quartzo mas podem conter
filossilicatos (muscovita e fuchsita) além de magnetita e zircão. (Hartman et al.,
1979). Os corpos máficos e ultramáficos ocorrem desde xenólitos em escala de
afloramento até corpos mapeáveis, como os piroxenitos de Barra Velha
(Minioli,1972) e os corpos da região de Piên-PR (Harara, 1996). As rochas
calciossilicáticas ocorrem como lentes de, no máximo, 1 km de comprimento e
são compostas por oligoclásio e microclínio mas podem conter diopsídio,
hornblenda e biotita (Hartmann et al., 1979). Na porção norte ocorrem corpos
intrusivos representados por stocks e batólitos graníticos denominados Morro
Redondo, Corupá, Dona Francisca e Piraí (Siga Jr. et al. 1994).
Basei (1998), analisou as rochas do complexo granulítico e apontou a
origem ígnea da maioria das rochas do complexo. As rochas pretéritas do
granulitos teriam sido formadas a partir da fusão parcial de gabros e noritos
ricos em alumínio a partir de magma toleítico com cerca de 17,5% de Al2O3
(Figueiredo et al., 1997). Na maioria das análises predominam o Na2O sobre
K2O, característica típica de granulitos empobrecido em álcalis.
O padrão estrutural do Complexo Granulítico de Santa Catarina
apresenta um bandamento gnáissico Sn com planos de direção NW
caracterizado pela alternância de níveis félsicos e máficos e uma superfície de
transposição Sn+1, na maioria das vezes paralela a Sn. O bandamento gnáissico
foi dobrado, e os planos axiais dessas dobras tem direção NW-SE (Basei et al.,
1992; Siga Jr., 1995). O bandamento gnáissico também apresenta modificação
da direção causada por fenômenos de cisalhamento dúctil posteriores que
resultaram em foliações miloníticas de alto ângulo. (CPRM, 1995)
22
Os minerais presentes nos granulitos segundo vários autores são, o
quartzo, feldspato plagioclásio, hiperstênio, diopsídio, hornblenda e biotita. Os
minerais acessórios são o zircão, a magnetita e o rutilo.
O metamorfismo principal ocorreu na fácies granulito. Hartmann (1988)
comparou os dados obtidos por ele com os granulitos do Rio Grande do Sul e
estimou a temperatura em torno de 800°C e a pressão a proximada de 7 kbar
para o metamorfismo no Complexo Granulítico de Santa Catarina.
As análises geocronológicas apontam para uma estabilização tectônica
no Paleoproterozóico. O método K-Ar em biotita, anfibólio e plagioclásio
mostram idades entre 2,0 Ga e 1,7 Ga; esses valores indicam o período de
resfriamento dos granulitos durante o Ciclo Transamazônico, após o processo
de metamorfismo fácies granulito (Siga Jr., 1995).
A análise de cristais euédricos de zircão retirados de gnaisses
migmatíticos em Joinville-SC resultou na idade 2200±2 Ma; a análise de cristais
de zircão marrom resultou na idade 2360±100 Ma; e a análise de cristais de
zircão rosa resultou na idade 2247±18 Ma (Siga Jr., 1995). A idade mais antiga
é interpretada como uma idade híbrida entre a idade de cristalização ígnea e a
idade do metamorfismo, enquanto a idade mais nova indica a idade de
metamorfismo (Basei et al.,1997).
5.4 – COMPLEXO BRUSQUE
O Complexo Brusque dispõe-se segundo uma faixa principal de direção
NE-SW com 40 km de largura e estende-se do litoral, em Itajaí, até ser
encoberta pela Bacia do Paraná em Vidal Ramos. Essa faixa é recortada por
granitos e recoberta por sedimentos aluvionares inconsolidados (CPRM, 1995).
O Complexo Brusque faz contato a noroeste com as sequências
vulcanossedimentares da Bacia do Itajaí, a norte com rochas do Complexo
Granulítico de Santa Catarina, e a sul e sudeste com rochas graníticas do
Batólito de Florianópolis (Philipp et al., 2004).
23
Alguns desses limites são tectônicos como o limite noroeste, pela Zona
de Transcorrência Itajaí-Perimbó (Silva, 1991), e o limite sudeste, pela Zona de
Cisalhamento Major Gercino (Bitencourt et al., 1989).
A relação de contato entre o Complexo Brusque e as rochas do
Complexo Camboriú são tectônicas, por uma zona de cisalhamento de
empurrão (Philipp et al,. 2004). Não há evidências diretas de campo do tipo de
contato entre o Complexo Brusque e o Granito Itapema, entretanto Bitencourt &
Nardi (2003) sugerem que o Granito Itapema seja intrusivo no Complexo
Brusque.
As rochas metassedimentares do Complexo Brusque distribuem-se em
duas zonas metamórficas de grande extensão. Uma faixa é caracterizada
dentro da fácies xisto verde inferior, incluindo as zonas da clorita e da biotita e
é composta de filitos, filonitos, quartzo-filitos, clorita xistos e quartzo-sericita-
clorita xistos. Na zona da biotita ocorrem sericita clorita xistos, filitos,
metabásicas, grafita xistos e metacalcários CPRM (1995)
A outra faixa é caracterizada dentro da fácies xisto verde - zona da
granada e está em contato por falha com a zona da biotita. A zona da granada
é composta por granada micaxistos, quartzo micaxistos, rochas
calciossilicáticas e metabásicas.
Silva & Dias (1981) identificaram a presença de rochas metabásicas,
meta-ultrabásicas, meta-ácidas, sin-sedimentares e formações ferríferas. Os
trabalhos de mapeamento da CPRM (1995) confirmaram que essas rochas
ocorrem em área menor que as rochas metassedimentares. O padrão de
concentração dos elementos terras-raras, é considerado como estável no ciclo
de sedimentar (Bhatia, 1985). Durante o mapeamento da CPRM (1995) foram
analisados elementos terras-raras presentes nos litotipos metassedimentares.
Essa analise teve como objetivo detectar a assinatura geoquímica das áreas-
fonte dos sedimentos que originaram as rochas pretéritas do Grupo Brusque.
Para isso foi considerado que os elementos terras-raras não tem a
concentração alterada durante ciclo de sedimentar, refletindo os padrões de
concentração similar ao encontrados nas áreas-fonte (Bhatia, 1985).
24
O resultado da geoquímica de elementos terras-raras indica que os
sedimentos depositados no Grupo Brusque provem de rochas da crosta
continental, pós-arqueana, de composição granítica. Sugerindo que as rochas
a área-fonte eram mais jovem que 2,0 Ga.
Apesar da complexa estruturação tectônica do Complexo Brusque, a
superfície de deposição original (S0) pode ser reconhecida em alguns locais
pelas variações do tamanho de grão e da composição entre as camadas,
permitindo o reconhecimento de seus protólitos (Phillip, 2004).
No mapeamento da folha Brusque pela CPRM (1995) foi proposta que
as rochas metamórficas do Complexo Brusque passaram por 4 fases de
deformação denominadas D1, D2, D3 e D4:
As fases D1 e D2, que são causadas pelos movimentos de cisalhamento
de baixo ângulo provavelmente ocorridos no Mesoproterozóico, são
responsáveis pelo estabelecimento das foliações S1 e S2. A fase D2 foi
responsável pelas dobras isoclinais e pela transposição da xistosidade S1.
As fases D3 e D4 estão relacionadas a movimentos de cisalhamento
transcorrente ocorrido no Ciclo Brasiliano entre 750 e 450 Ma . A fase D3
atribui-se a formação de dobras abertas a fechadas que na escala de
afloramento, materializa-se na forma de dobras com charneiras centimétricas a
decimétricas com eixos sub-horizontais. A fase D3 também define uma
clivagem de fratura com distribuição em leque. A fase D4 é representada por
dobras tipo box fold e do tipo chevron visíveis em escalas microscópica. Essas
dobras condicionam o desenvolvimento de uma clivagem de crenulação que
em alguns afloramentos transpõe as foliações S1 e S2.
5.5 – SUÍTE VALSUNGANA
Phillipp et al. (2004), caracterizou as ocorrências ígneas do Complexo
Brusque de dois tipos, corpos tabulares compostos de leucossienogranitos e
25
uma segunda fase de magmatismo granítico é mais tardio, relacionada à
evolução de zonas de cisalhamento dúcteis transcorrentes.
Os corpos de leucosienogranito apresentam forma tabular e
posicionamento paralelo em relação aos planos de xistosidade principal (S2).
Tem cor esbranquiçada a rosada, estrutura maciça ou foliada e textura
equigranular hipidiomórfica média, contendo proporções variáveis de moscovita
e/ou biotita, por vezes acompanhadas por turmalina e granada Phillipp et al.
(2004).
Os granitos Valsungana e Serra dos Macacos está associada com a
evolução das zonas de cisalhamento de alto ângulo Major Gercino e Itajaí-
Perimbó. Esses corpos graníticos são alongados na direção NE-SW. O Granito
Valsungana apresenta composição monzogranítica e textura porfirítica
caracterizada por megacristais de K-feldspato imersos em matriz equigranular
grossa Phillipp et al. (2004).
O Granito Serra dos Macacos é constituído por três corpos com forma
alongada orientada segundo NE-SW. Possui composição sienogranítica,
textura equigranular média e estrutura maciça, localmente com orientação
ígnea da biotita.
Os granitóides de granulação grossa foram incluídos na Suíte
Valsungana enquanto os granitóides de granulação fina e quase
equigranulares foram denominados de Suíte Guabiruba (Schultz Jr. &
Albuquerque, 1969; Kaul 1976b; Trainini et al. 1978; Basei, 1985). Essa
distinção baseia-se em aspecto texturais porque as características litoquímicas
e petrográficas são praticamente idênticas. Os corpos ígneos denominados de
Suíte Guabiruba estão localizados nas margens da Suíte Valsungana,
mostrando contatos gradativos entre ambos, conforme foi observado por
Mônaco et al. (1974).
Caldasso et al. (1988) consideram que a intrusão do Granito Valsungana
e Granito Guabiruba ocorreu durante ou após os movimentos transtensivos da
fase de deformação D3 porque foi concluído que as rochas encaixantes do
26
Complexo Brusque possuíam estruturas das fases D1 e D2 quando ocorreu a
intrusão.
Baseado na petrografia e em dados geoquímicos e isotópicos Basei
(1985) concluiu que a maioria dos granitóides do Complexo Brusque é do tipo-
S, derivados de fusão de rochas metassedimentares, baseado na classificação
proposta por Chappel & White (1974).
As idades obtidas para Suíte Valsungana por Basei (1985) foram de
622±64 Ma para isócrona Rb/Sr, 647±12 Ma U/Pb em zircão, entre 500 Ma e
600 Ma por K/Ar. A Suíte Guabiruba foi datada em 601±40 Ma, pelo método
Rb/Sr e 562±8 Ma pelo método K/Ar em biotita (Basei e Teixeira, 1987). Esses
dados permitem situar a Suíte Valsungana entre 600 Ma e 650 Ma, portanto de
idade brasiliana. As idades K/Ar indicam a idade de resfriamento dos corpos
ígneos.
Mantovani et al. (1987) obteve uma idade modelo Sm-Nd TDM de 2.020
Ma e valor εNd (-14.74) para a Suíte Valsungana, indicando que a origem do
magma a partir fusão de crosta continental.
5.6 – COMPLEXO ÁGUAS MORNAS
Este complexo distribui-se em uma faixa aproximadamente E-W no
litoral da cidade de Palhoça. É constituído por uma faixa de granitóides
deformados, com bandamento gnáissico; localmente há migmatitos.
Anteriormente era denominado de Grupo Taboleiro por Schulz et al. (1969).
Em superfície apresenta uma distribuição irregular de largura variável,
recortado por granitos da Suíte Pedras Grandes. Outra faixa ocorre na região
do Município de São Pedro de Alcântara, também como rocha encaixante da
Suíte Pedras Grandes (Zanini, 1997).
Segundo Bitencourt et al. (2008), o Complexo Águas Mornas constitui-se
de ortognaisses de composição granítica cujos minerais máficos são a biotita e
27
a hornblenda, havendo ocorrências de gnaisse calciossilicáticos e intrusões de
leucogranito paralelos ao bandamento gnáissico.
As assinaturas geoquímicas obtidas por Zanini (1997) apontam para o
caráter metaluminoso deste complexo. As razões de (Y+Nb) x Rb apontam que
os litotipos são de caráter sin-colisinal a intraplaca. Os ETR (elementos terras
raras) apontam que os granitóides possuem filiação calcio-alcalina, com a
presença de anomalia negativa do elemento Európio.
As datações apontam dois padrões distintos de idade: Basei (1985)
obteve idades em amosta de rocha total 624 ± 21 Ma pelo método Rb/Sr e 550
e 600 Ma pelo método K/Ar em rocha total. Silva et al. (2000), pelo método U-
Pb SHRIMP, obteve idade de 2.175±13 Ma para a cristalização do protólito do
Complexo Águas Mornas.
Segundo Bitencourt et al. (2008), a escassez de afloramentos
adequados para levantamento de dados estruturais impede a reconstituição
dos eventos de deformação, entretanto, foi elaborada uma cronologia relativa
de eventos. São reconhecidos nesta unidade três eventos de deformação (D1,
D2 e D3), acompanhados por três eventos metamórficos regionais (M1, M2 e
M3). O evento D1 foi responsável pela geração do bandamento de segregação
metamórfica (M1) e pela injeção concordante de leucogranitos.
O evento D2 é caracterizado por uma deformação milonítica, composta
por quartzo ribbon, micafish em biotita e porfiroclastos de feldspato potássico
tipo augen.
O evento D3 é caracterizado pela deformação das estruturas anteriores,
gerando dobras abertas, decimétricas a métricas, com eixos de médio
caimento para SE. Os eixos desta fase de dobramento são perpendiculares à
lineação de estiramento do evento D2.
28
5.7 – BATÓLITO DE FLORIANÓPOLIS
O Cinturão Dom Feliciano é dominado por rochas graníticas dispostas
em uma faixa de direção NE que se estende de Santa Catarina ao Uruguai. No
Rio Grande do Sul é denominado Batólito Pelotas, em Santa Catarina é
denominado Batólito Florianópolis e no Uruguai, Batólito Aiguá (Bittencourt et
al., 2008).
É constituído por rochas graníticas de estrutura maciça. As intrusões tem
dimensões variadas e as rochas encaixantes são gnaisses e migmatitos do
Complexo Águas Mornas (Zanini et al., 1997).
A porção sul do Estado de Santa Catarina é composta por grandes
volumes de rochas graníticas, que vem sendo investigada por diversos
pesquisadores no intuito de estabelecer sua idade e estratigrafia interna.
A partir dos trabalhos de Bitencourt et al. (2008) a estratigrafia do
Batólito de Florianópolis foi revisada.
Nessa nova estratigrafia, as rochas ígneas foram individualizadas com
base em suas características texturais, mineralógicas, estruturais e
composicionais nas seguintes unidades:
Suíte Paulo Lopes compreende o Granito Paulo Lopes, os Granitóides
Garopaba e o Gabro Silveira. Suíte Pedras Grandes reúne os granitos Vila da
Penha e Serra do Tabuleiro. O Granito Itacorumbi e a Suíte Cambirela UFRGS
(1999).
O Granito Paulo Lopes compreende biotita monzogranitos a
sienogranitos porfiríticos foliados.
Os granitóides Garopaba são biotita granodioritos a monzogranitos
porfiríticos de matriz heterogranular média a grossa.
- O Gabro Silveira inclui microgabros, dioritos e quartzo-dioritos em
corpos arredondados ou diques que cortam rochas da Suíte Paulo Lopes. São
rochas de cor cinza média a preta, textura equigranular fina a média, raramente
porfirítica.
29
O Granito Vila da Penha é composto por monzogranito,
subordinadamente por sienogranito, de cor branco-acinzentada, ricos em
quartzo comumente facetado, com agregados de biotita. Apresenta duas
fácies: heterogranular e porfirítica, com contato gradacional entre si.
O Granito Serra do Tabuleiro tem baixo teor de minerais máficos. São
rochas de cor cinza clara a branca, de composição predominante
sienogranítica, raramente monzogranítica, e predomínio de estrutura maciça.
Granito Ilha varia de monzogranito a sienogranito, de textura
equigranular média a grossa, com teor variável de minerais máficos.
A Suíte Cambirela constitui uma sucessão de rochas vulcânicas de
composição riolítica, subordinadamente riodacítica. De modo localizado
ocorrem depósitos de ignimbritos.
O Granito Paulo Lopes é definido geoquimicamente como pertencente a
série calcialcalina com médio teor de Potássio. É composto
predominantemente de granodioritos, metaluminosos, relacionados com arcos
continentais de fonte magmática mantélica e crustal (Zanini et al., 1997).
A Suíte Pedras Grandes possui as seguintes assinaturas geoquímicas:
são granitos alcalinos saturados, quartzo-sieníticos, leucocráticos
metaluminosos, anorogênicos associados à rifts; os padrões de elementos
terra-rara apresentam anomalias negativas de Európio, o que permite
classificar essa suíte como de fonte magmática derivada de crosta continental.
O Granito Paulo Lopes faz contato por falhas com as rochas das suítes
Pedras Grandes e Cambirela (Zanini et al., 1997).
As intrusões graníticas apresentam colocação entre tardi-transcorrência
e pós-transcorrência, com cisalhamentos transcorrentes nos limites dos corpos
ígneos. A estrutura dessas intrusões é maciça. Possuem formas elípticas com
eixo maior na direção N30E (Zanini et al., 1997). Essas intrusões estão
inseridos em um regime de transcorrência . As fraturas de extensão estão em
ângulo de 45° em relação à falha principal (Nicolas, 19 84). Considerando o
rumo das falhas principais na direção N50E-N70E, as fraturas de tensão
30
localizam-se na direção N10E-N30E. Portanto é provável que as intrusões
posicionaram-se ao longo de fraturas T.
O modelo utilizado é semelhante ao usado para bacias transtensivas de
Ramsey & Huber (1987). As fraturas T concentraram o maior stress de
cisalhamento causando enfraquecimento crustal suficiente para a intrusão de
magma nessas estruturas.
Basei (1985) datou pelo método Rb/Sr o Granito Serra do Tabuleiro em
516 ± 12 Ma, o Granito Ilha em 524 ± 68 Ma, o riolito da suíte Cambirela em
552 ± 17 Ma. Zanini et al. (1997) obteve as idades Rb/Sr de 596 Ma no Granito
Serra do Tabuleiro e o riolito da Suíte Cambirela foi datado em 507 Ma., ambos
com razões iniciais de 87Sr/86Sr idênticas de 0,702 o que é sugestivo que
ambas as suítes originaram-se de um mesmo evento de duração prolongada.
Basei & Teixeira (1987) determinaram a idade Sm/Nd da Suíte Pedras
Grandes entre 1.290 e 1.620 Ma. Segundo esses autores o magma teve fusão
no Neoproterozóico a partir de material que foi diferenciado a partir do manto
durante Mesoproterozóico.
5.8 – BACIA DO ITAJAÍ
A Bacia de Itajaí localiza-se na porção nordeste do estado de Santa
Catarina ao longo do vale do Rio Itajaí. Recobre uma área de
aproximadamente 700 km² e é alongada na direção N60°E (Basei et al.,1985).
Apresenta geometria sigmóide com eixo maior estendendo-se mais de
80 km na direção NE-SW e largura variável de 30 km. Na extremidade SW é
recoberta pela Bacia do Paraná. Na extremidade NE apresenta um progressivo
estreitamento (CPRM, 1995).
Os sedimentos da Bacia do Itajaí foram divididos em quatro associações
de fácies, denominadas de unidades A, B, C e D por Rostirolla (1991).
31
A unidade A é restrita ás margens NE e NW da bacia e está incluída na
Formação Gaspar por Silva e Dias (1981). É formada predominantemente por
arenitos de granulometria média a grossa e conglomerados de coloração
marrom-arroxeada, com ocorrência menos frequente de arenitos de
granulometria muito fina, siltitos e folhelhos cinza-azulados.
A unidade B está em contato discordante com a unidade A. Aflora nas
margens do Rio Itajaí-açu, nas cidades de Apiúna e Ascurra. Composta por
conglomerados, arenitos e ritmitos síltico-arenosos resultantes de processos
gravitacionais, além de folhelhos de coloração cinza-clara.
A associação faciológica C, Aflorante em toda a região central da Bacia
do Itajaí, desde oeste, onde é recoberta Bacia do Paraná, até extremo leste da
bacia. Os depósitos são constituídos geralmente de sedimentos finos,
extensão. Predominam folhelhos sílticos, e ritmitos cinza-azulados a cinza
escuros. É a unidade de maior espessura estimada na bacia
A unidade D é observada em toda a margem sul-sudeste da bacia, com
predominância de conglomerados, arenitos e lamitos marrom-arroxeados,
ocorrendo subordinadamente siltitos e arenitos de granulometria fina e
coloração cinza clara. O contato da unidade C para a unidade D é gradacional.
A unidade D possui afloramento no Bairro Garcia, em Blumenau.
Foram detectadas duas fases de deformação: uma fase D1,
compressiva, que predomina no quadro estrutural da bacia; e uma fase D2, de
intensidade muito menor que D1, caracterizada por uma reativação distensiva
na bacia (Rostirolla, 1991).
Foi determinado que a deformação se deu em regime rúptil a rúptil-
dúctil, tendo estruturas compostas por juntas e falhas. As zonas de
cisalhamento não apresentam evidência de fluxo milonítico durante a
deformação e os dobramentos foram absorvidos ao longo de descontinuidades
prévias.
Na primeira fase ocorrem dobras descontínuas de simetria monoclínica,
suaves a abertas, com eixos b1 na direção NE-SW preferencialmente, e
concentração predominante N60E/04SE. Ocorrem tambem camadas
32
sedimentares invertidas correspondente com dobras sinclinais fechadas da
primeira fase de deformação. Essas dobras sinclinais ocorrem principalmente
na região sul e sudoeste da bacia e são associadas à Zona de Falha Perimbó
(Rostirolla, 1991).
As falhas transcorrentes e as falhas reversas da primeira fase de
deformção são as estruturas rúpteis mais importantes da Bacia de Itajaí. As
falhas transcorrentes de movimento dextral possuem direção N80-90W/65SW.
Ocorrem também falhas transcorrentes de cinemática sinistral de direção N10-
20E/70NW. A falha de Blumenau, transcorrente de movimento dextral delimita
o contato da região centro-norte da bacia com o Complexo Granulítico de
Santa Catarina (Rostirolla, 1991).
A datação da fração fina dos siltitos laminados da região central da bacia
realizadas por Macedo et al., (1984) apontam a idade de 556±44 Ma pelo
método Rb/Sr e um erro M.S.W.D. 0,11, sendo interpretada como idade do
metamorfismo incipiente regional que afeta a Bacia do Itajaí. Zucatti (2005)
confirmou a presença de icnofósseis da fauna Ediacarana, do Cambriano,
preservados nos sedimentos da Bacia Itajaí.
Tufos coletados no município Gaspar foram datados pelo método U/Pb
SHRIMP que resultou na idade de 606±8 Ma para a deposição desses
sedimentos e na idade de 642±12 Ma para a abertura da bacia (Silva et al.
2002).
5.9 – GRANITO SUBIDA
O Granito Subida é um corpo de cerca de 70 km2 intrusivo nas rochas
da Bacia do Itajaí localizado na região do município de Ibirama, SC (Basei,
1985).
Segundo Basei (op. cit.) é um granito alaskítico róseo, com textura
equigranular média a grossa. Desenvolveu uma auréula de silicificação com até
100 m de espessura que afetou as rochas sedimentares encaixantes (Kaul,
1976).
33
Associados ao Granito Subida ocorrem riolitos na forma de diques,
soleiras e brechas vulcânicas e tufos interclados com as rochas da Bacia de
Itajaí identificados como Riolito Apiúna.
Segundo Basei (1985) o Granito Subida seria tardi orogênico, enquanto
Silva (1987) considera como granito anorogênico. Segundo (Rostirolla, 1991) a
cristalização do granito Subida demanda a existência de uma camada
sedimentar pré existente sobre a intrusão da ordem de 2 a 3 km de espessura,
enquanto os riolitos cristalizaram em profundidades menores.
O granito Subida apresenta idades Rb/Sr de 546±10 Ma (Basei, 1987).
O Riolito Apiúna idade Rb/Sr 560 Ma (Basei et al. 2000).
5.10 – ENXAME DE DIQUES FLORIANÓPOLIS
A Ilha de Santa Catarina, município de Florianópolis, é formada
predominantemente pelo Granito Ilha e rochas vulcânicas ácidas da Suíte
Cambirela (Zanini et al., 1997). Essas rochas são cortadas por diques básicos
do Enxame Florianópolis (Raposo et al., 1998).
O Enxame de Diques Florianópolis é constituído por diques com
espessuras que variam de poucos centímetros a mais de cem metros, alguns
prolongando-se continuamente por quilômetros, a maioria com orientação N10-
30E e, em menor proporção, com direção N20-30W e N-S. Em alguns
afloramentos observam-se diques mais finos de direção NW truncando diques
mais antigos de direção N10-20E (Tomazzoli & Pellerin, 2008).
As rochas que compõem o Enxame de Diques Florianópolis são,
predominantemente, diabásio, andesito basáltico e, subordinadamente,
andesito. Na Ilha de Santa Catarina há também diques máficos,
correlacionáveis aos riolitos e ignimbritos da Suíte Vulcânica Cambirela
(Tomazzoli et al., 2005).
Os basaltos andesíticos são compostos pelos minerais plagioclásio,
augita, pigeonita, óxidos de ferro-titânio. A apatita ocorre como o mineral
34
acessório mais abundante e epidoto e sericita como fases minerais
secundárias (Tomazzoli & Pellerin, 2008).
Os diques exibem contatos irregulares com a rocha encaixante riolítica
da Suíte Cambirela, o que sugere interação magmática entre as rochas. Esses
diques possuem enclaves máficos-magmáticos da rocha do dique na
encaixante. Esse fato sugere que os diques podem ser correlacionáveis ao
Gabro Silveira, que ocorre ao sul, em Garopaba (Nardi et al., 2002).
Os diques básicos mostram texturas variadas, desde afaníticas até
porfiríticas (mais raras), com o predomínio de trama subofítica e intergranular
fina.
Marques & Ernesto (2004) apontam que 90% dos diques básicos do
Enxame Florianópolis são do tipo alto titânio, com TiO2>3%; os demais são do
tipo baixo titânio, com TiO2<2%. Os diques com baixo teor de titânio são
representados por basaltos toleíticos, andesitos basálticos toleíticos e
andesitos toleíticos. Os diques de alto teor de titãnio são representados
principalmente por basaltos andesíticos toleíticos, com lati-andesitos, lati-
basaltos e latitos ocorrendo forma subordinada.
Raposo et al. (1998) realizaram datações de nove diques pelo método 40Ar/39Ar em cristais de plagioclásio, que apresentaram idade de 119,0±0,9 Ma,
e em rocha total a idade 40Ar/39Ar foi de 128,3±0,5 Ma.
5.11 – DIQUES MESOZÓICOS
Esse evento posterior se refere à inflexão tectônica de direção NW-SE,
com eixo transversal em relação à Bacia Sedimentar do Paraná, que
convencionou-se chamar Arco de Ponta Grossa. Essa estrutura desenvolveu-
se entre o Devoniano e Jurássico anteriormente ao vulcanismo e intrusões
relacionadas da Bacia do Paraná (Fúlfaro et al., 1982). Segundo Pinese (1989)
o Arco de Ponta Grossa mergulha para o interior da Bacia do Paraná e estende
entre os lineamentos do Rio Tietê e Rio Paranapanema no norte até os
lineamentos do Rio Uruguai e Ivaí, no sul. Esses diques estão paralelos entre si
35
e orientados segundo a direção aproximada N40-60W coincidente com a
direção do eixo do Arco de Ponta Grossa. Os diques alojam-se em rochas de
idade Pré Cambriana ou em rochas de idade Paleozóica até Mesozóica da
Bacia do Paraná (Vanzela et al., 2004).
Na Folha de Brusque o magmatismo mesozóico está representado por
inúmeros diques de diabásio que seccionam as unidades mais antigas e por
uma pequena ocorrência de rocha alcalina. Os diques possuem espessura
métricas e centenas de metros de comprimento, ocorrendo em todos os
quadrantes da folha. São observados mais facilmente quando alterados em
decomposição esferoidal, cortando os granitóides da Suíte Valsungana e as
rochas do Complexo Brusque. Preenchem fraturas do sistema de fraturas de
direção NW-SE (CPRM ,1995).
A análise química de 5 amostras de diques de diabásio (CPRM, 1995)
das folhas de Brusque e de Botuverá segundo a classificação de Le Bas et al.,
(1986) posiciona as amostras no campo dos basaltos. A composição mineral
compreende: 70% a 80% de plagioclásio (anortita), 20% a 30% de piroxênio
(titano-augita), até 5% de minerais opacos, 2% de quartzo, 2% de biotita, traços
de apatita, esfênio, hornblenda, epidoto, clorita e calcita (CPRM, 1995).
Pinese (1989) dividiu os diques básicos em 3 tipos distintos: diques com
concentração menor que 2% de TiO2, diques com 2% até 3% de TiO2 e diques
com mais de 3% de TiO2. Os diques com mais de 2% de TiO2 representam
80% da intrusões. Segundo do diagrama AFM, proposto por Kuno (1969), os
diques de basalto são da série toleítica (CPRM, 1995).
Nas Folhas de Brusque e de Botuverá não há datações para os diques
de basalto, sendo que a correlação com os derrames da Formação Serra Geral
baseada somente na similaridade composicional e textural (CPRM, 1995).
As datações realizadas nos diques do arco de Ponta Grossa indicam
idades de 144 -114 Ma pelo método K-Ar (Pinese 1989). O método 40Ar/39Ar
indica idades entre 134,1±1,3 Ma e 130,4±2,9 Ma (Turner et al., 1994). Uma
nova datação 40Ar/39Ar foi realizada por Renne et al. (1996) indicando idades
entre 131,4±0,5 Ma e 129,2±0,5 Ma para 18 amostras de diques. As datações
36
realizadas por Renne et al. (1996) possibilitaram esse autores interpretar que
os diques foram os condutos alimentadores dos derrames mais jovens do norte
da Província Magmática do Paraná.
37
6. GEOLOGIA LOCAL
6.1 – COMPLEXO BRUSQUE
As rochas metamórficas abrangem uma área de aproximadamente 1.600
Ha em superfície. Foram agrupados em 3 litotipos principais segundo critérios
de composição mineral e tamanho de grãos. Xistos, filitos e hornfels. As rochas
compostas por sericita e/ou grãos de mica branca de até 1 mm de diâmetro
foram agrupadas no litotipo filito. As rochas composta por grãos de muscovita
maiores que 1 mm de diâmetro, quartzo foram agrupadas no litotipo xisto. As
rochas com cristais de biotita não orientados concentrados em bandas, que
ocorrem em contato com os granitos foram identificados como hornfels. Existe
uma ocorrência de rochas calciossilicáticas, pela descrição de campo, mas
com a analise laboratorial realizada chegou-se a classificação de clorita-
carbonato quartzito, em contato com xistos.
Em mapa, as rochas metamórficas distribuem-se em duas faixas
contínuas. Uma faixa composta de filitos no quadrante noroeste e norte do
mapa. Outra faixa, que atravessa o centro da área cartografada no sentido
sudoeste nordeste, composta de predominantemente de xistos. Corpos
irregulares de hornfels ocorrem como xenólitos dentro dos granitos e no
contato norte do granito, na forma de pequena auréola afetando xistos.
O litotipo predominante na faixa de xisto é o quartzo-muscovita xisto.
Também ocorrem granada-quartzo-muscovita xisto, biotita-quartzo-muscovita
xisto, grafita-muscovita xisto e clorita-muscovita xisto.
Os xistos normalmente ocorrem alterados e com cor vermelho-
alaranjada, quando não alterada com cor cinza. Todos os afloramentos de xisto
possuem uma xistosidade principal definida pela orientação dos cristais de
muscovita. Identificada como foliação S2; geralmente a xistosidade S2
encontra-se dobrada e crenulada, que afeta a direção e o ângulo de mergulho
da foliação. As dobras apresentam aberturas variáveis desde abertas a
isoclinais. Nos locais identificados como granada-quartzo-muscovita xisto os
38
porfiroblastos de até 0,5 cm de diâmetro estão sempre alterados para óxidos
de ferro. Apresentam sombras de pressão simétricas ou assimétricas.
Raramente ocorre uma intercalação de níveis pelíticos, compostos
muscovita, e arenosos onde a xistosidade está mal desenvolvida. Em alguns
afloramentos foram identificadas pequenas dobras apertadas ou isoclinais
compostas de grãos de quartzo entre os planos de xistosidade S2. Essas
dobras raramente excedem o comprimento de onda de 2 mm. Possuem flancos
foram rompidos pelos planos de S2. Essas camadas e dobras quartzo pelíticas
alternadas com S2 foram definidas como planos S1, sub-paralelos à S2.
Em alguns afloramentos a xistosidade S2 do xisto foi cortada por planos
de xistosidade mal desenvolvida, S3 com ângulos de mergulho superiores a 70
graus, pouco penetrativa, caracterizada pela reorientação da muscovita
presente em S2.
Um afloramento de xisto apresenta a clivagem de crenulação S4 que
corta o plano da xistosidade S3.
A ocorrência de rocha calciossilicática apresenta-se como uma rocha de
cor verde escura com níveis e fraturas compostos por carbonato. Essa rocha
apresenta contato transicional com o granada-quartzo-muscovita xisto.
Caracterizada pela diminuição do conteúdo de carbonato da rocha a medida
que se afasta do afloramento em direção ao xisto. Na rocha calciossilicática o
mineral que define a foliação S2 é a biotita.
Filitos encontram-se em uma faixa de rochas afetadas por zonas de
cisalhamento dúctil com geração de milonitos em planos de falha compostos
essencialmente por quartzo. Apresentam uma variação de litotipos maior que
os xistos evidenciando mais a natureza sedimentar da rocha pretérita. O litotipo
predominante é o sericita Xisto. Mas também ocorre biotita Filito, Meta-Arenito,
Metarritmito, Argiloso-Arenoso, grafita sericita Filito e quartzo-Milonito.
A foliação principal pode ser definida como uma xistosidade denominada
S2, que é caracterizada por uma clivagem ardosiana. Os planos de S3
39
caracterizam-se por uma xistosidade que corta obliquamente S2 às vezes
associadas a dobras tipo kink band. Os planos de S2 quanto S3 nos filitos
predominam mergulhos em alto ângulo. Em um afloramento o filito ocorre a
intersecção da xistosidade S3 e da clivagem S4 formando um tectonito tipo L.
As rochas ígneas abrangem uma área superficial de aproximadamente
1.400 Ha. As rochas recobertas pelos hornfels e sedimentos aluvionares não
entram nesse calculo.
6.2 – SUÍTE VALSUNGANA
As rochas ígneas com maior área de afloramento foram classificadas em
campo como granitos. O corpo ígneo maior foi subdividido em 4 fácies com
base em diferentes texturas ígneas:
Granito Porfirítico Grosso, Granito Heterogranular Seriado, Granito
Equigranular Médio. Ocorrências de leucogranito e aplitos, principalmente na
forma de diques cortando xistos. Esses corpos de “granito” foram relacionados
a Suíte Valsungana. Diques de diabásio e diorito que cortam xistos e granitos
foram relacionados considerados como diques mesozóicos, pois não estão
deformados tectonicamente.
O granito Porfirítico grosso é encontrado na região Sul e Sudeste do
mapa. Os afloramentos com rocha sã foram encontrados na porção sudeste da
área em cortes de estrada. Em outros locais ocorre apenas um solo argilo-
arenoso, castanho-avermelhado,com cristais alterados de feldspato alcalino.
Esses cristais apresentam alinhados sub-horizontais. Tem até 7 cm de
comprimento, porém em média possuem 4 cm. Fácies pegmatóides compostas
de feldspato alcalino apresentando cristais de até 11 cm de comprimento.
Foram observados xenólitos de hornfels, e enclaves máficos em alguns
afloramentos.
O contato oeste do corpo granítico com o xisto está parcialmente
encoberto pela planície aluvial do Rio dos Cedros. Essa planície está
encaixada sobre um lineamento provavelmente uma falha ou fratura.
40
O Granito fácies heterogranular grossa seriada, de ocorrência na porção
centro a leste do mapa em contato interdigitado com a fácies pofirítica. Os
afloramentos geralmente são compostos de regolitos às vezes com sinais de
deslizamento em cortes de estradas ou taludes.
Apenas o mineral quartzo e a biotita estão bem preservados. Os demais
cristais estão parcialmente alterados que prejudica a identificação.
Nos afloramentos menos alterados foram identificados feldspato alcalino
e plagioclásio. Nos feldspatos alcalinos são notados três tamanhos diferentes
de cristal e nos plagioclásios dois tamanhos. O feldspato alcalino tem cristais
de tamanhos entre de 0,5 cm a 3 cm de comprimento. Os cristais maiores são
euédricos e os menores são anédricos. O plagioclásio apresenta se anédrico a
subédrico, entre 0,5 cm a 1,5 cm de comprimento.
Em a classificação de campo da rocha resulta em monzogranito, com
aproximadamente 20% de quartzo, 30% de plagioclásio, 40% de feldspato
alcalino 10 % de biotita.
O granito fácies equigranular médio, apenas um afloramento de rocha
inalterada no sul da área e foi descrita em um bloco rolado dentro da
drenagem. Nesta fácies foi aberta uma lavra para extração de rocha para
confecção de calçamento de rua. Em campo apresenta cor cinza claro
esverdeado, estrutura maciça. Textura é equigranular média, com raros
fenocristais de feldspato alcalino branco de até 1 cm de comprimento Foi
classificado em campo como monzogranito. Composto cerca de 20% de
quartzo, 30% de plagioclásio, 40% de feldspato alcalino, 10 % de biotita Os
contatos desse corpo com a fácies porfirítica não foram observados em
afloramento. Portanto no mapa os contatos são inferidos.
41
6.3 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS
Os aluviões compreendem sedimentos inconsolidados argilosos e
arenosos depositados em planícies de rios atuais em espacial na planície do
Rio Itajaí-Mirim observa-se a ocorrência de dois terraços com diferença vertical
entre eles de cerca de 1 metro. Também incluem conglomerados depositados
em paleocanais em locais cerca de 20 metros acima da planície aluvial atual,
estes sedimentos recobrem cerca de 550 ha da área.
42
7. PETROGRAFIA
7.1 – XISTOS
Os xistos compõem 32,7% da área mapeada. Quando estão alterados –
a maior parte dos afloramentos – tendem para cores avermelhadas ou róseas e
quando sãos, tendem para tons de cinza e podem ser esverdeados. A textura
predominante nesta rocha é a lepidoblástica. Eles apresentam variações
composicionais e de grau metamórfico e grande complexidade estrutural.
Pode haver nesta rocha alguma interferência de metamorfismo termal,
mas se mantêm em níveis incipientes: ela mantém sua estrutura, sua
paragênese mineral, mas uma porção pequena de alguns minerais, micas
preferencialmente aumentam de granulação pela contribuição termal e perdem
sua orientação preferencial. Outra interferência do metamorfismo termal é a
recristalização estática de cristais de quartzo, o que apaga os efeitos de
extinção ondulante e subgrãos desses cristais. Os xistos que tem alta
interferência do metamorfismo termal serão tratados no item 'Hornfels'.
A composição dos xistos varia dentro da área. A maioria tem, pelo
menos, a muscovita e o quartzo como constituintes básicos da rocha. Muitas
possuem biotita e outras, ainda, desenvolveram granada.
A composição das amostras de xisto laminadas são as seguintes:
− Amostra 24: muscovita (60%), quartzo (35%), biotita (1%), granada (2%) e minerais opacos (2%).
− Amostra 79: muscovita (25%), quartzo (50%), biotita (25%) e opacos (traços).
− Amostra 114: muscovita (90%) e opacos (10%) (em lâmina, em
afloramento há quartzo).
A paragênese quartzo-muscovita-biotita-granada é a que predomina na
área e também é a de mais alto grau metamórfico encontrada nos xistos
(excluindo aí a influência do metamorfismo de contato). Essa paragênese
43
estabelece o metamorfismo regional que originou o xisto na Fácies Xisto Verde,
Zona da Granada.
A amostra 16, um clorita-carbonato quartzito, apesar de não ser um
xisto, será considerada dentro desta seção por estar em contato gradacional
com o xisto e por ter passado pelos mesmos processos metamórficos a que
foram submetidos os xistos. É composta predominantemente por quartzo, com
pequena porcentagem de carbonatos, muscovita, biotita, granada, clorita,
opacos, plagioclásio detrítico, apatita e zircão.
Em amostra de mão, ela apresenta coloração cinza levemente
esverdeada. A rocha é sã, compacta e bastante resiliente. É composta por
quartzo branco e reagiu sutilmente ao HCl, mostrando a presença de
carbonatos. São visíveis pequenos cristais arredondados de granada de cerca
de 2 mm de diâmetro. A identificação de micas é difícil nesta escala, sendo
identificadas como pequenas manchas verdes escuras e submilimétricas, o que
provavelmente corresponde a cristais de biotita, biotita cloritizada ou clorita. Há
ainda cristais de pirita. São visíveis veios de quartzo cortando a rocha. A
foliação em amostra de mão não é clara; a rocha tem aspecto maciço.
Em seção delgada, os cristais de quartzo, cerca de 80% da lâmina, são
alongados, possuem contatos curvilíneos a interdigitados e exibem extinção
ondulante e subgrãos em alguns grãos. Em algumas porções da lâmina os
cristais de quartzo apresentam um aspecto “sujo”, por estarem cobertos por
uma fina camada de carbonato. Os carbonatos podem também estar nos
interstícios entre os grãos de quartzo.
Cristais de carbonato, como já explicado acima, ocorrem juntamente
com cristais de quartzo, mas também ocorrem em aglomerados, bem
cristalizados e subédricos, com cor.
Os cristais de biotita e muscovita ocorrem em pequena proporção na
lâmina e estão entre os cristais de quartzo, em cristais anédricos e alongados
definindo a xistosidade da rocha. A maior parte dos cristais de biotita estão
44
cloritizados, mostrando cores verdes nas bordas e castanhas no centro do
mineral, exceto quando já estão completamente cloritizadas.
Cristais de clorita, além de fazerem parte da matriz ainda compõem
veios que ora são subparalelos à foliação, ora a cortam. Também há cristais de
granada parcialmente cloritizados e cristais totalmente cloritizados
(fotomicrografia 1). Na lâmina, os cristais de clorita mostram a cor de
interferência azul-berlim; alguns poucos mostram cor de interferência amarelo
de primeira ordem. São comuns as inclusões de zircão nos cristais de clorita,
mas também nos de biotita, o que gera halos escuros ao redor desses cristais,
que são muito pequenos.
Fotomicrografia 1: Clorita - carbonato quartzito do ponto 16 mostrando xistosidade S2 dada pelos cristais de quartzo e de biotita cloritizada orientados. Mostra também cristais de granada pouco cloritizado (os dois de cima) e inteiramente cloritizado (o cristal de baixo). Este último apresenta halos escuros ao redor das inclusões de zircão. Escala: a borda inferior corresponde a 6,5 mm. Luz natural.
Os cristais de granada que não se alteraram mostram uma foliação
interna no padrão snowball, dada pelos cristais de quartzo. Há também sombra
de pressão assimétrica ao redor desses cristais. Essas características são
indícios de que os cristais de granada foram se desenvolvendo ao mesmo
45
tempo que a xistosidade da rocha. Como a amostra não foi orientada, não é
possível dizer o sentido do cisalhamento.
Os grãos de plagioclásio mostram geminação polissintética, são
anédricos, granulares, angulosos e estão em meio à matriz quartzosa da rocha
sem orientação preferencial. São detríticos porque não há relação entre esse
mineral e a composição química da rocha.
Há apatita e zircão como minerais acessórios. Os cristais de apatita são
anédricos e ocorrem como inclusão em cristais de clorita e granada cloritizada.
Já os cristais de zircão ocorrem em cristais de granada cloritizada, muito
pequenos, formando halos escuros característicos.
A textura da rocha é granoblástica. Estruturalmente a rocha mostra uma
xistosidade marcada pelos cristais de quartzo alongados e pelos cristais de
muscovita, biotita e clorita orientados preferencialmente. Pelas relações de
afloramentos, sabe-se que essa xistosidade corresponde à S2. Os cristais de
granada foram gerados ao mesmo tempo em que essa xistosidade se
desenvolvia. Isso caracteriza o metamorfismo que gerou essa foliação como
Fácies Xisto Verde, Zona da Granada.
Posteriormente ao metamorfismo regional que gerou S2, houve outro
evento que provocou a cloritização dos cristais de biotita e granada e que
inseriu veios de clorita na rocha. É provável que este evento tenha sido um
evento hidrotermal, pois há a formação de veios de clorita.
A rocha pretérita do clorita – carbonato quartzito provavelmente era um
arenito calcário, composto majoritariamente por areia quartzosa com boa
seleção granulométrica, boa seleção composicional (poucos grãos de
plagioclásio) e uma pequena proporção de argila e cimento calcário.
A amostra 24 é vermelha e cinza em amostra de mão, sã, composta de
quartzo, muscovita e biotita. Os cristais estão orientados formando uma
xistosidade S2. S2 está bastante dobrada e é observada clivagem de
crenulação e xistosidade S3 nos planos axiais das dobras.
46
Em lâmina esta amostra é composta por muscovita (60%), quartzo
(35%), granada (2%), biotita (1%) e opacos (2%).
Os cristais de muscovita estão orientados em camadas intercaladas com
camadas de quartzo, ambos os minerais com granulação fina. Há alguns
cristais de granada, no entanto estes cristais estão completamente alterados,
formando uma textura afanítica localizada, restando apenas alguns fragmentos
isotrópicos no centro desses grãos afaníticos. Há sombras de pressão
assimétricas nos entornos dos cristais de granada. Cristais de biotita ocorrem
em pequena proporção em meio a cristais de quartzo, paralelos aos cristais de
quartzo alongados.
A textura da rocha é lepidoblástica. Estruturalmente esta amostra é
muito rica, como é possível observar na fotomicrografia 2 e 3. A foliação mais
penetrativa na rocha é a xistosidade S2, definida pelos cristais de muscovita,
quartzo e biotita alongados. É uma xistosidade predominantemente contínua,
mas raramente são encontrados alguns micrólitos mostrando uma foliação
anterior. Esses micrólitos são lenticulares (fotomicrografia 2) e mostram cristais
de muscovita e quartzo formando uma xistosidade reliquiar S1, que está
crenulada, ou seja, S2 é a clivagem de crenulação diferenciada de S1. A
xistosidade S2 está crenulada e dobrada, em geometrias abertas, fechadas e
em kink bands (fotomicrografia 3). Em alguns setores essas crenulações
formam clivagens de crenulação e também xistosidade incipiente, dada pela
reorientação de cristais de quartzo e muscovita, que recebem o nome S3
(fotomicrografia 3). S3 são superfícies espaçadas, planares e pouco
penetrativas. É visível na lâmina, ainda, outro plano, com diferente direção.
Esse plano é uma clivagem de crenulação incipiente observada em camadas
de muscovita (S2), denominada S4. S4 é uma clivagem de crenulação
incipiente, retilínea, espaçada, com baixa penetratividade.
47
Fotomicrografia 2: Ponto 24 mostrando um micrólito lenticular de S1 em meio à xistosidade penetrativa S2. Escala: borda inferior da foto representa 3,5 mm da seção. Luz natural.
Fotomicrografia 3: Ponto 24 mostrando a xistosidade S2 dobrada e crenulada; clivagens de crenulação S3 na charneira da grande dobra, paralelas ao eixo dela; e clivagens de crenulação de S4 retilíneas, cortando a camada de muscovita à direita da foto. Luz polarizada.
48
S4 é a superfície gerada em mais baixa temperatura nesta rocha; S3 e
S2 podem ter sido geradas em temperaturas aproximadas, embora ainda
indeterminadas; e a superfície que foi gerada em mais alta temperatura é S2. A
presença de granada rotacionada no plano S2 mostra que esta superfície foi
gerada na Fácies Xisto Verde, Zona da Granada. As demais superfícies não
possuem minerais-índices que possibilitem a determinação do grau
metamórfico.
A amostra 79 corresponde a um xisto retirado da borda de uma área de
hornfels.
Em amostra de mão ela possui uma cor cinza clara, é resistente e pouco
intemperizada. É composta por quartzo, muscovita prateada e biotita preta, que
estão orientados em camadas e formam uma xistosidade S2. S2 é contínua,
planar e penetrativa. A xistosidade S2 está crenulada (crenulações
milimétricas) e dobrada. Em amostra de mão não é visível a presença de outra
foliação.
Foram feitas duas lâminas da amostra 79, nomeadas '79a' e '79b',
perpendiculares entre si. A lâmina 79a foi feita cortando a dobra
transversalmente e a lâmina 79b foi feita cortando a charneira da dobra.
As duas lâminas mostram camadas de quartzo (50%) intercaladas com
camadas de biotita (25%) e muscovita (25%). Há ainda minerais opacos.
Os cristais de muscovita estão orientados em camadas junto com os
cristais de biotita, ambos anédricos a subédricos, e estas camadas,
intercaladas com as camadas de quartzo, formam a xistosidade S2. A
muscovita também ocorre de forma euédrica, cortando a foliação S2. A biotita
apresenta forte pleocroísmo até a cor castanha avermelhada. Os cristais de
quartzo são anédricos, ocorrem de modo alongado ou granular. Exibem em
baixa proporção os efeitos de extinção ondulante e subgrãos; a maioria dos
cristais, no entanto, não os exibe.
49
A textura da rocha é lepidoblástica. Estruturalmente a rocha mostra a
xistosidade S2, definida pela intercalação de camadas de quartzo e de micas,
como a estrutura mais penetrativa. Ela é contínua e planar. A xistosidade S2
está dobrada em dobras que variam de geometria. Há dobras abertas,
fechadas, kink e em cúspide. Algumas dessas dobras mostram o eixo rompido,
formando clivagem de crenulação (fotomicrografia 4) ou ainda uma nova
xistosidade, denominada S3, incipiente, espaçada, definida pela reorientação
de muscovita e quartzo. Esta S3 é visível em poucos setores da lâmina.
Fotomicrografia 4: Lâmina 79 mostrando S2 dobrada (chevron) e a clivagem de crenulação S3. Luz polarizada.
Os cristais de quartzo sem extinção ondulante e sem subgrãos e os
cristais de muscovita e biotita euédricos que cortam a xistosidade são
evidências de metamorfismo de contato.
A amostra de mão 114 tem cor cinza prateado, é pouco intemperizada e
é composta por muscovita, quartzo e grafita. Ela tem complexa estruturação,
embora de fácil visualização ao olho nu. Ela possui uma xistosidade penetrativa
50
S2 definida pela orientação preferencial de cristais alongados de muscovita e
quartzo. S2 possui muitas crenulações que tem amplitude de cerca de 1 mm ou
sub-milimétricas e pequeno comprimento de onda. Essas crenulações às vezes
estão rompidas formando clivagens de crenulação S3. São visíveis ainda
planos de mais uma clivagem de crenulação que corta S3, chamada de S4. A
rocha é um quartzo-muscovita Xisto, de textura lepidoblástica.
Essas relações entre as superfícies se mantêm claras também em
lâmina, com o adicional de ser observada ainda uma xistosidade incipiente S3
além da clivagem de crenulação S3. Além disso, é comum encontrar a
clivagem S4 preenchida por óxidos de ferro. S2 é contínua e bastante
penetrativa; S3 é espaçada e pouca penetrativa, assim como S4. Ainda, na
lâmina, são observados cristais de muscovita mais desenvolvidos, maiores e
de orientação aleatória. Isso evidencia uma pequena influência de
metamorfismo de contato. No entanto, tanto as superfícies S1, S2 e S3 bem
como a sutil influência de metamorfismo termal não puderam ser
caracterizados quanto ao seu grau metamórfico, pela ausência de minerais-
índices.
7.2 – FILITOS
Estas rochas estão restritas ao extremo NW da área, compondo 9,14%
dela. Tendem a tons róseos e amarelados quando intemperizadas e cinzas
quando sãs. As rochas estão mais bem formadas e resistentes em áreas mais
influenciadas por zonas de falhas – é importante levar em consideração que as
amostras laminadas foram retiradas dessas áreas porque elas são mais sãs e
resilientes, ao contrário das demais áreas, onde a rocha estava muito alterada
e friável. Esta amostragem pode, é claro, prejudicar a representação deste
litotipo, que fica restrito apenas a representação enquanto está milonitizado.
As amostras laminadas (58 e 68) são compostas majoritariamente por
sericita e quartzo e subordinadamente por uma fração muito pequena de biotita
51
e de opacos. A amostra 58 ainda tem grande parte dos cristais de biotita
cloritizada.
A amostra de mão 58 possui cor cinza esverdeada e granulação muito
fina dos cristais de sericita e quartzo que a compõe. Estes minerais estão
alongados, formando uma foliação planar, muito penetrativa.
A lâmina 58 mostra os cristais de quartzo, sericita, biotita (cloritizada e
não cloritizada) e clorita, de granulação muito fina, alongados em uma trama
anastomosada definindo uma foliação milonítica S3 (fotomicrografias 5 e 6)
contínua e muito penetrativa. Há alguns agregados de recristalização de
quartzo que mostram uma granulação mais grossa. A textura da rocha é
granolepidoblástica. Há cristais de turmalina, na sua seção basal, euédricos de
formas hexagonais perfeitas. Esses cristais provavelmente são reliquiares,
embora haja a possibilidade de terem sido gerados por hidrotermalismo.
Fotomicrografia 5: Lâmina 58 mostrando cristais de sericita e quartzo estirados formando a foliação milonítica S3. Luz polarizada.
52
Fotomicrografia 6: Lâmina 68 mostrando cristais de quartzo e sericita estirados formando a foliação milonítica S3. Luz polarizada.
Pelo fato de ter clorita cristalizada definindo o plano de foliação
milonítica S3, é possível concluir que o evento M3 de Metamorfismo Dinâmico
ocorreu na Fácies Xisto Verde, Zona da Clorita. O fato de os cristais de biotita
estarem subédricos a anédricos e reorientados de acordo com S3, mostra que
o evento que o gerou foi anterior, M2 – Metamorfismo Regional, sendo possível
então concluir que M2 chegou à Fácies Xisto Verde, Zona da Biotita. A rocha
recebe o nome de biotita-clorita-sericita-quartzo Milonito.
A amostra de mão 68 é de cor cinza avermelhada, composta de sericita
e quartzo de granulação muito fina. Estes minerais estão alongados e
orientados preferencialmente formando uma foliação milonítica S3. S3
apresenta crenulações sutis.
A lâmina 68 é semelhante à lâmina 58, no entanto não possui clorita,
nem agregados de recristalização de quartzo, nem cristais de turmalina. A
foliação S3 é idêntica à da lâmina 58, porém existe outra superfície superposta
à S3. Há clivagens de crenulação espaçadas e pouco penetrativas
interrompendo S3, denominadas clivagens de crenulação S4.
53
Na lâmina 68 não se formaram minerais-índices (como a clorita) em S3,
não permitindo o estabelecimento do grau metamórfico de S3, no entanto o
grau metamórfico provavelmente se mantém na Zona da Clorita da Fácies
Xisto Verde, bem como é provável que o evento que gerou biotita seja o evento
M2, uma vez que os cristais estão subédricos a anédricos e rotacionados (às
vezes os cristais de biotita não chegam a ficar completamente paralelizados à
S3) e que M2 tenha sido um metamorfismo na Zona da Biotita da Fácies Xisto
Verde. A superfície S4 foi gerada apenas por uma deformação na rocha, sem
que ocorra metamorfismo; foi gerada num evento mais frio/rúptil do que aquele
que gerou S3. A rocha recebe o nome de biotita-sericita-quartzo Milonito.
7.3 – HORNFELS
É denominada hornfels a rocha que passou por metamorfismo termal.
Na área, isto corresponde à rochas encaixantes em proximidade com a Suíte
Magmática Valsungana, no caso, xistos. Variam entre rochas com a
xistosidade preservada e rochas onde a xistosidade já foi dissipada pelo
crescimento desordenado dos minerais, dando à rocha uma estrutura maciça.
Em amostra de mão, o hornfels 28 mostra-se maciço, bem preservado,
cinza escuro, composto por cristais de quartzo e biotita de granulação fina. Já a
amostra 115 mostra um hornfels bandado, cinza amarelado, composta por
bandas de quartzo e bandas de biotita, de granulação fina a média, mas
também com estrutura maciça. Em ambas as rochas é possível identificar uma
xistosidade reliquiar, dada pelo alinhamento de cristais de biotita, apesar de
estes cristais terem orientações aleatórias. Ambas as rochas tem textura
granoblástica.
A diversidade de minerais encontrada nas lâminas dessas rochas é
grande: quartzo (40%), biotita (30%), granada (traços%), cordierita (15%),
silimanita (fotomicrografia 7) e fibrolita (8%), andaluzita (2%), opacos (3%),
provável espinélio (1%), plagioclásio e microclínio (1%) e zircão (acessório) na
amostra 28; e quartzo (50%), biotita (30%), andaluzita (fotomicrografia 8)
54
(10%), silimanita (5%), fibrolita (1%), cordierita (2%), opacos (2%) e zircão
(acessório) na amostra 115.
Muitos cristais são poiquilíticos, como os porfiroblastos de andaluzita, de
cordierita e de silimanita, em ambas as rochas. Os cristais de biotita de ambas
as rochas também são castanho avermelhados, com forte pleocroísmo. O
mineral verde na lâmina 28 permanece não identificado, mas, pela paragênese
da rocha, provavelmente é hercinita, um espinélio de ferro.
Ambas as assembleias mineralógicas encontradas nas rochas definem
uma paragênese de metamorfismo de contato na Fácies Piroxênio Hornfels.
Fotomicrografia 7: Lâmina 28 mostrando cristais de silimanita. Luz natural
55
Fotomicrografia 8: Lâmina 115 mostrando cristais de quartzo, biotita e de andaluzita na porção superior, mostrando as duas clivagens bem desenvolvidas. Luz polarizada.
7.4 – GRANITOS
Os granitos correspondem a 40% da área, ocupando a porção sudeste e
leste da área. Estão frequentemente alterados, apresentando uma coloração
avermelhada e aspecto quebradiço. Quando encontrados na sua forma sã,
podem mostrar colorações branca, cinza e vermelha. Ocorrem em três
diferentes fácies: a Fácies Porfirítica (FP), a Fácies Heterogranular Grossa
(FHG) e a Fácies Equigranular Média (FEM).
As amostras laminadas são três e correspondem a duas amostras da FP
e uma da FEM. Não foi encontrada amostra sã do granito FHG para laminar. A
FP é representada pelas amostras 26 e 46b e a FEM pela amostra 34. As três
rochas possuem estrutura maciça, em escala microscópica, e de fluxo em
escala mesoscópica.
56
A amostra 26 em amostra de mão é branca e sã, composta de
microclínio (50%) com geminação simples visível em afloramento, plagioclásio
(15%), quartzo (20%) e biotita (15%). Foi observado também pirita.
Em lâmina a amostra é composta por microclínio (40%), quartzo (25%),
plagioclásio classificado como oligoclásio (20%), biotita (14%), muscovita (1%),
apatita, allanita, zircão e opacos (acessórios). Com essa proporção de
minerais, a rocha é um monzogranito.
A textura da rocha é porfirítica, com fenocristais de microclínio tabulares
poiquilíticos e fenocristais de quartzo. A matriz é equigranular média.
A amostra 46b é uma faixa de cerca de 3 cm de granitóide em meio a
uma intrusão basáltica. É composta por microclínio (40%), plagioclásio (25%) e
quartzo (35%).
Em lâmina, a rocha é composta por microclínio (30%), plagioclásio
classificado como oligoclásio (30%), quartzo (40%), allanita, apatita, zircão
(acessórios) e muscovita (traço). Com essa proporção de minerais, a rocha é
um monzogranito.
A textura da rocha é porfirítica, com fenocristais de microclínio e de
oligoclásio euédricos tabulares e poiquilíticos. A matriz é equigranular média. A
rocha está intensamente fraturada, o que foi provocado pela intrusão de rocha
básica neste granito.
A amostra 34 é bem preservada, cinza claro e composta por microclínio
(20%), plagioclásio (40%), quartzo (20%), biotita (20%), com fenocristais de
plagioclásio.
Em lâmina esta amostra é composta por microclínio (30%), plagioclásio
(30%), quartzo (25%), biotita (10%), muscovita (traço), clorita (5%), opacos
(traço), zircão, apatita e allanita (acessórios). Não foi possível classificar o
57
plagioclásio. Ocorrem fenocristais pouco maiores que a matriz de plagioclásio e
quartzo. Com essa proporção de minerais, a rocha é um monzogranito.
A textura da rocha é equigranular média, mas subordinadamente
também é porfirítica com fenocristais de plagioclásio tabular e quartzo anédrico
apenas um pouco maiores que a matriz.
7.5 – DIQUES BÁSICOS
Há vários diques básicos cortando as rochas da área. Foram feitas duas
lâminas, das amostras 46 e 121.
A amostra 46, como dito na seção 7.4, consiste em uma faixa de granito
de cerca de 3 cm em meio a uma intrusão de rocha básica (fotomicrografia 9).
Foram feitas lâminas das duas rochas, sendo a do granito chamada 46b e a da
rocha básica 46a.
A amostra 46b mostra uma rocha cinza escura, predominantemente
afanítica na qual é possível diferenciar alguns cristais aciculares brancos que
chegam ao comprimento de, no máximo, 2 mm que provavelmente são
plagioclásios. A rocha está muito fraturada, com muitos veios de óxidos de
ferro.
58
Fotomicrografia 9 : Mostra contato entre basalto e monzogranito da amostra 46. No basalto são
visíveis a matriz vítrea com os fenocristais de andesina e augita. Para a esquerda a matriz vai
gradativamente mostrando evidências de devitrificação, com o aparecimento de argilominerais
que dão um aspecto “sujo” à rocha. Escala: a borda inferior da foto representa 3,5 mm da
seção. Luz polarizada.
Em lâmina é visível que 75% da rocha é compostas de material vítreo,
que apresenta em sua maior parte o processo de devitrificação, com
argilominerais dando um aspecto “sujo” à matriz. Apenas próximo ao contato
com o monzogranito a matriz está completamente homogênea, na cor castanha
escura, provavelmente por conta do resfriamento rápido do basalto quando
entrou em contato com o monzogranito, ou seja, é uma borda de resfriamento.
Os fenocristais de plagioclásio (15% da rocha ou 60% dos minerais
cristalizados) dividem o espaço com fenocristais de augita (10% da rocha ou
40% dos minerais cristalizados). Os cristais de plagioclásio foram identificados
como andesina e ocorrem com hábito euédrico ripiforme. Ocorrem em uma
variada gama de tamanhos: desde submilimétricos até chegar a 2 mm. Os
cristais de augita tem aspecto pulverulento, são castanhos claros a esverdeado
e poucos cristais estão bem cristalizados e preservam a alta birrefringência
típica deste mineral. Só foi encontrada uma clivagem, a prismática; a clivagem
59
ortogonal não foi observada. Algumas vezes os cristais de andesina e augita
ocorrem em aglomerados. A rocha é classificada como um basalto.
A textura da rocha é intersertal e, por vezes, glomeroporfirítica. A
estrutura é maciça.
A amostra 121 foi retirada de um dique básico que corta hornfels e
granito. Em afloramento foram observados megacristais de plagioclásio com
até 5 cm de comprimento. Também foi observado localmente estrutura de
fluxo.
Em amostra de mão, a amostra é cinza esverdeada escura, é composta
por plagioclásio (50%) euédricos ripiformes, de 4 mm de comprimento, brancos
e por piroxênio (50%), que raramente chegam a 2 mm, de cor verde escura e
anédricos. Os cristais são de granulação média. Há porções oxidadas na
rocha, mas em geral ela está pouco alterada.
Em lâmina esta rocha é composta por plagioclásio identificado como
andesina-labradorita (55%), augita (20%), biotita (4%), clorita (8%), fengita
(3%), opacos (10%) e apatita (acessório). Há amígdalas preenchidas por
zeólitas (traço) (fotomicrografia 10), clorita e carbonatos (traço). A rocha é um
gabro.
Os cristais de plagioclásio são euédricos tabulares e estão bastante
fraturados. Esses cristais podem ocorrer como agregados em alguns pontos.
Os cristais de augita são incolores a verdes claros, anédricos, raramente
desenvolvendo clivagem. Alguns cristais possuem inclusões de biotita
cloritizada e de clorita. A maioria dos cristais de augita mostram inclusões ou
contato com minerais opacos. Muitos cristais de clorita ocorrem nos interstícios
de cristais de plagioclásio, provavelmente substituindo cristais de augita.
Ocorrem também preenchendo amígdalas.
A rocha apresenta textura intergranular. Localizadamente ocorre textura
mesocumulática e porfirítica (em escala de afloramento). A estrutura é
predominantemente maciça e subordinadamente amigdaloidal.
60
Fotomicrografia 10 : Gabro mostrando amígdala preenchida por zeólita e por cristais de
carbonato no seu centro. Luz polarizada.
61
8. GEOLOGIA ESTRUTURAL
Na área cartografada ocorrem dois domínios geológicos distintos: um
domínio composto por rochas metamórficas – Complexo Brusque; o outro
domínio composto por rochas ígneas – Suíte Valsungana. Esses domínios
estão estruturados em faixas de direção N40-50E.
O domínio do Complexo Brusque é composto por duas faixas de rochas,
uma a noroeste do vale do Rio Itajaí-Mirim e outra faixa situada na região
central e leste da área, entre o vale do Rio Itajaí-Mirim e a Suíte Valsungana. A
faixa da região central do mapa é composta predominantemente por muscovita
xistos e granada-muscovita xistos. Na porção noroeste ocorre intercalação de
filitos e milonitos.
No Complexo Brusque, dentro da área cartografada foram identificadas
4 superfícies, denominadas de S1, S2, S3 e S4. As três primeiras foram
desenvolvidas em regime de deformação dúctil e S4 foi desenvolvida em
regime de deformação rúptil.
8.1 – ESTRUTURAS DO COMPLEXO BRUSQUE
8.1.1 – SUPERFÍCIE S1
A superfície S1 é uma estrutura pouco penetrativa na área cartografada.
Ocorre em 11 dos 131 afloramentos presentes na área. A superfície S1 ocorre
nos litotipos muscovita xisto, muscovita-biotita xisto, hornfels, metarritmito
(afloramento 67) e clorita-carbonato quartzito (afloramento 96).
62
Em mapa, a superfície S1 apresenta trajetória de foliação na direção
N70E com mergulho entre 50º e 60º para SW; é paralela aos planos da
superfície S2. Na maioria dos afloramentos não foi possível observar e/ou
medir a atitude de S1 pois encontra-se deformada na foma de dobras fechadas
a isoclinais com no máximo 2 mm de espessura. No estereograma os planos
de S1 apresenta direção média N70E/60SE, como se vê na figura 5.
Figura 5: Estereograma com a representação das concentrações de polos das atitudes de S1, medidas em xistos e no clorita-carbonato quartzito. Observa-se distribuição em guirlanda dos polos de S1. O plano médio de S1 é N70E/60SE e o eixo estatístico é N45/0. N=4. Intervalo entre isolinhas=4%.
Nos afloramentos e amostras de mão S1 é definida como micrólitos
compostos por um bandamento composicional rítmico, areno-pelítico ou areno-
carbonático, com cerca de 2 a 3 mm de espessura, como foi observado nos
afloramentos 3 (figura 6) e 11. Os micrólitos são paralelos aos planos de
xistosidade S2 da rocha. Nos demais afloramentos a superfície S1 ocorre
dobras isoclinais a fechadas recumbentes, que ocorrem sempre com os flancos
paralelizados aos planos da xistosidade S2.
63
S1 ocorre em escala microscópica como uma xistosidade composta de
quartzo e muscovita que está dobrada na forma de dobras fechadas, sub-
milimétricas. Essas dobras são intrafoliares a S2, formando micrólitos de
geometria lenticular, como pode ser observado na figura 7.
Figura 6: Planos da superfície S1 observados no afloramento 3. Caracteriza-se como micrólitos compostos pela alternância de níveis pelíticos em vermelho e níveis compostos por quartzo deformados por dobra suave. Os micrólitos apresentam espessura de até 3 mm de espessura.
64
Figura 7: Fotomicrografia da amostra 24. Observa-se no centro da foto um micrólito composto por dobras fechadas de uma xistosidade definida por quartzo (branco) e muscovita (amarela). Esse micrólito tem geometria lenticular e está preservado entre os planos de uma xistosidade contínua. A xistosidade dobrada preservada no micrólito é S1, que foi transposta para a xistosidade contínua (S2). Escala: a base da foto representa 3,5 mm de comprimento. Luz natural.
8.1.2 – SUPERFÍCIE S2
A superfície S2 é a estrutura penetrativa na área cartografada. S2 foi
medida em 33 dos 131 afloramentos presentes na área. Ocorre em muscovita
xisto, biotita-muscovita xisto, clorita-muscovita xistos, granada-muscovita xisto,
hornfels maciços, hornfels foliados, e sericita filitos.
Na faixa dos xistos a superfície S2 apresenta 2 trajetórias de foliação
distintas. Os afloramentos localizados ao longo da margem sul do Rio Itajaí-
Mirim apresentam atitudes dos planos de S2 na direção N40-80E com
mergulhos entre 23 e 70 graus, predominantemente para SE. Os afloramentos
localizados até cerca de 200 metros do contato entre xistos e granitos
apresentam direção sub-paralela à direção do contato N 30-74E e mergulhos
entre 18 e 68 graus para NW. Ao longo do contato de direção NW do granito
com os xistos, que se dá na porção E a NE da área, a superfície S2 permanece
com uma trajetória sub paralela ao contato apresentando direção N75-60E e
65
mergulho entre 50 e 75 graus para NE. Entretanto esse padrão de trajetórias
não é uniforme para toda a faixa de xistos, ocorrendo atitudes de direção EW e
mergulho 20 graus para norte. Nos filitos a superfície S2 não apresenta uma
trajetória de foliação contínua mas foram observados planos na direção EW
com mergulho 36N.
A partir de 73 medidas de atitude dos planos de S2 foi produzido um
estereograma – mostrado na figura 8 – de concentração de polos. Esse
diagrama mostra uma distribuição em guirlanda dos polos de S2. Essa
distribuição sugere que os planos de S2 formam uma dobra na área estudada.
Os polos apresentam 2 máximos de concentração com 5% e 4% das medidas
que representam os dois planos médios da foliação S2: N50E/46SE e
N50E/28NW.
Figura 8: Estereograma com a representação das concentrações de polos da superfície S2 medida em xistos, filitos e rocha calciossilicática. Observa-se distribuição em guirlanda dos polos de S2 ao longo de um pequeno círculo, o que sugere um dobramento cônico do plano de S2 com eixo estatístico N50/45. Os planos médios para S2 são N50E/28NW e N50E/46SE. N=73. Intervalo entre isolinhas=1%.
66
O primeiro plano médio representa as atitudes obtidas dos afloramentos
ao longo da margem sul do Rio Itajaí-Mirim e o segundo plano médio
representa as atitudes obtidas dos afloramentos próximos ao contato entre os
xistos e granitos.
A superfície S2 é definida nos xistos como uma xistosidade contínua ou
zonada composta pela orientação de muscovita ou muscovita e biotita. S2
apresenta clivagem de crenulação e estruturas do tipo par SC e par SS. Nos
planos de S2 ocorrem porfiroblastos de granada, como pode ser observado na
figura 9, com até 0,5 cm de diâmetro.
Figura 9: Foto do planos de xistosidade S2 presente no afloramento 99. A xistosidade neste afloramento é definida por planos compostos por muscovita, paralelos com a superfície da rocha. Os grãos em relevo são de granada.
Nos filitos a superfície S2 está menos desenvolvida e é definida como
uma clivagem ardosiana composta por sericita orientada que muitas vezes está
crenulada. Os planos de S2 ocorrem paralelos a veios de quartzo leitoso, os
quais encontram-se frequentemente dobrados juntamente com os planos de S2
(Figura 10).
67
Figura 10: Veio de quartzo concordante com a xistosidade S2 do afloramento 4. veio de quartzo. São dobras cerradas, horizontais inclinadas com eixo superior possui direção 140/43.
Em escala de afloramento foram caracterizados planos de S2 dobrados.
São dobras com comprimento de onda que variam de centimétricos a métricos,
de abertas a cerradas. No estereograma os eixos dessas dobras apresentam
dispersão (Figura 11), o que sugere a presença de eventos de redobramento.
Nos filitos os planos de S2 apresentam dobramento tipo kink bands.
68
Figura 11: Estereograma com a representação das concentrações de eixos de dobras que deformam superfície S2. Observa-se a dispersão da atitudes dos eixos. As 3 maiores concentrações representam eixos médios 247/09, de maior concentração de eixos, e concentrações menores 351/46 141/45. N=37. Intervalo entre isolinhas=0,5%.
Na escala microscópica a superfície S2 (figura 12) é definida como uma
xistosidade contínua a zonada, paralela, definida pela orientação de quartzo,
muscovita e biotita. É a estrutura penetrativa na área cartografada.
No afloramento 16 ocorrem porfiroblastos granada, alguns com um
padrão snowball de inclusões de quartzo. Foram observadas também sombras
de pressão assimétricas ao redor dos cristais de granada, compostas por
quartzo. Essas características evidenciam que a granada cristalizou-se
concomitante ao desenvolvimento da foliação S2.
69
Figura 12: Fotomicrografia do afloramento 114 onde observam-se os planos de xistosidade contínua S2 definidos pela orientação da muscovita em cor de interferência azul celeste. Os planos de S2 encontram-se crenulados. Luz polarizada.
8.1.3 – SUPERFÍCIE S3
No mapa a superfície S3 apresenta penetratividade menor que a
superfície S2. Ocorre em 17 dos 131 afloramentos presentes na área.
No Complexo Brusque a superfície S3 afeta clorita-muscovita xisto,
biotita-muscovita xisto, quartzo-muscovita xisto, hornfels foliado (afloramento
79), sericita filito e milonitos.
A trajetória de foliação S3 tem direção predominante N45-85E com
mergulhos entre 74 graus para SW e 78 graus para SE, incluindo nessa
variação planos com mergulho vertical (milonito no afloramento 105). Essa
trajetória de foliação distribui-se de modo homogêneo ao redor do curso do Rio
Itajaí-Mirim. Afloramentos próximos ao contato dos xistos e granitos mostram
atitudes de S3 próximas a N60E/80NW, ou seja, sub-paralela à direção N50E
do contato entre esses litotipos.
Foram obtidas um total de 43 medidas da superfície S3 que no,
estereograma de polos, apresenta distribuição unimodal com pouca dispersão
(Figura 13). A partir da concentração máxima obteve-se um plano médio
70
N55E/90. A direção N50E está aproximadamente paralela a direção de contato
entre as três maiores unidades presentes no mapa xistos, granitos e filitos.
Figura 13: Estereograma com a representação das concentrações de polos da superfície S3 medida em xistos e filitos. Observa-se distribuição unimodal com pouca dispersão dos polos de S3. O plano médio da superfície S3 é N55E/90. N=45. Intervalos entre isolinhas=2%.
Em afloramento a superfície S3 ocorre como uma xistosidade espaçada,
nos xistos e uma clivagem ardosiana espaçada nos filitos. Nesses litotipos S3
está pouco penetrativa. Os planos de S3 tem cerca de 1 mm de espessura e
ocorrem em intervalos de cerca de 1 cm entre os planos. Nos xistos S3 é
definida, em afloramento, pela muscovita orientada e, nos filitos, pela sericita
orientada. Em alguns afloramentos (afloramento 131) foi observada a
xistosidade S3 no plano axial de dobras fechadas que afetaram a xistosidade
S2. Nos afloramentos de filitos não foi observada a presença de dobras
associadas aos planos de S3. As principais características dos planos de S3
71
são ângulos de mergulho sub-verticais e a interseção dos planos de S2 pelos
planos de S3.
Em escala microscópica, nos xistos, S3 ocorre como uma xistosidade
espaçada localizada no plano axial em dobras fechadas. Os planos de
xistosidade S3 são definidos pela orientação da muscovita. A xistosidade S3
apresenta distância entre planos de 1 cm a 5 mm, são paralelos entre si, de
geometria planar e apresentam contatos gradacionais com os domínios de
micrólitos. Na lâmina 79, S3 ocorre no eixo de uma dobra fechada que afeta a
xistosidade S2 (Figura 14).
Figura 14: Fotomicrografia do afloramento 79 onde observam-se planos da xistosidade S2 na forma de dobras rompidas definindo uma clivagem de crenulação S3. Luz polarizada.
8.1.4 – FOLIAÇÃO MILONÍTICA
Na área cartografada foi caracterizada a presença de milonitos no
domínio do Complexo Brusque. Essas rochas apresentam uma foliação
milonítica penetrativa na escala de afloramento. A foliação milonítica não é
penetrativa na escala do mapa, mas sim localizada. Foi medida em 5
afloramentos (58, 68 71, 105 e 106) dos 131 afloramentos descritos. A foliação
milonítica afeta a faixa de filitos no domínio dos Complexo Brusque.
72
Em mapa apresenta trajetória de foliação N61-45E e mergulhos entre
83SE e 85NW, incluindo mergulho vertical (afloramento 106). No afloramento
58 o milonito está associada com uma estreita zona de cisalhamento
transcorrente de movimento dextral. Essa zona apresenta 5 metros de
espessura está em contato brusco com sericita filitos.
Em afloramento a foliação milonítica contínua caracteriza-se por uma
foliação plana composta por quartzo e sericita, associada a ribbons de quartzo,
que aparecem como dobras isoclinais a fechadas ou ainda paralelos aos
planos de foliação. No afloramento 71 os domínios de clivagem apresentam-se
anastomosados.
Na escala microscópica a foliação milonítica é definida pela orientação
de sericita, quartzo e clorita (pode ter biotita em menor proporção).
Os cristais apresentam, em média, 0,1 mm de comprimento. Os cristais
de sericita apresentam hábito mica fish, compondo planos anastomosados. A
biotita apresenta-se parcialmente ou totalmente cloritizada apresentando hábito
mica fish. Os cristais de quartzo apresentam extinção ondulante e raros
subgrãos. No afloramento 68 ocorre bitotita não cloritizada paralela aos planos
de foliação milonítica com a geminação dobrada em forma similar a kink band.
8.2 - SUPERFÍCIE S4
A superfície S4 não é penetrativa na escala do mapa. Foi descrita nos
afloramentos 63 e 114 sendo que o 114 localiza-se fora da área cartografada.
Em escala microscópica a superfície S4 foi identificada nos afloramentos 24 e
68.
Os planos da superfície S4 ocorrem em muscovita xistos (afloramentos
24 e 114), milonito (afloramento 68) e sericita filito (afloramento 63).
73
Devido a limitada penetratividade dessa estrutura na escala de
afloramento essa estrutura não foi representada no mapa. Nos afloramentos
onde a atitude da superfície S4 foi media somente no afloramento 68,
apresentando direção N20-34E e mergulho de 68 graus para SE.
Obtiveram-se 4 medidas de atitudes dos planos de S4. Uma medida de
atitude foi obtida do afloramento 114 e 3 medidas do afloramento 63. Os polos
da foliação S4 apresentam distribuição unimodal. O plano médio para S4 é
N30E/72SE.
No afloramento 63 a superfície S4 foi caracterizada como uma clivagem
disjuntiva. Nesse afloramento ocorrem como planos que intersectam outro
plano de clivagem menos desenvolvida gerando lascas de rocha alongadas
denominadas clivagem lapis (pencil cleavage).
No afloramento 114 a clivagem disjuntiva S4 secciona as superfícies S2
e S3, como pode ser observado na Figura 15).
Figura 15: Bloco diagrama que mostra as relações entre as superfícies S2, S3 e S4 e com as atitudes obtidas no afloramento 114. Nesse diagrama observa-se a intersecção dos planos de xistosidade S2 pelo plano de S3 e a interseção do plano de S3 plano de S2.
Os planos de S4 não possuem filossilicatos orientados. O espaçamento
entre os planos é da ordem de 0,5 cm.
Em escala microscópica a superfície S4 é definida na amostra 114 como
uma clivagem disjuntiva espaçada localizada nos planos axiais de dobras
74
chevron que afetam S2. No milonito do afloramento 68 é descrita como planos
de dobra kink-band que afetam os planos da foliação milonítica. Os planos da
superfície S4 são preenchidos por minerais opacos (afloramento 114, ou por
quartzo (afloramento 68).
8.3 – FOLIAÇÃO MAGMÁTICA
Na área cartografada foi identificada uma foliação magmática, essa
estrutura é pouco penetrativa em escala de mapa, foi medida em 8
afloramentos dos 131 afloramentos descritos. A foliação magmática ocorre no
domínio geológico da Suíte Valsungana, em monzogranitos das fácies
Porfirítica Grossa e Heterogranular Seriada.
No mapa a foliação magmática está representada por 7 medidas sendo
3 medidas de foliação e 4 medidas de lineação mineral. Essa estrutura
apresenta distribuição radial mergulhando para as bordas da intrusão com
ângulos variáveis entre 19º e 61º.
A partir de 29 medidas de atitudes da foliação magmática, obteve-se um
estereograma com distribuição unimodal de polos e pouca dispersão. O plano
médio da foliação magmática é N30E/20NW (Figura 16).
75
Figura 16: Estereograma com a representação das concentrações de polos das atitudes da foliação magmática medidas nos monzogranitos das fácies Porfirítica Grossa e Heterogranular. Observa-se distribuição unimodal dos polos e um plano médio com atitude de N30E/20NW. N=29. Intervalo entre isolinhas=3,5%.
Em escala de afloramento a foliação magmática é definida pela
orientação dos fenocristais de feldspato alcalino (Figura 17).
76
Figura 17: Fotografia da foliação magmática na fácies Porfirítica Grossa. A foliação é definida pela orientação de fenocristais de feldspato alcalino pelo alinhamento dos eixos maiores dos cristais. Escala: haste visível do do martelo tem 25 cm.
No afloramento 107 a foliação magmática é definida pela orientação de
fenocristais e de níveis concentrados de biotita. Em alguns afloramentos a
orientação dos fenocristais definem planos (afloramento 68) enquanto que em
outros (afloramento 35) foi medida uma lineação magmática primária, definida
pela orientação do eixo de maior comprimento dos cristais de feldspato
alcalino. No afloramento 88, onde a foliação magmática apresenta-se
penetrativa, observa-se que a direção e mergulho da superfície muda ao longo
do comprimento de 10 metros do afloramento apresentando atitudes N90/11,
N73/19 e N52/20.
Em lâmina delgada somente foi possível definir que os fenocristais são
de microclínio, mas devido ao tamanho dos fenocristais em relação à lâmina, a
foliação magmática não é passível de ser vista em escala microscópica.
77
8.4– TECTÔNICA RUPTIL
8.4.1 – FALHAS
Na área cartografada foram identificadas 2 falhas normais, nos
afloramentos de muscovita xisto (Figura 18) e 4 falhas inversas que ocorrem
em muscovita xisto e uma em milonito (afloramento 105).
Figura 20: Fotografia do afloramento 4 composto por clorita-muscovita xisto (cor vermelha), com um veio de quartzo ao centro da foto deslocado por uma falha normal com rejeito de 6 cm.
O reduzido número de medidas não permitiu uma análise satisfatória
com os estereogramas. As falhas transcorrentes apresentam um numero maior
de medidas, 18 no total.
Apresentam sentido de movimento dextral em 5 planos e movimento
sinistral em um plano de falha (afloramento 71). Nos demais planos não foi
possível estabelecer o sentido de movimento. Exceto as falhas do afloramento
35, preenchidas por cristais de epidoto, as falhas transcorrentes não
apresentam preenchimento. Apresentam estrias com mergulhos de cerca de 10
graus e rejeitos entre 10 e 25 cm.
78
Foi constatado a presença uma zona de falha transcorrente no
afloramento 105, preenchido por brecha de falha, apresenta espessura de
aproximadamente 1 (um) metro, com fragmento 5 cm de diâmetro, intercalada
com milonitos. Essa falha apresenta atitude N55E/85SE desenvolve-se sobre
milonitos com foliação na direção N61E/90.
O estereograma dos 18 planos de falha transcorrentes apresentam duas
concentrações de polos distintas, resultaram em dois planos médios nas
direções N48E/78SE e N40W/74SW (Figura 19).
Figura 19: Estereograma com a representação das concentrações de polos dos planos de falha transcorrente presentes no Complexo Brusque e na Suíte Valsungana. Observa-se distribuição unimodal dos polos em duas concentrações. Os plano médios das falhas N50W/90, N10E/85NW. N=18. Intervalo entre isolinhas=1%.
79
8.4.2 – FRATURAS
Fraturas foram foram medidas em 19 afloramentos dos 131 presentes na
área. Ocorre nos domínios da suíte Valsungana e do Complexo Brusque. Na
suíte Valsungana foi medida nas fácies Heterogranular e Porfirítica (Figura 20).
No complexo Brusque afeta muscovita xistos, hornfels, rochas calciossilicáticas
e milonitos.
Figura 20: Plano de fratura afeta granito porfirítico grosso no afloramento 35. Escala martelo de 30 cm de comprimento.
No mapa, as fraturas, apresentam direção N45-50E na Suíte
Valsungana. Nos xistos apresenta 3 direções N40-60E, N10-45W e N10-20E.
O sentidos de mergulho das fraturas são variáveis com predominância de
ângulos maiores que 40 graus.
Com 57 medidas de atitudes de fraturas foi gerado um estereograma de
polos das fraturas que evidencia dispersão das medidas. Neste diagrama foi
possível estabelecer 3 famílias de fraturas sendo as atitudes médias N50W/90,
N10E/85NW e uma família de fraturas menos frequente com plano médio
N60E/26SE (Figura 21).
80
Figura 21: Estereograma com a representação das concentrações de polos dos planos de fratura presentes no Complexo Brusque e na Suíte Valsungana. Observa-se dispersão dos polos. Os 3 planos médios foram obtidos a partir das maiores concentrações N50W/90, N10E/85NW e N60E/26SE N=57. Intervalo entre isolinhas=1,5%.
No domínio do Complexo Brusque as fraturas ocorrem com
espaçamento entre os planos de 5 a 20 cm e não ocorre preenchimentos nos
planos de fraturas. Nos granitos também são comuns fraturas sem
preenchimento, mas no afloramento 35 ocorrem 3 planos preenchidos por
epídoto nas direções N45E/28SE, N60W/80NE N40E/19NW.
Ocorrem também na área estudada 6 diques de rocha básica, sendo que
o dique do afloramento 121 foi identificado com gabro. A direção medida de 6
diques apresentam direção média de N44W/72SW (Figura 22).
81
Figura 22: Estereograma com a representação das concentrações de polos dos diques intrusivos no Complexo Brusque e na Suíte Valsungana. Observa-se distribuição unimodal dos polos com pouca dispersão. Os diques apresentam plano médio N44W/72SW. N=6. Intervalo entre isolinhas=1,9%.
8.5 – DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
As rochas do Complexo Brusque segundo CPRM (1995), Philipp et al.
(2004) e Biondi et al. (2007), foram afetadas por 4 fases de deformação
denominadas D1, D2, D3 e D4.
Segundo Caldasso et al. (1995) o conjunto de fases D1 e D2 relaciona-
se com movimentos compressivos e cisalhamento de baixo ângulo que
geraram as foliações S1 e S2 do Complexo Brusque. As fases D3 e D4 estão
relacionadas com zonas de cisalhamento transcorrente. Foram fases
características de um regime dúctil a rúptil em condições metamórficas fácies
xisto verde, zona da clorita associada com evento regional de
retrometamorfismo. Relaciona o dobramento de S1 com a geração provável de
dobras, nappes, em um processo de transposição do acamadamento
82
sedimentar. Descreve a superfície S1 como uma clivagem ardosiana
desenvolvido paralelamente um bandamento composicional areno-pelítico, a
foliação S2 representa um processo de transposição com gradativa destruição
da superfície S1 que evolui para uma xistosidade penetrativa. A presença dos
micrólitos isoclinais representam a ruptura da superfície S1 pela superfície S2.
A fase D3 na escala de afloramento materializa-se como dobras com
dimensões centimétricas a decimétricas com eixo sub-horizontais. A fase D3
caracteriza-se também pela formação de uma clivagem de fratura.
A fase D4 ocorre como dobras tipo box fold e chevron e como clivagens
de crenulação que podem transpor os planos de S2. Os eixos das dobras
apresentam eixos conjugados cruzando-se em ângulos de 35 graus.
Segundo Phillip et al. (2004) a evolução evolução tectônica do Complexo
Metamórfico Brusque ocorre a partir de um evento dúctil que envolve as fases
D1 e D2. Sendo a fase D1 responsável pela geração da foliação
metamórfica S1, preservada
como dobras isoclinais a fechadas de flancos rompidos. A transposição da
foliação S1 gerou a superfície S2, geralmente paralela com S1. A superfície S2
constitui a xistosidade principal do Complexo Brusque.
As superfícies S1 e S2 foram afetadas por um evento transcorrente (D3),
sob condições de deformação dúctil. As superfícies anteriormente formadas
foram dobradas como dobras normais, fechadas a abertas com clivagem de
fratura de plano axial (S3) de direção N40-60E. Uma fase mais tardia de
dobramentos é identificada pela presença de dobras F4 em caixa, chevron e
kink bands, abertas a suaves, com clivagem de fratura plano axial pouco
espaçada.
Segundo Biondi et al. (2007) as fases de tectônica tangencial D1 e D2
associam-se com zonas de cisalhamento de baixo e médio ângulo de
mergulho, geradas e/ou reativadas durante a orogênese Dom Feliciano, estas
deformações são responsáveis pela gênese das foliações S1 e S2.
83
A atitude dessa foliação S2 muda constantemente em função da
proximidade das intrusões graníticas e de zonas de cisalhamento. S2 é a
foliação mais importante nos filitos e xistos na região de Botuverá.
Na fases transcorrentes D3 e D4, foram gerados cavalgamentos E-W
que colocaram em contato xistos da faixa SE do Complexo Brusque, com os
filitos da faixa central. A fase D3 também gerou uma clivagem de fratura; e a
fase D4 está impressa nas rochas do Complexo Brusque sob a forma de
dobras do tipo “chevron”, associada uma clivagem de crenulação.
Baseando-se nos dados de campo e nas interpretações disponíveis na
bibliografia conclui-se que:
Na área cartografada foram reconhecidas 4 superfícies, correspondentes
a 4 fases de deformação.
A fase D1 caracterizou-se por deformação em regime dúctil, e foi
responsável pela transposição da estrutura sedimentar pré-existente na rocha e
a formação dos planos de S1. Os planos de S1 não apresentam estruturas
sedimentares reconhecíveis em escala microscópica. Foi reconhecida a
presença de uma xistosidade formada antes da xistosidade penetrativa (S2).
Não foi possível estabelecer qual fácies metamórfica e zona alcançou a fase
D1. O dobramento dos planos S1 sugere que após a formação a superfície foi
afetada por uma intensa deformação tectônica com médio a baixo ângulo de
mergulho.
A fase D2 inicia-se com o dobramento da superfície S1 culminado com a
transposição que produziu planos de S1 paralelos aos planos de xistosidade
S2, que se formou em condições metamórficas de fácies xisto verde, zona da
granada. Nos filitos não foi possível estabelecer em qual fácies metamórfica se
formou a clivagem ardosiana S2. A fase D2 caracteriza-se por uma deformação
tectônica intensa que representa o ápice do metamorfismo regional na área
cartografada.
A fase D3 provavelmente representa processos de dobramento e
retrometamorfismo na fácies xisto verde, zona da clorita, e estão associados
com a formação de zonas de cisalhamento dúctil no Complexo Brusque. Essas
84
zonas produziram milonitos ao longo do contato dos filitos e xistos bem como a
zona de cisalhamento transcorrente de menor espessura (afloramento 58). Na
zona de cisalhamento do afloramento 58 foi observado retrometamorfismo de
biotita para clorita, também observado em granadas do afloramento 16. Os
planos S3 sobre eixos de dobras fechadas à cerradas, que podem ser dobras
de arrasto associadas com a zona de cisalhamento. A dispersão em
estereograma de eixos de dobras sugere que a fase de dobramentos da fase
D3 foram provavelmente redobrados, afetada por fases de deformação
posteriores (D4) ou pela intrusão do granito.
A fase D4 representa pela geração de dobras chevron ou kink-bands
relacionada com uma fase tardia de deformação de caráter restrito na área
cartografada. Essa fase caracterizou-se pela ausência de metamorfismo que
gerou nos ápices das dobras uma clivagem disruptiva. A atitude sub-vertical
dos planos de S4 sugere que a fase de deformação D4 relaciona-se com uma
segunda fase de deformação relacionada com as zonas de cisalhamento que
afetou o Complexo Brusque
Segundo Biondi et al. (2007) na folha de Botuverá, o lineamento Itajaí-
Mirim separa os filitos, da faixa central, dos xistos com mica, quartzo e granada
da faixa SE (fácies xisto verde, zona da granada). Os lineamento Itajaí-Mirim é
uma falha transcorrente levógira com estruturas transtensivas e transpressivas
associadas. São notáveis pelo desenvolvimento de zonas de brecha sobre
milonitos mais antigos, o lineamento Itajaí-Mirim causou um alçamento de
bloco que colocou em contato rochas de diferentes graus metamórficos.
Na área estudada, que localiza-se na folha de Brusque foi observada a
mesma relação. Os xistos com granada localizam-se ao sudeste de uma faixa
de milonitos com desenvolvimento de brechas (afloramento 105) os filitos
ocorrem a noroeste da faixa de milonitos representada pelos pontos 71, 105 e
106, parcialmente coberta pelo Rio Itajaí-Mirim.
A hipótese do levantamento de blocos pode explicar a ocorrência de
xistos na zona da granada lateralmente em contato com sericita filito. Sendo
provavelmente os xistos representantes de um bloco profundo e os filitos um
bloco raso do Complexo Brusque. Os milonitos podem ser associados com a
85
zona de cisalhamento transcorrente devido ao alto ângulo da foliação
milonítica. Portanto a faixa de milonitos ao longo do Rio Itajaí-Mirim pode ser
associada ao lineamento Itajaí-Mirim.
Segundo Philipp et al. (2004) A intrusão dos Granitos Valsungana está
associada com a evolução das zonas de cisalhamento Major Gercino e Itajaí-
Perimbó. Os corpos graníticos são alongados segundo a direção NE-SW,
paralelos com as estruturas regionais sub-verticais. A estrutura magmática é
definida pelo alinhamento de fenocristais de feldspato alcalino e biotita,
subordinadamente, pelo alongamento do quartzo.
A foliação magmática pode ter interpretada como uma estrutura primária
da rocha, sendo que não foi observado estiramento ou deformação nos
fenocristais, supõe-se que essa foliação foi gerada pelo fluxo do magma em
estado sub-sólido. As deformações tectônias da Suíte Valsungana estão
restritas à falhas transcorrentes de regime rúptil associadas eventualmente
com a cristalização de epídoto.
As fraturas e falhas com direção N40W e fraturas de direção N50W
podem estar relacionadas com a intrusão de diques de rocha básica que
apresentam direção N44W. Esses diques foram identificados como diques
mesozóicos relacionados com o magmatismo basáltico da Bacia do Paraná. As
fraturas e falhas podem representar um conjunto de fraturas do mesozóico ou
fraturas e falhas mais antigas preenchidas pelos diques.
86
9 METAMORFISMO
Na área estudada as rochas do Complexo Metamórfico Brusque (CMB)
apresentam quatro fases distintas de metamorfismo. Estas fases estão
organizadas da seguinte forma:
- Metamorfismo Regional, subdividido em fase M1 e fase M2;
- Metamorfismo Dinâmico, em uma fase M3; e
- Metamorfismo de Contato, em uma fase, denominada MC.
O Metamorfismo Regional, nas suas duas fases M1 e M2, geraram os
filitos e os xistos (entenda-se a ocorrência localizada de clorita – carbonato
quartzito como estando dentro do grupo de rochas denominado ‘xisto’ ou
‘xistos’), embora tenha se comportado de formas diferentes em cada uma
dessas rochas. A fase M3 afetou de forma distinta xistos e filitos. Já a fase M4
agiu apenas sobre o xisto.
9.1 – METAMORFISMO REGIONAL (M1 E M2)
Foram observadas em campo dobras intrafoliares à xistosidade S2; a
foliação que está dobrada foi definida como S1, gerada no metamorfismo M1.
S1 é uma xistosidade, definida por cristais de quartzo e muscovita orientados
(não há minerais-índice), que foi dobrada e transposta, gerando S2. Está
presente em lâmina na forma de micrólitos lenticulares. As dobras intrafoliares
indicam que o processo que gerou S2 foi cisalhamento simples.
O metamorfismo M2 é caracterizado pela geração de uma xistosidade
S2 penetrativa nos xistos, na qual foram reorientados, recristalizados ou
gerados cristais de quartzo, muscovita, biotita e granada. S2 é a clivagem de
crenulação diferenciada de S1. As sombras de pressão assimétricas
encontradas ao redor dos porfiroblastos de granada nas lâminas 16 e 24, bem
como a foliação interna encontrada em alguns porfiroblastos de granada da
87
lâmina 16 mostram que a granada é sin-S2 (se desenvolveram englobando a
foliação e rotacionando) e que S2 foi gerada por cisalhamento simples. Um dos
cristais da lâmina 16 mostra, através do seu padrão snowball, que foi
rotacionado cerca de 180º.
A paragênese tipicamente formada no metamorfismo M2 nos xistos,
embora não corresponda à paragênese de todas os xistos afetados por M2,
mas apenas representa uma paragênese média, é a seguinte: muscovita ±
quartzo ± granada ± biotita ± grafita ± minerais opa cos. Isso caracteriza o
metamorfismo M2 na fácies Xisto Verde, Zona da Granada
É possível que os cristais de granada tenham se formado de acordo com
a reação proposta por Yardley (1989):
clorita + muscovita → granada + biotita + quartzo + água
A fase do metamorfismo regional M1 e M2 foram bem subdivididas
apenas nos xistos. Nos filitos, o pequeno número de pontos feitos (19, no total),
as dificuldades de acesso à área e a intensa alteração intempérica da maioria
dos afloramentos não permitiram a retirada de amostras de boa qualidade para
a confecção de lâminas. Por isso as observações possíveis de serem feitas
ficaram comprometidas. Todos esses fatores não permitiram subdividir o
metamorfismo regional de forma clara em fases M1 e M2 nas áreas de filito.
Então, o Metamorfismo Regional nos filitos foi caracterizado
indiretamente através de duas lâminas delgadas, as lâminas 58 e 68. Essas
lâminas mostram cristais de biotita orientados de acordo com a foliação
milonítica S3, que será explicada logo adiante neste capítulo. Mas é importante
adiantar aqui que o metamorfismo M3, nos filitos, foi caracterizado como fácies
Xisto Verde, Zona da Clorita. Então os cristais de biotita que são encontrados
reorientados na foliação S3 são anteriores a S3, tendo sido gerados durante o
metamorfismo regional. Isso caracteriza o metamorfismo regional nos filitos
como fácies Xisto Verde, Zona da Biotita, embora não seja possível
caracterizar o desenvolvimento desse mineral como específico da fase M1 ou
da fase M2.
88
A biotita pode ter sido formada nos filitos pela reação proposta por
Yardley (1989):
fengita (sericita) + clorita → biotita + muscovita + quartzo + água
9.2 – METAMORFISMO DINÂMICO (M3)
O Metamorfismo Dinâmico foi mais bem definido nas áreas de filito,
principalmente através dos afloramentos e amostras número 58 e 68. No
afloramento 58 é observada uma zona de cisalhamento dúctil transcorrente
dextral. O plano de falha tem as medidas N60E/87SE, aonde são visíveis steps
e estrias, as quais tem a medida 240/10.
Em escala microscópica, as duas amostras (58 e 68) mostram foliações
muito parecidas: elas são definidas por quartzo, sericita, biotita, biotita
cloritizada (parcialmente ou totalmente) e clorita (estes dois últimos minerais
são encontrados apenas na lâmina 58), todos com granulação muito fina,
alongados em forma lenticular formando uma foliação milonítica S3, gerada na
fase de metamorfismo M3. Essa foliação milonítica S3 é contínua e muito
penetrativa, tendo geometria anastomosada. Ambas as rochas mostram textura
mortar,
Os cristais de clorita foram gerados nessa fase (M3), através da
transformação da biotita em clorita, estabelecendo a fase de metamorfismo M3,
nos filitos, como fácies Xisto Verde, Zona da Clorita.
Os cristais de muscovita e quartzo estirados em formatos lenticulares
nas duas lâminas são evidências do processo de dissolução por pressão, um
mecanismo de deformação que atua em rochas durante o processo de
cisalhamento dúctil. Na lâmina 58 ocorrem agregados de recristalização de
quartzo, que mostram efeitos de extinção ondulante e subgrãos. Esses efeitos
são evidência do processo de recristalização dinâmica.
Nos xistos, S3 se manifesta como clivagens de crenulação nos planos
de S2, como dobras da xistosidade S2 em diferentes geometrias (aberta,
89
fechada, kink bands, em cúspide e com o eixo rompido) e como uma
xistosidade incipiente quando as crenulações e/ou dobras se rompem e são
transpostas por minerais reorientados de acordo com essa nova direção
preferencial. No entanto, foram apenas observados cristais de quartzo e
muscovita formando a xistosidade incipiente S3. Então não foi possível
determinar o grau metamórfico de M3 pela ausência de minerais-índices.
Tanto em filitos quanto em xistos existe outra fase de deformação (D4),
no entanto, como ela não gera metamorfismo, a fase D4 não será discutida
neste capítulo, mas sim no capítulo de Geologia Estrutural.
9.3 – METAMORFISMO DE CONTATO (MC)
O metamorfismo de Contato MC afetou apenas as rochas encaixantes
da Suíte Magmática Valsungana (SMV), ou seja, apenas xistos.
As rochas afetadas por MC podem perder toda a foliação, tornando-se
maciça, ou então mantê-las, tornando-se hornfels bandados ou xistos com
influência termal. A amostra 28 é um exemplo do primeiro caso e a amostra
115 é um exemplo do segundo caso. A amostra 79 é um exemplo de rocha no
terceiro caso, que manteve suas estruturas, apesar de afetada por MC.
As rochas 28 e 115 desenvolveram os minerais silimanita e andaluzita,
dentre outros minerais, o que caracteriza MC, nestas rochas, como fácies
Piroxênio Hornfels, de acordo com Turner (1981), que localiza a paragênese
dessas rochas, pela formação desses minerais em temperaturas acima de
600ºC e pressões entre 2 e 4 kbar, segundo as reações:
muscovita + clorita + quartzo ↔ cordierita + Al2SiO5 + biotita + água
biotita + Al2SiO5 → cordierita + espinélio
90
granada + silimanita + quartzo ↔ cordierita
No clorita – carbonato quartzito encontrado no ponto 16 são encontrados
cristais de apatita e zircão no interior de cristais de granada completamente
cloritizadas. A presença desses minerais acessórios na clorita, mineral de
alteração nesta rocha, bem como a presença de veios de clorita na rocha, são
evidências de que a cloritização provavelmente foi gerada por uma fase
hidrotermal advinda da intrusão da SMV, pois nessas rochas também são
encontrados esses mesmos minerais acessórios.
Como os hornfels mostram a xistosidade S2 dobrada, pode-se afirmar
que MC ocorreu certamente pós-D2, no entanto, faltam evidências para
localizar MC em relação a D3 e D4. É provável que M3 e MC estejam dentro da
mesma fase de deformação D3.
Nos xistos pouco afetados por MC, os cristais de quartzo foram
recristalizados e perderam os efeitos de extinção ondulante e de subgrãos
(como se vê na amostra 79), por ação do mecanismo de recristalização
estática.
91
10 - MAGMATISMO
Os corpos ígneos na área podem ser desde corpos dômicos alongados
na direção NE, a diques com direção NW, os primeiros correspondem aos
granitos e o segundo aos diques de diabásio. Em mapa correspondem a 40%
da área, dos quais 56 % são de Granito Porfirítico Grosso, 42 % de Granito
Heterogranular Grosso, e 2% de Granito Equigranular Médio e porções não
contabilizáveis de Diques de Diabásio e a fácies leucogranítica que não teve
limites definidos.
10.1 – GRANITO PORFIRÍTICO GROSSO
O Granito Porfirítico Grosso tem granulação média a grossa e
fenocristais euédricos de microclínio com até 6 cm de comprimento, dispostos
em geral de modo horizontal ou com atitudes preferenciais N300/20. As rochas
desta fácies têm composição monzogranítica a granodiorítica. Na escala
microscópica são observados cristais de muscovita e biotita. A primeira resulta
da alteração de feldspato potássico, pois a mesma se dispõe na borda ou na
face do feldspato.
10.2 – GRANITO HETEROGRANULAR SERIADO
O Granito Heterogranular Seriado Grosso é a segunda maior ocorrência
de granitos na área, granulação grossa, com cor cinza claro a rosado,
apresentando fases de cristalização seriada de minerais, como no caso do
microclínio que apresenta 3 fases de cristalização; uma destas tem minerais
subédricos a euédricos tabulares e grãos de cerca de 3 cm, outra com grãos
subédricos a anédricos de tamanhos variando entre 1 e 2 cm, e a ultima fase
reconhecida possui grãos intersticiais, com tamanhos menores de 1 cm. Nos
plagioclásios ocorrem duas fases de cristalização de minerais, uma com
minerais subédricos ripformes de até 2 cm, e outra com minerais intersticiais de
menos de 1 cm; os afloramentos encontrados desta fácies se encontravam em
92
grau médio de intemperismo, sendo que os minerais encontrados em melhor
estado de preservação são a biotita e o quartzo, e esta foi uma fácies que não
permitiu a confecção de laminas delgadas. Em muitos mapas antigos as
características desta rocha fizeram com que a mesma fosse classificada como
Granito Fácies Guabiruba (CPRM,1995), porém para efeitos deste
mapeamento o mesmo foi classificado como uma fácies do Granito
Valsungana.
10.3 – GRANITO EQUIGRANULAR MÉDIO
O Granito Equigranular Médio é a menor unidade mapeada na área,
ocorrendo especialmente na porção sul da área em uma lavra desativada e
como blocos rolados em drenagens, a rocha possui coloração cinza e textura
equigranular, podendo ocorrer isoladamente alguns fenocristais de microclínio.
Esta fácies especialmente nos blocos encontrados em drenagem desta
mostram uma certa relação temporal entre os magmas geradores das outras
fácies, porfiritica grossa e heterogranular grossa, pois naqueles aparecem
feições de misturas de magmas, como bolsões arredondados da fácies
heterogranular grossa, bem como fenocristais de microclinio com os bordos
arredondados.
A feição citada indicaria que o Granito Porfirítico Grosso seria a primeira
fácies a ser gerada, seguida da fácies Heterogranular Seriada e por fim a fácies
Equigranular Média.
10.4 – LEUCOGRANITO.
A Fácies Leucogranítica é encontrada apenas na porção norte do
Granito Heterogranular, próximo ao contato com os xistos. A rocha em
afloramento apresenta cor branca a cinza muito claro, no afloramento é
reconhecível apenas a textura que seria inequigranular fina a média, o único
mineral reconhecível com exatidão é o quartzo, pois é o único mineral
93
preservado, e alguns poucos cristais de mineral micáceo, que poderia vir a ser
biotita, que se apresenta esbranquiçada.
Esta fácies, por suas características de intensa alteração dos minerais
indica que a mesma pode possuir origem hidrotermal, fato evidenciado por
ocorrer especialmente nos bordos do granito heterogranular grosso em contato
com xistos do Grupo Brusque.
10.5 – RELAÇÃO MAGMATISMO X DEFORMAÇÃO.
A relação do magmatismo com os eventos de deformação na área não
possui exatidão, porém pode-se afirmar que está situada após D2, formadora
de S2; a intrusão dos granitos afeta a foliação dos xistos, criando em alguns
lugares mudanças na trajetória das foliações fazendo com que as mesmas
tenham uma tendência a paralelizar com os contatos entre os dois litotipos, e
aparentemente há uma relação entre a direção dos fenocristais de microclínio
com as foliações S3 e S4, podendo estar associada a esta.
O fator complicador a definir com exatidão a correlação entre
magmatismo e deformação é que o único mineral orientado encontrado nos
granitos é o microclínio e em apenas uma das fácies.
10.6 – TIPOLOGIA DOS MAGMAS
Segundo as características descritas nas fácies encontradas, podem-se
comparar os granitos estudados com aqueles do Tipo I Caledoniano (Pitcher,
1983), Soares (1988), também associou o Granito Valsungana a este tipo de
magma. Estes granitos geralmente são de fase sin-tectônica, pós-colisional,
sendo muito provavelmente correlatos com a Zona de Cisalhamento Major
Gercino. Porém segundo (Basei, 1985), (CPRM, 1995) e Silva et. al. (1991),
estes granitos podem ser classificados como do tipo S. Esta diferença na
tipologia do magma pode se dar por algumas características que as rochas
94
encontradas de ambas as tipologias citadas acima, como a ocorrência de
biotita e muscovita na mesma rocha, porém foi observado que a biotita tem
origem magmática e a muscovita tem origem por alteração do microclínio.
Apesar das características coincidentes com os dois tipos de magma, o
ambiente tectônico e a grande maioria das características sugerem que o
magma é Tipo “I” Caledoniano.
10.7 – ORIGEM DO MAGMA.
A ascensão do magma pode ocorrer através de falha ou fraturas
profundas (Shaw 1980, Marsh 1982, Etheridge et al. 1983, Clemens & Mawer
1992, Petford et al. 1994), ou por diferença de densidade entre o magma e a
rocha encaixante, pelo processo diapírico (Ramberg 1970, England 1990).
“Na literatura, inúmeros plútons têm sido caracterizados como
cronológica e espacialmente associados a zonas de cisalhamento
transcorrentes (batólito do Donegal, Pitcher & Berger 1972, Hutton 1982;
plútons de Ajaj, Davies 1982; granito Ratagein, na Escócia, Hutton & McErlean
1991), em zonas transpressivas (Complexo de Ox Montains, McCaffery 1992;
cadeia Cadomiana, NW da França, D'Lemos et al. 1992), intrusões em zonas
de cisalhamento por mecanismos de baloneamento "balloning" (Bruns & Pons
1981, Pons 1982) e fraturas ou zonas de cisalhamento extensionais (Castro
1987, Hutton et al. 1990, Paterson & Fowler 1993).” (Nalini Jr, et.al.,2008).
Na área estudada a correlação espacial entre os granitos e a Zona de
Cisalhamento Major Gercino, sugerem que estas falhas transcorrentes tiveram
papel importante na geração, ascensão e colocação dos magmas.
10.8 – ORIGEM DOS MEGACRISTAIS
Quanto à origem dos megacristais, este é um assunto controverso na
literatura consultada, alguns autores consideram que estes são produto de um
95
cristal com nucleação precoce e borda com crescimento tardio, como um
blasto, como no caso de um porfiroblasto (MEHNERT & BUSCH ,1981), porém
outros autores consideram que estes megacristais são fenocristais, VANCE
(1969), KAWASHI & SATO (1978),VERNON (1986) e GALINDO (1988). Esta
última é a aceita especialmente pelas características encontradas, inclusões de
minerais já nucleados, como zircão, allanita, plagioclásio e biotita. Segundo
(LONG & LUTH, (1986) e (VERNON & PATERSON,2008) o microclínio tem
nucleação precoce por conta da presença de Ba no magma. Este elemento
aumenta o campo de estabilidade do feldspato potássico, criando condições de
nucleação em temperaturas maiores, fazendo com que a cristalização ocorra
ao mesmo tempo em que outros minerais de temperaturas maiores; assim os
cristais de microclínio crescem e englobam minerais vizinhos. A orientação dos
mesmos ocorreu em uma fase em que não haveria muitos cristais em estágio
final de cristalização, pois quando o magma possui uma grande quantidade de
cristais ele estagnaria e não formaria a foliação magmática sub-horizontal.
Pelas características meso e micro das rochas da área, em especial da
fácies granito porfirítico grosso, a origem dos megacristais é concordante com
a hipótese dos fenocristais de feldspato potássico de VANCE (1969),
KAWASHI & SATO (1978),VERNON (1986) , GALINDO (1988), (LONG &
LUTH, (1986) e (VERNON & PATERSON,2008). Ou seja são de origem
magmática .
10.9 – COMPARAÇÃO BIBLIOGRÁFICA
Na literatura as suítes de granitos definidas na região são: Granito
Porfirítico Grosso pertencente à Suíte Valsungana (Caldasso, 1995; e Silva,
1991), Granito Heterogranular Médio da Suíte Guabiruba. Na área de estudo
em virtude da pequena quantidade de afloramentos e a rocha se encontrar
fortemente intemperizada, é difícil comparar com as fácies descritas pelos
autores acima citados. As rochas porfiríticas grossas são correspondentes à
Suíte Valsungana de acordo com os autores acima. Para a fácies Equigranular
Média não se encontrou na literatura suítes com as estas características,
lembrando sempre que a separação em fácies foi feita levando em conta
apenas aspectos texturais.
96
10.10 – GEOCRONOLOGIA
Basei et.al. (1985), realizou algumas datações para a Suíte Valsungana,
sendo que os resultados destas idades datam os granitos com idades Neo-
Proterozóicas, U/Pb em zircão de 647±12 Ma, e até 500 Ma por K/Ar. As
idades Rb/Sr ficam no mesmo intervalo.
10.11 – DIQUES DE DIABÁSIO
Os diques de diabásio são encontrados por toda a área, sobretudo
cortando os corpos graníticos. As espessuras dos diques são variáveis, desde
poucos centímetros a mais de 2 metros. Além de diabásio, podem ocorrer
dioritos. Raramente são encontrados fenocristais de plagioclásio, soldados
pelas suas faces maiores resultando em texturas do tipo sinneusys.
Estes diques são atribuídos à Suíte Magmática do Paraná, suíte esta
que possui enxames de diques com direção NW, especialmente no estado do
Paraná. Na área foram encontrados diques com direção N30-45NW. Uma
dúvida que permanece diz respeito à correlação com a Suíte Magmática do
Paraná. Pois (CPRM, 1995) indica a presença de diques básicos
contemporâneos ao magmatismo da Suíte Valsungana e (Florisbal et.al., 2005)
em trabalhos na Suíte Paulo Lopes, a qual apresenta segundo estes autores,
origem tectônica semelhante ao Granito Valsungana com ocorrência de
magmatismo toleítico, composicionalmente semelhante ao da Suíte Magmática
do Paraná.
97
11 - ESTRATIGRAFIA
11.1 – COMPLEXO METAMÓFICO BRUSQUE
Na área cartografada, o empilhamento das sequências sedimentares
pretéritas esbarram em obstáculos, que impedem a construção de uma coluna
estratigráfica. Os principais obstáculos são:
A perda das estruturas sedimentares originais que foram apagadas
pelas primeiras fases de deformação, D1 e D2. A estrutura formada durante a
fase deformação D1, pode ser considerada como resquício das camadas
sedimentares, porem não há outras estruturas alem da alternância de níveis
que confirmem a existência das camadas sedimentares na área cartografada.
A ausência de camadas guia e predomínio de protólitos pelíticos impedem um
empilhamento estratigráfico.
O intenso dobramento ocorrido nas fases D1, D2 e D3 e a presença de
zonas de cisalhamento transcorrentes sin-D3 e D4 afetaram profundamente a
posição dos litotipos metamórficos.
A estratigrafia apresentada é um empilhamento relativo das unidade
utilizando principalmente as relações de contatos entre os litotipos.
As os posicionamento da unidades no Neoproterozóico refere-se aos
dados consultados na bibliografia. Basei (1990) indicou o intervalo de 500-700
Ma baseado nos métodos K-Ar, U-Pb, Rb-Sr para os eventos de magmatismo e
metamorfismo no Complexo Brusque. Embora indique idade entre 1.600-2.000
Ma como época da sedimentação.
O mapeamento da CPRM (1995) considera os diques básicos de idade
Mesozóica.
Os litotipos do Complexo Brusque são consideradas as unidades mais
antigas nesta área. Filitos e xistos não apresentam grandes diferenças
98
estruturais, ambos apresentando as mesmas foliações, e de composição
mineral, apresentando filossilicatos e quartzo como componentes essenciais.
O único indicador de diferença entre ambos os litotipos é o grau
metamórfico. Os xistos apresentam a zona da granada e os filitos
provavelmente situam-se na zona da biotita.
Os xistos e filitos foram considerados como rochas de mesma idade. O
contato está parcialmente encoberto pelos sedimentos aluvionares do Rio Itajaí
Mirim. Nas áreas sem cobertura sedimentar recente, contatou-se a presença
de uma faixa de milonitos com foliações miloníticas de alto ângulo (pontos 71,
106 e 105) com ocorrência de brechas de falha no ponto 105. Portanto o
contato inferido entre os filitos e os xistos é provavelmente é uma zona de
cisalhamento transcorrente, sendo que a cinemática dessa zona de
cisalhamento não pode ser observada.
11.2 – SUÍTE VALSUNGANA
Os granitos da Suíte Valsungana apresentam em mapa dois tipos de
contatos com os xistos do Complexo Brusque na área.
O contato na direção NE apresenta-se retilíneo, porém recoberto pelo
depósito aluvionares do Rio dos Cedros. Nos afloramentos não cobertos pelos
sedimentos, constata-se um contato brusco entre o granito e o xisto, sem
evidência de metamorfismo de contato, também não há evidencias de
movimentos transcorrentes ao longo do contato. A presença de diques e
apófises no ponto 129 indica que esse contato retilíneo comportou-se como
uma fratura na época de colocação do granito. Nesses contatos ocorre o
desenvolvimento de uma rocha composta por caulinita e quartzo.
O contato norte do granito é irregular na direção NW. Ocorre o
desenvolvimento de uma auréola de metamorfismo intercalado com diques de
leucogranito, sugerindo contato intrusivo não delimitado por fratura ou falha.
99
Os granitos Porfirítco Grosso e Heteroganular Seriado representam
variações texturais dentro da intrusão. Apresentam contatos gradativos
observados somente no ponto 91, indicando que ambas fácies são de mesma
idade. O granito Equigranular Médio ocorre como uma provável intrusão dentro
da fácies Porfirítica Grossa, entretanto os contatos dessa unidade foram
inferidos por fotogeologia. Blocos rolados encontrados em uma drenagem
próxima sugerem uma textura de mistura de magmas entre a fácies
Equigranular e Porfirítica indicando que as rochas apresentam mesma idade
de intrusão.
Os corpos de hornfels ocorrem em contato com Granito Heterogranular
Seriado e o Granito Porfirítico Grosso, resultantes do metamorfismo de contato
provocado pela intrusão dos granitos com os xistos que são as rochas
encaixantes. Alguns afloramentos apresentam textura de borda de resfriamento
da rocha ígnea marcada pela presença de granito de granulação fina no
contato com o hornfels.
Os corpos internos na intrusão foram mapeados como hornfels pouco
foliados porque a foliação está menos desenvolvida.
11.3 – HORNFELS
Neste trabalho considera-se que esses hornfels desenvolveram-se a
partir de corpos xisto que envolvidos pelo magma, e apresentam metamorfismo
de contato fácies piroxênio hornfels.
Nesse metamorfismo a assembleia mineral do xisto foi substituída por
biotita, silimanita, cordierita e outros minerais formados em maior temperatura;
não foi observada muscovita nestas rochas.
Considera-se que a idade de formação do hornfels pouco foliado ocorreu
na mesma época da intrusão ígnea.
100
No contato norte do Granito Valsungana ocorre um hornfels foliado.
Nesse corpo foi possível estabelecer entre outras coisas a origem do hornfels a
partir do xisto e em relação a qual evento ocorreu a intrusão do granito.
O hornfels foliado deve esse nome à presença das foliações S1 e S2
dos xistos (ponto 78), na maioria dos aspectos, tanto estruturais como
composiçao mineral assemelham-se aos xistos. Entretanto em afloramento
foram encontrados porfiroblastos de biotita não orientada segundo os planos de
xistosidade. Essa biotita foi considerada como mineral índice do metamorfismo
de contato. Em nível microscópico foi constatada a presença de duas gerações
de biotita, uma associada a fase D2 e outra geração de cristais que está
aleatoriamente distribuída no em relação a foliação S2 da rocha.
O metamorfismo de contato ocorreu pós fase de deformação D2.
O hornfels foliado apresenta dois metamorfismos, um fácies xisto verde
na zona da granada e outro fácies albita-epidoto Hornfels.
11.4 – DIQUES DE ROCHA BÁSICA
A última fase de magmatismo ocorrida na área é representada por
diques de rocha básica que cortam granitos e xistos na direção média N44W.
Esses diques não apresentam evidências de metamorfismo ou deformação,
que indica que a época da intrusão ocorreu depois de todos os eventos que
deformaram o Complexo Brusque.
Devido, provavelmente, à pequena espessura esses diques não
causaram um metamorfismo de contato nas rochas encaixantes.
11.5 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS
A unidade mais jovem na área é representada pelos depósitos
aluvionares recentes e terraços aluvionares. Os terraços aluvionares referem-
101
se a depósitos sedimentares inconsolidados, situados em cotas de cerca de 20
metros acima do nível atual do Rio Itajaí-Mirirm; são depósitos de canal,
contendo conglomerados composto por seixos e matacões em
granodecrescência ascendente. Esses depósitos foram considerados mais
antigos que os depósitos aluvionares.
Os depósitos aluvionares recentes são compostos por depósitos de
areia grossa e argila em granodecrescência ascendente (ponto 7).
Esses depósitos distribuem-se ao longo dos vales dos Rios dos Cedros
e Rio Itajaí Mirim, e desenvolvem-se preferencialmente nos contatos dos
granitos com os xistos e no contato dos filitos com os xistos.
Provavelmente isso se deve ao fato que os contatos, são fraturas e
falhas que propiciam a instalação de drenagens com extensas planícies onde
se depositam os sedimentos inconsolidados.
.
102
Figura : Coluna estratigráfica proposta para o Mapa Geológico da Região do Bairro Dom Joaquim e Arredores. As idades do Complexo Brusque referem-se à idade de metamorfismo.
103
12 - EVOLUÇÃO GEOLÓGICA
12.1 – AMBIENTE DE DEPOSIÇÃO
Em 80% dos afloramentos de xisto e todos os afloramentos de filitos
apresentam composição metapelítica. Cerca 20% dos afloramentos de xisto
apresentam composição semi-pelítica ou apresentam carbonato na
composição mineral. As rochas metamórficas apresentam uma composição
essencial de quartzo e cristais de filossilicatos, sericita nos filitos e muscovita e
ou biotita nos xistos, confirmando as observações de (Philipp, 2004): “O
Complexo Brusque é composto por metassedimentos dominantemente
pelíticos, com ocorrência significativa de metamargas e subordinada de
camadas arenosas e quartzíticas”.
Entretanto, apenas a composição areno-pelítica de alguns níveis pode
ser confirmada, nos xistos o mecanismo de recuperação de grãos que atuou no
quartzo e o intenso dobramento e transposição nas clivagem de crenulação S1
apagou as estruturas sedimentares, prejudicando uma interpretação mais
detalhada da rocha sedimentar pretérita.
Os filitos poderiam apresentar estruturas sedimentares melhor
preservadas, devido ao grau menor de metamorfismo. Mas foram intensamente
afetados por zonas de cisalhamento que provocaram estiramento de minerais e
formação de milonitos. A ocorrência de meta-arenito (ponto 67) na faixa de
filitos sugere que o ambiente sedimentar provavelmente deve possuir
intercalações areno-pelítica no ambiente sedimentar.
A intercalação de rochas calciossilicáticas indica a ocorrência de
margas. A presença de grandes lentes de quartzitos atesta a ocorrência de
corpos arenosos ricos em quartzo (Philipp, 2004).
Também foi considerado que as rochas calciossilicáticas originaram-se
em pequenas plataformas carbonáticas ao redor de ilhas vulcânicas CPRM
(1995).
104
Segundo os dados do Mapeamento da CPRM (1995), o ambiente
sedimentar pode ser interpretado como uma plataforma continental com
deposição de sedimentos não afetada pela ação das ondas. Também sugere a
deposição provável em deltas onde os pelitos representam os a região de pró-
delta. A presença extensa dos depósitos pelíticos sugere que a plataforma
teve uma subsidência lenta e uma área-fonte relativamente estável.
12.2 – EVOLUÇÃO DA BACIA
Soares (1988) menciona que no Mesoproterozóico ocorreu um extenso
evento de estiramento litosférico global, devido a fragmentação de um
supercontinente originando vários continentes e oceanos.
O modelo de evolução do Grupo Brusque na área estudada limita se a
explicar as origens dos litotipos cartografados. O modelo escolhido foi proposto
pelos trabalhos da CPRM, que entre outros dados dispunham de dados
geoquímicos relativos aos sedimentos e foram confrontados esses dados com
as datações efetuadas por Basei (1990).
Segundo esse modelo a formação da bacia do Complexo Brusque teve
uma rápida fase rift inicial, seguida por um prolongado estágio de subsidência
lenta, onde ocorreu o desenvolvimento de margens continentais. A bacia
Brusque teria se originado no Mesoproterozóico. Os limites atuais do Complexo
Brusque são controlados pelas zonas de cisalhamento Major Gercino e Itajaí-
Perimbó e não correspondem aos limites originais da bacia.
As extensas áreas compostas por pelitos são característicos de águas
profundas. Podem corresponder aos depósitos da fase de subsidência lenta da
bacia, com alguma contribuição esporádica arenosa e carbonática de
ambientes de águas rasas.
Após preenchida, a bacia passa por um processo de subducção tipo A,
modelo proposto por Basei (1985). Caracterizada pelo encurtamento crustal,
intensa deformação e dobramentos, como a fase D1.
105
Uma subdução continental do tipo A pode ser explicada pela
delaminação e afundamento do manto litosférico segundo o modelo de Kröner
(1981). Segundo Kröner (op. cit.) a parte afundada do manto causa uma forte
subducção intracontinetal.
Durante essa fase as sequências sedimentares foram metamorfizadas
na fácies xisto verde nas zonas da biotita e da granada. As zonas metamórficas
geradas nas fases D1 e D2 foram reposicionadas pelas deformações nas fases
D3 e D4 colocando as zonas metamórficas na disposição NE-SW.
O modelo de 4 fases de deformação apresentado neste trabalho
correspondem ao modelo proposto por Basei (1985). As duas fases iniciais D1
e D2 correspondem ao regime de deformação dúctil com o pico metamórfico
identificado em D2 nos xistos. As fases D3 e D4 sub-paralelas com as zonas
de cisalhamento transcorrentes. O metamorfismo foi mais fraco, provavelmente
zona da clorita na fase D3 e ausente na fase D4. Nessas fases o processo
dominante foi de reorientação de minerais formados nas fases anteriores, em
um regime rúptil-ductil. As fases D3 e D4 são pouco penetrativas em escalas
regionais e de mapa, e não ocorrem em todos os afloramentos observados. A
fase D3 também foi responsável pela estruturação da maioria das dobras
desenvolvidas sobre S2. Gerando inclusive clivagem de crenulação em S2. Em
poucos aforamentos, como o ponto 24, foi possível verificar que planos de
xistosidade incipiente S3 desenvolvem-se no plano axial da xistosidade
penetrativa S2 dobrada. Em escala microscópica caracteriza-se pelo
dobramento e ruptura da xistosidade S2. O plano axial das dobras D3 passa a
ser a nova xistosidade S3.
A ultima fase de deformação reconhecia na área, de ocorrência restrita,
é a deformação D4 que gera estruturas em regime rúptil-dúctil sem evidência
de metamorfismo associado. Manifesta-se em como um dobramento kink band
(ponto 68) e em forma de caixa de dimensões milimétricas e clivagem em
“lápis” cortando os planos de S3. Os eixos das dobras S4 materializam como
clivagem de fratura plano-axial, preenchidas por minerais opacos (ponto 114).
106
12.3 – MAGMATISMO E METAMORFISMO DE CONTATO
A fase seguinte foi caracterizada pela colocação dos granitos, com as
fases D3 e D4 em condições de crosta mais rígida propiciou o desenvolvimento
de zonas de cisalhamento, estas que são compostas por brechas de falha e
milonitos.
A forma elíptica do batólito da Suíte Valsungana e o posicionamento
paralelo em relação as zonas de cisalhamento Major Gercino e Itajaí-Perimbó.
Sugerem que os condutos para o magma tenha sido as zonas de cisalhamento
transcorrente.
O posicionamento da fase de intrusão permanece incerto o
metamorfismo de contato que ocorreu na auréola de metamorfismo ocorre
xistos com fraco metamorfismo de contato, na fácies albita-epidoto Hornfels. O
ponto 78 exibe as foliações S1 e S2 preservadas, portanto a intrusão é pós S1
e S2. A foliação magmática apresenta a mesma direção de S4, N30W
entretanto o número de planos de S4 medidos é pequeno (4 medidas) que
impede de correlacionar o magmatismo como sin-D4.
O magmatismo da Suíte Valsungana imprimiu nos xistos um
metamofismo de contato de distribuição irregular. No contato norte, o granito
produziu uma auréola contínua a partir do contato com o corpo ígneo com os
granada-quartzo-muscovita xisto encaixante. Produzindo uma auréola
O contato leste se dá por uma fratura ou falha, nesse contato não ocorre
a auréola de metamorfismo nos xistos.
A outra forma de ocorrência de hornfels são corpos irregulares
envolvidos pelo granito. São interpretados como corpos de rocha encaixante
localizados na cúpulas das intrusões, roof pendants.
Os eventos de metamorfismo de contato e de magmatismo da Suíte
Valsungana apresentam a mesma idade.
107
O magmatismo foi interpretado com base nas características
petrológicas e de colocação como do tipo I Caledoniano (Pitcher,1983).
Situam-se no contexto geodinâmico como granitos sin-tectônicos (D3-
D4), pós-colisionais (D1-D2), relacionados provavelmente com a Zona de
Cisalhamento Major Gercino.
O magmatismo mais recente está representado por diques de rocha
básica e intermediária que seccionam os xistos e granitos da área na direção
N44W, portanto na mesma direção dos diques que ocorrem no Arco de Ponta
Grossa, Hasui (2010).
Porém, Tomazzoli e Pellerin (2008), estudaram a presença de diques em
Florianópolis de direções N10º- 30ºE, N20º-30ºW e N-S e idade em torno de
119 e 128 Ma.
No contexto geotectônico, Hasui (2010) faz as seguintes considerações
em relação aos diques do Mesozóco:
“A partir de cerca de 130 Ma, no início do Cretáceo, sobreveio a
Reativação Sul-Atlânticana, com processos distensivos ligados à ruptura do
Pangea e a separação do Continente Sul Americano do Africano e a
consequente abertura do Oceano Atlântico. Ela começou com manifestações
magmáticas representadas pelo extenso vulcanismo essencialmente basáltico
que se estendeu nas margens passivas que viriam a se formar e no lado
africano (Bacia de Etendeka), e pela injeção de enxames de diques de diabásio
ao longo do Arco de Ponta Grossa (direção NW-SE), paralelos à costa do Rio
de Janeiro e de São Paulo (direção ENE-WSW), e à costa de Santa Catarina
(direção NNE-SSW)”.
12.4 – DEPÓSITOS SEDIMENTARES CENOZÓICOS E RELEVO
As coberturas sedimentares inconsolidadas ocorrem ao longo das
drenagens, os terraços aluvionares encontram-se a 20 metros acima dos
aluviões recentes, sugerindo que os terraços são mais antigos, e evoluíram
108
provavelmente como depósitos de canais que tornaram-se inativos com as
mudanças de nível de base do Rio Itajaí Mirim. Outra possibilidade é que
tratam-se de depósitos de Tálus, cujo sedimentos entulharam vales em forma
de “V” na porção montante dos cursos de água. São depósitos formados por
blocos e seixos de rocha inconsolidados, sendo carregados por processos de
gravidade para o fundo das drenagens nas proximidades dos terrenos
elevados. Apresentam blocos rolados pela ação da corrente de água por vários
quilômetros CPRM (1995).
Os aluviões recentes são depositados nos vales dos rios do Cedro e
Itajaí Mirim que estão parcialmente encaixados nos contatos entre os litotipos.
O Rio Itajaí Mirim segue meandrante ao longo do contato entre xistos e filitos,
provavelmente porque a zona de cisalhamento constituiu-se em uma área de
fraqueza da rocha propiciando a erosão e a formação do leito sedimentar do
rio.
O rio dos Cedros constitui-se como um vale alinhado cujo os aluviões
foram depositados sobre o contato retilíneo entre os granitos e os xistos
provavelmente pelas mesmas razões que as apresentadas pelo rio Itajaí-Mirim.
O relevo atual encontra-se arrasado, isso se deve à ação prolongada do
intemperismo sobre as rochas que dissecou as elevações. As altitudes dos
granitos e a alteração da rocha aumenta progressivamente, do centro para as
bordas do granito, talvez devido ao aumento do intemperismo que se
concentrou no contato com as encaixantes.
Filitos e xistos apresentam formas de relevo arredondadas, neles foi
observado que os movimentos de massa facilitados pela estrutura friável da
rocha. A proximidade do Rio Itajaí-Mirim pode ser a razão pelo aumento do
intemperismo da rocha nas áreas cobertas pelos depósitos aluvionares, regiões
propícias a inundações.
A exceção nesse relevo é representada pela crista de direção NE
situada ao sul da área cartografada.
Essa região apresenta um relevo de cristas alinhadas com 300 metros
de altitude. Uma hipótese é que esse relevo tenha sido condicionado pela
109
presença nas laterais do contato do granito e o xisto e o contato por falha dos
xistos e filitos. Ambas as estruturas lineares são regiões de fraqueza nas
rochas e foram entalhadas pelos rios isolando um alto topográfico. Devido à
ausência de dados cinemáticos em ambos os contatos não foi identificado se
este alto é um horst ou grabben.
110
13 -GEOLOGIA ECONÔMICA .
Os principais recursos minerais extraídos atualmente na área são areia e
saibro, embora no passado já tenha sido explorado granito para cantaria além
de haver ocorrências de ouro e wolfrâmio. Há também depósitos de argila,
depósitos de aplito leucogranito e ocorrências de óxido de manganês que
podem ter importância econômica.
A areia e o cascalho são extraídos do leito do Rio Itajaí-Mirim por dragas
e estocados nos arredores, no interior da área foram notadas pelo menos três
empresas que fazem este serviço, esta areia aparenta ser de boa qualidade
para a construção civil, apresentando seleção boa a muito boa, grãos
arredondados, cor castanho claro a esbranquiçada. O beneficiamento deste
minério é apenas uma lavagem e peneiramento, e secagem.
Uma área viável a exploração de areia e argila seria o Aluvião do Itajaí-Mirim,
no qual deveriam ser feitas análises através de abertura de poços e coleta de
material para determinar a granulometria e a seleção. Quanto a argila de
recobrimento seriam necessários testes para ver se a mesma apresenta
qualidade de queima, tanto para cerâmica vermelho, como para a branca.
Os granitóides da Suíte Valsungana, já bastante alterados, são
explorados como saibro para a pavimentação de estradas. Em toda a área de
abrangência da suíte encontram-se saibreiras com essa finalidade; algumas
estão ativas e outras não mais. Existem saibreiras de pequeno porte e também
de grande porte, sendo que predomina aquelas de pequeno porte. Há, no
ponto 35, a saibreira oficial da Prefeitura de Dom Joaquim, que possui grandes
dimensões e fornece saibro para o município todo. Esta saibreira da prefeitura
apresenta alguns problemas ambientais, que serão abordados no capítulo de
Geologia Ambiental.
Um ponto da fácies equigranular fina do granito já foi explorada no
passado para fins de cantaria, porém encontra-se desativada atualmente.
Há ocorrências de aplitos de leucogranito, compostos por caulinita,
quartzo e mica, que poderiam ser explorados para a indústria cerâmica caso
houvesse algum método de retirar a mica da rocha. Os corpos com essa
composição são em sua maior parte de pequeno porte e é muito comum conter
111
impurezas. Internamente são bastante homogêneos, porém há diques que os
cortam. Localizam-se nas bordas da Suíte Valsungana, principalmente na
porção NE do mapa, mas a ocorrência é heterogênea.
Esses corpos também ocorrem na forma de diques. Seriam necessárias
pesquisas para estabelecer a real dimensão desses corpos e sua viabilidade
econômica face as diversas impurezas que apresentam.
Outra fonte de minério poderia vir a serem os diques básicos
propriamente ditos, que se tiverem espessura suficiente e se encontrar em bom
estado de preservação pode vir a ser usado como poliedro irregular, usado
para calçamento “Petit-Pavé”.
Ouro e Tungstênio são minérios presentes na área apenas como
ocorrências, na forma de depósitos aluvionares do rio Itajaí-mirim e seus
afluentes. As áreas-fontes desses minérios se encontram a Oeste e Noroeste.
Não há exploração dessas ocorrências na área, embora haja requerimentos de
pesquisa para ouro na área. Em um ponto foi observado boxwork em veios de
quartzo, que é indicativo da presença de sulfetos, aos quais pode estar
associado ouro.
Há concentrações de óxido de manganês de origem supergênica em
toda a área onde ocorrem os xistos e filitos, sobre essas rochas, em veios de
quartzo e também preenchendo fraturas e falhas. No entanto as concentrações
são muito baixas para ter relevância econômica.
A área de estudo se mostra relativamente pobre em recursos minerais,
embora os recursos lá encontrados sejam de boa qualidade e na sua maioria
destinados a construção civil e pavimentação de estradas.
Modelos Previsionais:
Um modelo que poderia a ser aplicado na área é aquele usado para o
depósito de Cavalo Branco, (Biondi et.al. 1997) situado no município de
Botuverá-SC, este é um depósito de ouro filoneano relacionado geneticamente
a um plúton granodiorítico cortado por fraturas conjugadas de uma zona de
cisalhamento, os filões de quartzo estão encaixados em hornfels do Complexo
112
Brusque, estes são gerados por Plútons graníticos nos arredores; o fluido que
gerou o depósito, formou zonas de alteração, fílica, propilítica e potássica, e a
cristalização do ouro se deu na zona fílica, e uma reativação da zona de
cisalhamento deformou parte do filão mineralizado e criou condições para a
intrusão de vênulas e diques de granito rosado que trouxe fluídos hidrotermais
que remobilizaram os sulfetos e o ouro.
Os teores estimados de metal contido são de 1 a 2 toneladas com teores entre
2 e 40 g Au/ton.
Portanto seria necessária a busca de hornfels com veios de quartzo em
fraturas e que foram reativadas para a procura deste tipo de depósito.
Biondi,2003.Em Nova Trento há um depósito já esgotado de wolframita
com reservas de 61.000 t de minério e 435 t WO3 (Silva et.al,1986) são sete
filões de quartzo com wolframita, Os veios estão correlacionados com o batólito
granítico Valsungana, junto com a wolframita ocorrem molibdenita e cassiterita,
e sulfetos de Bi, Cu, Fe e As (Castro,1997).
Para este tipo de depósito seria necessário encontrar veios de quartzo
associados ao Valsungana, porém dentro da área de pesquisa não foram
detectados veios que são correspondentes a esse modelo.
Utilizando o banco de dados do SIGMINE do DNPM datado de 03 de
dezembro de 2010, pode-se observas as áreas pesquisadas, autorizadas ou
concedidas atualmente, as informações seguem na tabela abaixo:
PROCESSO AREA_HA FASE NOME SUBS
815590/1987 1,65 LICENCIAMENTO IRMÃOS BEILFUSS LTDA AREIA
815650/1996 40,24
CONCESSÃO DE
LAVRA
COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE
AREIA NH LTDA EPP AREIA
815604/1997 3,91 LICENCIAMENTO
ExtraþÒo e ComÚrcio de Areia
Farias Ltda AREIA
815125/2004 4,01 LICENCIAMENTO IRMÃOS BEILFUSS LTDA AREIA
815478/2005 7,00
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA
EXTRAÇÃO DE AREIA RIO
BRANCO LTDA. ARGILA
113
815102/2008 739,67
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Jonas Hort ARGILA
815168/2008 60,13
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Jonas Hort ARGILA
815656/2008 865,69
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA
Armando Gregório Ebele
Schaefer SAIBRO
815726/2008 997,32
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Ederson Uller SAIBRO
815602/2009 4,37
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA
Cia. de Desenvolvimento e
Urbanização de Brusque ARGILA
815525/2003 1965,83
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA
COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE
AREIA NH LTDA EPP OURO
815747/2009 167,89
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Cintia Beilfuss Murceski ARGILA
815504/2010 481,190
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Cintia Beilfuss Murceski ARGILA
815504/2010 481,19
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Cintia Beilfuss Murceski ARGILA
815526/2010 1922,40
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA
COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE
AREIA NH LTDA EPP
MINÉRIO
DE OURO
815546/2010 969,15
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Engeterra Serviþos Ltda SAIBRO
815662/2010 105,23
REQUERIMENTO DE
PESQUISA Ricardo Hort Me AREIA
815035/2010 49,85
AUTORIZAÇÃO DE
PESQUISA Ricardo Hort AREIA
815759/2010 955,57
REQUERIMENTO DE
PESQUISA
COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE
AREIA NH LTDA EPP
MINÉRIO
DE OURO
114
Tabela com os dados de processos minerários (Modificado de DNPM,
03/12/2010).
A planta com as poligonais listadas acimas estão no mapa temático,
chamado Direitos Minerários.
115
14 -GEOLOGIA AMBIENTAL
A área em questão possui vários problemas ambientais. Deslizamentos
de encostas, remoção da vegetação nas margens dos rios nas encostas nos
topos, ocupação irregular em áreas de preservação permanente, lançamento
de esgoto nos rios entre outros.
Os deslizamentos de encostas ocorrem principalmente nos cortes de
estrada, geralmente realizado sem levar em consideração a estrutura da rocha,
nem o grau de intemperismo elevado. A interceptação das estruturas da rocha
pelo corte, especialmente nos xistos que são as rochas com foliação mais
intensa, possuem grande potencial de deslizamentos. A presença de muscovita
e/ou biotita nos planos da xistosidade e o intemperismo favorecem esse
problema. Na área cartografada os xistos representam cerca de 40% da
superfície. As regiões que com filitos à noroeste e norte da área também são
suscetíveis aos deslizamentos pois essa rocha possui estrutura foliada. Esta
rocha tem estrutura incipientemente marcada. Os filossilicatos possuem mais
de um plano de ruptura na forma de clivagens e xistosidade.
Deslizamentos ocorrem também em terrenos particulares. Para a
construção de residências faz-se corte no morro, para se obter maior terreno,
porém o corte é feito sem conhecimentos geotécnicos. Resultando em taludes
verticais a subverticais. No evento chuvas torrenciais ocorridas na região em
novembro e dezembro de 2008, ocorreram vários deslizamentos. Inclusive nos
afloramentos de granitos. Apesar desse litotipo apresentar avançando estado
de intemperismo são áreas com menos propícias aos movimentos de massa.
Pois apresenta menos planos de ruptura. Mesmo assim registrou-se quedas de
blocos de rocha em uma rua com afloramentos graníticos.
Outro fator considerado foi a presença áreas de proteção permanente
nas encostas de morros. Nas margens dos rios está concentrada a ocupação
humana e industrial. Na área as indústrias têxteis são as mais comuns. Mas há
também fábricas de tintas. No oeste área cerca de 200 metros fora da área há
uma fábrica desativada de baterias a qual foi alvo de Trabalho Individual de
116
Graduação pelo aluno Bruno Boletta (2008). Existem residências, situadas na
margem dos rios, com tubulações emitindo esgoto diretamente nos rios, bem
como poluindo as margens. As casas e fábricas que ocupam a meia-encosta
dos morros, provocam desmatamentos. Condicionam movimentos de massa
nas encostas e assoreamento nos rios.
As áreas de planície aluvial foram poupadas de um processo intenso de
urbanização. Mesmo assim encontram-se nessas áreas: casas, indústrias,
fábricas de pequeno porte, pastagens. As planíces aluviais são alagadiças, e
não podem sustentar construções de grande porte. Nesses locais foi feito
desmatamento para formação de pastagem de gado bovino. As árvores
restantes na maioria são espécies exóticas como Eucalipto e Pinus. Portanto
as margens dos rios ficam mais expostas a erosão fluvial, fazendo que o rio
escave mais fácilemente as margens gerando desmoronamentos.
Existem também na área empreendimentos de mineração: extração de
areia por dragagem de rio, extração de xisto, granito e saibro. A extração da
areia ocorre principalmente no rio Itajaí – Mirim. Rio de maior porte e maior
carga sedimentar. Em alguns locais constatou-se extração de xisto para uso
indeterminado, possivelmente como saibro. Esse tipo de rocha apresenta
problemas geotécnicos na área, lavra localizada entre os pontos 10 e 11, de
grande porte foi realizada numa região com ocupação urbana. A extração de
xisto que é realizada aparentemente de forma esporádica sem critérios
técnicos. A frente de lava tem de mais de 30 metros de altura e cerca de 100
de comprimento. No topo nota que o solo com árvores tombadas provenientes
morro acima. Isso é um risco para construções e a via adjacente. Um
movimento de massa pode bloquear nesse ponto a BR 486, estrada que liga
Brusque e Botuverá. Outro local com problemas ambientais causados pela
mineração é o ponto 35. Localizado na saibreira da Prefeitura de Brusque, que
extrai granito porfirítico grosso como saibro.
A rocha lá está desagregada permitindo extração com escavadeira.
Trata-se de uma extração antiga não foram aplicadas técnicas de desmonte de
rocha que previna deslizamentos. Na bancada de topo da frente de lavra
possui cerca de 40 metros de altura, excessivamente grande para conter
117
deslizamentos, bancadas menores poderiam conter quedas de blocos e
deslizamentos de saibro. Nesse local também ocorre duas nascentes de água,
foram represadas pelo material extraído do local. Não foram construídas bacias
de decantação. A água turvada pelos rejeitos cai na drenagem assoreada pela
pilha de rejeitos lançados nas margens da drenagem. Fato comum neste local.
Nas proximidades no ponto 34, existia uma antiga extração de granito
equigranular médio. Este ponto é um dos poucos afloramentos com rochas
inalteradas na área. O material era retirado para confecção de blocos de
cantaria, mas encontra-se a mais de 30 anos desativada. Ainda foi encontrado
ferramentas para extração dos blocos no local.
Outro ponto de mineração com problemas é o ponto 71, que foi usado
como local de extração de xisto. Na frente de lavra, agora abandonada, e sem
projeto de recuperação e de estabilidade de taludes, ficando os mesmos
desnudos e sujeitos a erosão e podendo acarretar deslizamentos, os quais
dependendo das proporções podem atingir a via logo a frente bem com as
residências encontradas no lado oposta da via, e também ocorrem surgências
de água; a drenagem da água destas está prejudicada, que causa
empossamento das águas e se deve à maneira improvisada como foi
construída as valas destinadas à drenagem de água.
No ponto 110 está localizado um ferro-velho, ao ar livre. Há carcaças de
veículos. Observou ocorrência de vazamentos de óleo, descarte de baterias.
Esses descartes podem liberar materiais tóxicos, como, hidrocarbonetos,
chumbo, mercúrio e outros metais pesados.
Os restos de veículos empilhados produzem também um ambiente
propício para o acúmulo de água e a proliferação de insetos que necessitam de
água parada para reprodução.
Outro local em que ocorrem problemas é em um condominio fechado,
localizado a porção central da área, neste local observa-se o contato entre xisto
e granito, em especial o Leucogranito, em muitos locais é visto que ocorrem
vossorocas causadas pelas chuvas, vossorocas estas que chegam a ter mais
de tres metros de profundidade e dezenas de metros de extensão, em alguns
118
pontos essa erosão atinge acessos e intercepta tubulações de água que saem
de um reservatório de água, essa erosão pode causar rompimento das
tubulações e consequentemente aumento da erosão e transporte do material
para as drenagens próximas.
119
15 CONCLUSÕES
Concluiu-se que as rochas do Complexo Brusque são originárias de uma
antiga bacia sedimentar, da qual não restaram estruturas sedimentares
originais, pois os eventos de deformação incutidos à rocha as obliteraram.
Esses eventos correspondem a: cisalhamentos de baixo a médio ângulo;
cisalhamentos transcorrentes dúcteis e rúpteis; e à intrusão da Suíte
Magmática Valsugana. Os cisalhamentos transcorrentes seguiram-se após os
cisalhamentos de baixo e adio ângulo, no entanto não foi possível determinar o
posicionamento da intrusão com relação aos eventos transcorrentes; as
evidências encontradas mostram que a intrusão ocorreu após os eventos de
cisalhamento de baixo ângulo.
Os eventos de cisalhamento de baixo ângulo se dividem em duas fases
chamadas D1 e D2, diferenciadas apenas nos xistos. Cada fase de deformação
corresponde a um tipo de metamorfismo e a uma superfície metamórfica.
A fase D1 é pouco penetrativa e suas características não permitiram
estabelecer o grau metamórfico (M1) que gerou a superfície (S1).
A fase D2 é fase penetrativa que gerou a xistosidade S2, atingiu o pico
metamórfico fácies xisto verde zona da granada.
Nos filitos não foi possível diferenciar as fases D1 e D2, sendo que a
determinação do evento de cisalhamento de baixo a médio ângulo foi feita de
modo indireto. Esse evento atinge o metamorfismo na fácies xisto verde zona
da biotita, embora não tenha sido possível determinar se isso corresponde à
fase D1 ou D2. O metamorfismo pelo qual passaram os filitos e os xistos nas
fases D1 e D2 caracterizam metamorfismo regional.
Os eventos de cisalhamentos transcorrentes também se subdividem em
duas fases, D3 e D4, tanto nos filitos quanto nos xistos, mas seus efeitos
nesses dois litotipos são bastante diversos.
120
Nos xistos, as fases D3 e D4 geram superfícies pouco penetrativas e
apenas D3 envolve metamorfismo (M3).
A fase D3 gera a superfície S3 que nos xistos pode ser clivagem de
crenulação ou, no máximo, uma xistosidade incipiente. Essa xistosidade foi
gerada no metamorfismo M3. Não foi possível determinar o grau metamórfico
de M3 pela ausência de minerais índices.
A fase D4 gera a superfície S4 nos xistos, clivagem de crenulação, sem
geração de minerais – é uma estrutura rúptil.
Nos filitos, a fase D3 teve atuação intensa sobre as rochas, gerando
uma superfície S3 muito penetrativa. S3 corresponde a uma foliação milonítica,
que foi gerada no metamorfismo M3, um metamorfismo na fácies xisto verde,
zona da clorita. M3 corresponde a metamorfismo dinâmico, tanto nos xistos
quanto nos filitos.
Nos filitos a fase D4 é semelhante à fase D4 dos xistos: gera kink bands
e clivagens de crenulação, embora seja uma superfície mais rúptil, sem
metamorfismo.
A intrusão da Suíte Magmática Valsugana provocou metamorfismo de
contato nas rochas encaixantes ao sítio da intrusão (xistos) gerando hornfels.
Esse metamorfismo (MC) atingiu diferentes picos metamórficos em diferentes
rochas: atingiu fácies piroxênio hornfels em algumas e hornblenda hornfels em
outras. Em menor proporção gerou crescimento de minerais (micas) em xistos
sem modificar a paragênese mineral da rocha.
A intrusão da Suíte Magmática Valsungana, é colocada como pós D2,
porém não se sabe dizer com exatidão a sua relação com as fases D3 e D4. A
origem do magma se deu durante a fase pós-colisional do Complexo Brusque,
e está associado a Zona de Cisalhamento Major Gercino que criou as
condições necessárias para a fusão e ascensão do magma. O magma é de
tipologia I Caledoniana, pois esta tipologia é a correlacionada com a fase
tectônica formadora das Zonas de Cisalhamento Regionais.
121
Há muitas evidências de hidrotermalismo espalhadas por toda a área,
principalmente a presença de uma zona de cisalhamento transcorrente
argilizada, bem como a presença de cristais de quartzo prismáticos bem
cristalizados e de psilomelano nesta zona de cisalhamento, que mostram que
ela funcionou como conduto para fluidos hidrotermais. No entanto não foi
possível determinar qual é o tipo de alteração hidrotermal.
A orientação dos cristais de microclínio na Fácies Porfirítica Grossa se
dá exclusivamente por fluxo magmático. A diferença de fácies encontrada na
área se explica por pulsos magmáticos com diferença temporal insuficiente
para a cristalização completa das fases anteriores gerando feições de mistura
de magmas e contatos incertos.
Posteriormente ocorre a injeção dos magmas básicos associados a
Suíte Magmática do Paraná, que por meio de fraturas e falhas geradas durante
o processo de abertura do oceano atlântico, ascenderam e na área são
encontrados na forma de diques.
E por fim os sedimentos inconsolidados que são originados pela
decomposição e erosão das rochas pelo intemperismo, e criaram os níveis de
cascalhos nas encostas por processos de pediplanização, e também de
terraços que aparentemente são formados mais por variações climáticas doq
eu por movimentos epirogenéticos da crosta.
122
16 -MAPAS TEMÁTICOS
Os mapas temáticos deste trabalho são os dois listados abaixo:
16.1- Mapa de Direitos Minerários
Esta é uma planta obtida através da obtenção de dados sobre os processos minerários que ocorrem na área. Os dados são obtidos no sub-ítem SIGMINE, encontrado no sítio da internet do Departamento Nacional de Produção Mineral (DNPM).
Com estes dados em ambiente SIG, pode-se recortar as poligonais que encontram-se dentro da área de trabalho e se ter uma noção que tipos de minério são procurados, extraídos, e os detentores dos direitos, bem como as áreas de concessão, e por fim qual a fase do processo, se o mesmo é concessão de lavra, autorização de pesquisa entre outros.
16.2- Mapa Geológico Simplificado e Elevação da Região do Bairro Dom Joaquim-Brusque-SC..
Mapa com a geologia simplificada ao máximo, preservando apenas os nomes dos litotipos, sobreposta ao modelo de elevação de terreno, sua função é demonstrar a relação da geologia com o relevo,este mapa de forma direta, essa pode ser uma ferramenta para auxiliar nos Planos Diretores dos Municípios, apesar de não possuir direção de foliação, nem estruturas, plotando sobre sua superfície os pontos críticos de movimentos de massa, por exemplo, há a possibilidade de planejar medidas mitigadoras e antecipar os locais de ocorrência destes casos, outra facilidade é auxiliar no zoneamento urbano/industrial/rural, e locais propícios para a atividade mineral.
A metodologia utilizada para a confecção deste mapa foi criar um modelo numérico de terreno, modelo este que usa o algoritmo de Delaunay, utilizando os valores de curvas de nível e pontos cotados, a partir deste modelo é gerado um modelo de sombreamento deste terreno, este sombreamento é sobreposto a geologia e definido que o mesmo tenha transparência de aproximadamente 50%, esta tarefa cria a ilusão de um modelo tridimensional de terreno com a geologia associada.
123
17 -REFERÊNCIAS BILBIOGRÁFICAS
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125
18 -FICHAS DE DESCRIÇÃO.
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 16-VIII-09 Data: 05 de Outubro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza escura esverdeada. Pouco intemperizada, é composta por quartzo, carbonatos, minerais de cor verde e traços de pirita. A orientação preferencial desses minerais forma uma foliação. A rocha está cortada por veios de calcita e quartzo e também rompida por falha normal.Descrição Microscópica: Rocha composta majoritariamente por quartzo. Há carbonato em em pequena proporção em parte da lâmina. Há cristais de granada rotacionados, fraturados e cloritizados. Os veios de quartzo presentes na rocha apresentam cristais de quartzo com contatos serrilhados, extinção ondulante e subgrãos, ambos em grande proporção. Há veios de clorita cortando a rocha e envolvendo os cristais de granada e há algumas fraturas preenchidas por carbonatos.Mineral % DescriçãoQuarto 80 Ocorre de modo alongado, junto com a biotita, a muscovita e a biotita
cloritizada definindo uma xistosidade. Alguns poucos cristais possuem extinção ondulante e outros, em menor proporção, apresentam subgrãos. Muitos cristais apresentam um aspecto “sujo” dado pelos cristais de carbonato que sobrepõem os cristais de quartzo, ou que estão nos interstícios destes. São anédricos, submilimétricos e apresentam contatos variando de curvilíneos a serrilhados. Há veios de quartzo de granulação maior, de largura milimétrica, que são paralelos à foliação e outros que cortam a foliação. Nos veios, os cristais de quartzo apresentam extinção ondulante e subgrãos em maior proporção que na matriz da rocha, com contatos entre cristais interdigitados.
Carbonato 9 Ocorrem junto com quartzo, em cristais que cresceram sobre os cristais de quartzo ou que se localizaram nos interstícios dos grãos de quartzo, com hábito anédrico. Mais raramente, os cristais se concentram em um agregado em uma área da lâmina. Os cristais bem formados desse agregado exibem geminações bem desenvolvidas embora sejam subédricos e seus contatos são irregulares.
Granada 3 Cristais de granada formam porfiroblastos poiquilíticos com pouco menos de 2mm de diâmetro, com foliação interna com quartzo e opacos em padrão snowball. Há também a sombra de pressão assimétrica composta por quartzo. Não é possível dizer o sentido do movimento, uma vez que a amostra não é orientada. Os cristais estão fraturados com algumas fraturas preenchidas por carbonato e por clorita. Alguns porfiroblastos encontram-se envoltos por biotita cloritizada e não cloritizada. Os cristais se encontram ou completamente cloritizado ou com algum grau de cloritização.
Clorita 5 Tem cor de interferência anômala azul-berlim. Muitos cristais ocorrem paralelos aos cristais de quartzo, biotita e muscovita orientados, definindo a xistosidade S2. Ocorrem também substituindo parcialmente ou completamente os cristais de granada. Muitos cristais apresentam inclusões de zircão com halos pleocróicos, de quartzo e opacos. Há, ainda, veios de clorita que cortam a xistosidade da rocha em uma seção da lâmina e em outra seção se paralelizam com a xistosidade.
Muscovita 1 Há alguns cristais alongados que definem a xistosidade da rocha juntamente com o quartzo, a biotita e a biotita cloritizada. Há alguns cristais bem desenvolvidos, orientados aleatoriamente, anédricos, que ocorrem nas proximidades de um veio de quartzo que cortou a rocha.
Biotita 1 A maior parte dos cristais estão cloritizados; alguns mantêm o pleocroísmo da biotita no centro, mas as bordas não mantém o pleocroísmo. Encontram-se orientados de acordo com a xistosidade da rocha. São encontrados alguns cristais de biotita na borda de alguns cristais de granada.
Opacos 1 Em geral são euédricos e subédricos e estão paralelos à foliação, mas alguns cortam-na. Próximo ao veio de quartzo esses cristais estão maiores e anédricos,
Plagioclásio traços Cristais sem orientação preferencial, anédricos, angulosos, submilimétricos são encontrados em meio à matriz de quartzo. Tem a geminação polissintética.
Apatita traços Ocorre como inclusões em cristais de clorita e de granada cloritizada. Hábito anédrico.
Zircão traços Ocorre como inclusão em cristais de granada cloritizada. São muito pequenos para ver o hábito, mas formam halos escuros característicos em cristais de clorita.
Textura: GranoblásticaEstrutura: A estrutura penetrativa na rocha é a xistosidade S2 definida pela orientação preferencial de quartzo alongado, muscovita, biotita e biotita cloritizada (parcialmente ou completamente). S2 tem geometria planar e é contínua. Não há reorientação de minerais ou clivagens cortando S2, há apenas um veio que corta S2 em lâmina.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Possivelmente um arenito com cimento carbonático: arenito calcário.Classificação do(s) metamorfismo(s):M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da GranadaRetrometamorfismo – Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita
Mineral ↓
Evento → D1 – Cisalhamento de baixo a médio ângulo
D2 – Cisalhamento de baixo a médio
ângulo
Intrusão da Suíte Magmática Valsungana
Quartzo ------------ ------------ ------------ ------------ ------------ ------------Carbonato ------------ ------------ ------------ ------------ --- - -Granada - --- ------------ ------- -Clorita ------------Muscovita - - ------- ------------ ------------Biotita - - ------- ------------ ---- - -Opacos ------------ ------------ ------------ ------------Plagioclásio --- -Apatita ------------Zircão ------------Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin Pós Sin PósSuperfície formada Não está presente na lâmina Xistosidade S2 Não forma
superfícieMetamorfismo associado
Não está presente na lâmina M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona
da Granada
Retrometamorfismo Fácies Xisto Verde –
Zona da Clorita
Foto(s):
Foto mostrando os porfiroblastos de granada, um veio de clorita e alguns cristais de carbonato.
Conclusões:Os poucos cristais de plagioclásio encontrados na lâmina provavelmente são detríticos, pelo seu hábito granular anédrico e incompatibilidade com a paragênese mineral da rocha. A orientação dos grãos de quartzo, biotita, muscovita e biotita cloritizada (parcialmente ou totalmente) formam uma xistosidade S2.A xistosidade S2 foi gerada durante o evento D2 – Cisalhamento de baixo a médio ângulo, que provocou um Metamorfismo Regional M2 na Fácies Xisto Verde, Zona da Granada.É provável que a cloritização pela qual a rocha passou seja resultado de alteração hidrotermal gerada pela intrusão do Granito Valsungana, que poderia ter gerado o retrometamorfismo na Fácies Xisto Verde, Zona da Clorita. Isto explicaria a presença de apatita e zircão na rocha e também a ausência de estruturas de alto ângulo de mergulho.É possível que o carbonato encontrado na rocha seja parte de um cimento carbonático que estaria no protólito desta rocha.Rocha: clorita-carbonato quartzito
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 24-VIII-2009 Data: 05 de Outubro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha vermelha e cinza, bem preservada, composta de quartzo, muscovita e biotita. Os cristais estão orientados formando uma xistosidade S2. S2 está bastante dobrada e é observada clivagem de crenulação e xistosidade S3 nos planos axiais das dobras.Descrição Microscópica: Rocha composta basicamente por muscovita e quartzo. Há cristais de granada, porém estes apresentam alteração na forma de uma grãos afaníticos e restam apenas fragmentos desse mineral em meio a esses grãos afaníticos. A lâmina apresenta muitas dobras de diferentes geometrias.Mineral % DescriçãoMuscovita 60 Granulação muito fina, ocorre orientada em bandas intercaladas
com bandas de quartzo. Estas camadas podem apresentar kink bands que podem ou não ter continuidade nas camadas de quartzo. Ocorre raramente como cristal euédrico de granulometria maior, porém parcialmente interrompida pela S2.
Quartzo 35 Com extinção ondulante, subgrãos e neogrãos. Ocorre em camadas intercaladas com as camadas de muscovita ou como lentes dentro das camadas de muscovita.
Granada 2 São encontrados apenas fragmentos de granada junto a material de alteração afanítico. Não há foliação interna. Os pseudocristais de granada ocorrem como porfiroblastos com sombra de pressão assimétrica, mas como a amostra não está orientada não é possível dizer o sentido.
Biotita 1 Ocorre em pequena proporção junto à camada de quartzo. Subédrico paralela a S2. Pleocroísmo forte castanho avermelhado.
Opacos 2 Geralmente de hábito euédrico prismático, ocorrem paralelas às camadas de muscovita e quartzo, no mesmo sentido da xistosidade. Há alguns cristais poiquilíticos com inclusões de quartzo, com orientação aleatória.
Textura: LepidoblásticaEstrutura: A foliação dominante na lâmina é a xistosidade S2, definida pela orientação das camadas de muscovita e das camadas de quartzo. A S2 é afetada por dobras fechadas, kink bands, dobras abertas, evidenciando uma fase posterior que, nesta lâmina, desenvolve clivagem de crenulação e uma xistosidade incipiente S3, espaçada. Há ainda uma uma outra superfície sutil com significativa penetratividade, retilínea, espaçada, definida pelo plano axial de crenulações muito sutis nas bandas de muscovita, denominada clivagem de crenulação incipiente S4 (clivagem de crenulação de S4 no plano de S3). Em raros setores da lâmina é visível uma foliação anterior (S1) em micrólitos. S1 é uma xistosidade formada por cristais de muscovita e quartzo com orientação preferencial, que está dobrada e é interrompida pela S2. Há fraturas preenchidas por óxidos.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Pelito com areia quartzosaClassificação do(s) metamorfismo(s):M2 – Metamorfismo Regional – Metamorfismo Fácies Xisto Verde – Zona da Granada
Mineral ↓
Evento →
D1 – Cisalhamento de baixo a médio ângulo
D2 – Cisalhamento
de baixo a médio ângulo
D3 – Cisalhamento Transcorrente Dúctil-Rúptil
D4 – Cisalhamento Transcorrente Dúctil-Rúptil
Muscovita ---------- ---------- ---------- ---------- –- - -Quartzo ---------- ---------- ---------- -– - -Granada ----------Biotita ----------Opacos ---------- ---------- ----------Estágio de deformação
Pré Sin Pós Sin Pós Sin Pós Sin Pós
Superfície formada
S1 – Xistosidade reliquiar S2 – Xistosidade Penetrativa
S3 – Xistosidade incipiente
S4 – Clivagem de crenulação
incipiente
Metamorfismo associado
M1 – Metamorfismo Regional – ???
M2 – Metamorfismo
Regional – Fácies Xisto
Verde – Zona da Granada
M3 – Metamorfismo Dinâmico – ??
Não há metamorfismo,
apenas deformação.
Foto(s):
Foto mostrando a foliação S2 dobrada; a foliação S3 na forma de clivagens de crenulação e também transpondo na região de charneira da dobra; e as clivagens de crenulação de S4 marcadas na camada de muscovita na porção leste da foto.Conclusões: A rocha é mineralogicamente simples, porém de alta complexidade estrutural.Nos setores onde é visível a foliação S1, os eixos das crenulações desta foliação formam um plano axial paralelo à orientação da xistosidade S2, mostrando que a xistosidade S2, então, é a clivagem de crenulação diferenciada da S1. S2 está dobrada e crenulada, em alguns setores há clivagens de crenulação e também o desenvolvimento de xistosidade S3, paralela ao plano-axial das dobras e crenulações. Mais tarde, num evento mais rúptil do que dúctil, houve um novo esforço num sentido diferente, dando início ao desenvolvimento de uma clivagem de crenulação incipiente S4 no plano de S2 (e de S3, quando S3 é mais desenvolvida).Rocha: biotita-granada-quartzo-muscovita xisto
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 26-VIII-2009 Data: 18 de Junho de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza clara, de textura porfirítica com fenocristais de feldspato alcalino cor branca, geminação simples observada no afloramento, onde também foi identificado o sulfeto pirita. Composição mineral observada em amostra de mão é de 15% de minerais máficos, 20% de quartzo, 15% de feldspato plagioclásio e 50% de feldspato alcalino.Descrição Microscópica: Rocha de granulação grossa. Composição: microclínio, plagioclásio, quartzo e biotita. Acessórios: apatita e zircão. Há muita biotita. Há várias fraturas no interior dos cristais da rocha. Há ocorrência de muscovita dentro dos cristais de plagioclásio e microclínio e de clorita substituindo parcialmente ou totalmente os cristais de biotita.Mineral % DescriçãoMicroclínio 40 Os fenocristais de feldspato potássico tem até 2 cm de
comprimento e 0,7 cm de largura. Euédricos a subédricos com geminação simples (Carlsbad) e cruzada (geminação em xadrez), nos planos de geminações ocorrem feições de corrosão bem como alteração para muscovita, exsoluções micrográficas de quartzo, e saussuritização. Ocorre também intercrescimento pertítico. A geminação em xadrez do microclínio foi substituída nos processos de saussuritização, albitizaçãos ou geração de pertitas. Ocorrem inclusões de quartzo, biotita, clorita, plagioclásio e muscovita, caracterizando textura poiquilítica.
Quartzo 25 Os cristais de quartzo são inequigranulares, anédricos, com limites de grãos curvilíneos irregulares. O tamanho dos cristais variam de menos de 1 mm a mais de 7 mm de diâmetro. Apresentam extinção ondulante e subgrãos pouco arredondado com limites difusos. Possuem inclusões de zircão e biotita.
Plagioclásio (oligoclásio)
20 Cristais subédrico a anédricos, comprimento entre 1 mm e 3 mm. Apresentam geminação simples ou polissintética. Os cristais estão frequentemente saussuritizados (80% dos cristais) preferencialmente no núcleo enquanto as bordas permanecem sem alteração. Quando em contato com feldspato alcalino apresenta raro (máximo 10% dos cristais) zonamento concêntrico ou intercrescimento. Contem inclusões de quartzo, biotita, sericita e muscovita. Ocorre também como inclusão euédrica dentro do microclínio. O plagioclásio foi identificado como oligoclásio.
Biotita 14 Cor castanha clara a avermelhada. Cristais euédricos a subédricos, ripiformes e anédricos. Apresentam-se sarapintado (pontilhados) sob luz polarizada. Ocorrem dois tipos de pleocroísmos. Um forte, de incolor a castanho escuro. Outro fraco,
de castanho claro a escuro. Possuem inclusões de zircões com halos pleocróicos. Quartzo, apatita, allanita metamictizada, muscovita e minerais opacos. A muscovita e quartzo ocorrem nos planos clivagem. A forma anédrica é intersticial na matriz e há ocorrência também em planos de fratura. Alterada para clorita rica em ferro em alguns grãos.
Muscovita 1 Cristais incolores, euédricos a anédricos, com no máximo 2 mm de diâmetro. Ocorrem como inclusão no plagioclásio e microclínio. Nos plagioclásios, os cristais de muscovita são encontrados sobre zona de alteração (saussuritização). Ocorre na zona de albitização e saussuritização do microclínio.
Apatita traço Ocorrem cristais de bordas arredondados ou retas, incolores, seção basal euédrica hexagonal. Apresenta falsa isotropia. Entre 0,1 e 0,2 mm de diâmetro. Ocorre como inclusão no microclínio.
Allanita traço Ocorre como inclusão na biotita, cor amarela com pleocroísmo fraco, metamictizada. 0,2 mm de comprimento cristais granulares de bordas arredondadas.
Zircão traço Ocorre como inclusão em quartzo, biotita e clorita. Cristais euédricos de hábito bipiramidal. Apresenta zonamento concêntrico hexagonal, fazendo com que o relevo e a birrefringência também estejam zonadas. Tem granulação muito fina. Nos cristais de biotita e clorita há halos escuros ao redor dos cristais.
Opacos traço Em pequena proporção na rocha , são em sua maioria anédricos, mas há indivíduos euédricos rômbicos. Há algumas fraturas preenchidas por minerais opacos.
Textura: Predominantemente porfirítica. Os fenocristais de microclínio são poiquilíticos e os de quartzo tem extinção ondulante e sub-grãos. A matriz é equigranular média.Estrutura: Maciça. Há fraturas preenchidas por microclínio e por minerais opacos.
INTERPRETAÇÃO
Mineral ↓
Fase de Cristalização
→ Fenocristais Matriz Acessórios Alterações
Microclínio ----------------- -----------------Quartzo ----------------- -----------------Oligoclásio -----------------Biotita -----------------Muscovita -----------------Apatita -----------------Allanita -----------------Zircão -----------------Opacos -----------------Caracterização da Série Magmática: Não é possível estabelecer a série magmática uma vez que todas as amostras coletadas são de monzogranito.Conclusões: As fraturas que são frequentemente encontradas próximas aos cristais de muscovita e clorita, bem como os planos de geminação podem ter sido o caminho por onde fluidos hidrotermais percorreram, podendo ser essa a explicação para a origem desses minerais.Rocha: monzogranito
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 28-VIII-2009 Data: 30 de Outubro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza escura, maciça, de granulação fina, nunca ultrapassando 2 mm. Composta predominantemente por quartzo e biotita. Rocha com baixa alteração intempérica, limitada à oxidação da superfície da rocha, que adquire cor amarelada. Possui veios de quartzo de dimensões centimétricas. Esta rocha está em contato direto com o granito, dentro de um enclave envolto pelo granito.Descrição Microscópica: Rocha predominantemente maciça, composta por quartzo, biotita, granada, cordierita, fibrolita, andaluzita, opacos, provável espinélio, feldspatos e zircão. Há vários cristais poiquilíticos, ricos em inclusões.Mineral % DescriçãoQuartzo 40 Mineral abundante na matriz da rocha. Com cristais pequenos,
menores que 0,1 mm, euédricos à subédricos de secção basal hexagonal. Constituem uma trama mineral maciça. Alguns grãos apresentam-se com extinção ondulante e subgrãos.
Biotita 30 Distribuída de maneira uniforme na lâmina, porem possuem concentração maior ao redor dos porfiroblastos de quartzo, biotita e cordierita. Os porfiroblastos de biotita tem 1 mm de comprimento na matriz a biotita chega à 0,1 mm. Estão orientados aleatoriamente, não constituindo xistosidade. Pleocroísmo forte de amarelo à vermelho acastanhado. Inclusões são raras, de opacos e zircão que altera a biotita e produz halos escuros.
Granada traços Dois cristais de granada foram encontrados na lâmina. Um deles está alterado para quartzo junto com grãos afaníticos, e o outro ocorre como um cristal anédrico arredondado muito fraturado, incolor e isótropo.
Cordierita 15 Apresenta geminação polissintética, grãos euédricos à subédricos poligonais, contatos retilíneos entre grãos em junção tríplice em ângulo 120 graus. Alteração para pinita é comum, da borda para o núcleo do cristal acompanhando o plano de geminação com substituição parcial.
Silimanita 8 Cristais prismáticos agrupados em feixes. Grãos com até 0,5 mm de comprimento e menos de 0.1 mm de espessura de disposição perpendicular e transversal em relação ao plano da lâmina não exibindo qualquer orientação preferencial. Possuem inclusões de minerais opacos. Cristais límpidos. Em contato com grãos de mineral verde e anéis de grãos de quartzo. Ocorre na variedade
fibrolita também.
Andaluzita 2 Ocorre como mineral anédrico esqueletal, de alto relevo, cor de interferência cinza de primeira ordem. Ocorre em contato com espinélio, biotita e quartzo. Há cristais com clivagem mal desenvolvida e cristais poiquilíticos com inclusão de quartzo e biotita.
Opacos 3 Grão pequenos, subédricos à anédricos de hábito prismático alongado com bordas arredondadas. São inclusões nos outros minerais da lamina e apresentam-se orientados segundo planos perpendiculares à seção da lamina
Mineral verde (provável espinélio)
1 Mineral anédrico, verde, isótropo, hábito granular e relevo alto. É comum estar em meio a um arranjo circular de cristais de quartzo. Pode estar associado à cordierita, biotita, andaluzita e feixes de fibrolita. Provável espinélio.
Feldspatos (plagioclásio e microclínio)
1 Cristais pequenos, menores que 0,25 mm de diâmetro. Com geminação bem desenvolvida. Microclínio contatos irregulares e plagioclásio de contatos retos. Apenas um cristal de cada mineral foi encontrado e estão em meio a cristais de quartzo e biotita. Os cristais estão saussuritizados.
Zircão traços Ocorre como inclusão na biotita. Cristais euédricos prismáticos curtos bipiramidais, menores que 0,1 mm. Produzem halos escuros na biotita.
Textura: Granoblástica.Estrutura: Maciça, predominantemente. Mas é reconhecível a presença de uma xistosidade reliquiar, dada pelo alinhamento de cristais de biotita, em grande parte apagada pelo desenvolvimento sem orientação preferencial dos minerais promovido pelo metamorfismo de contato.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Rocha encaixante do granito Valsungana, um xisto.Classificação do(s) metamorfismo(s): Metamorfismo de Contato – Fácies Piroxênio Hornfels
Mineral ↓Evento → Cisalhamento de Baixo a Médio Ângulo Intrusão da Suíte Magmática
ValsunganaQuartzo ------------------ ---- - ? ------------------Biotita ------------------ ---- - ? ------------------Granada ------------------ – - ? -----?Cordierita ------------------Fibrolita ------------------Andaluzita --------- ?Opacos ----------------- ---- - ? ------------------EspinélioFeldspatos (plagioclásio e microclínio)
------------------
Zircão ------------------Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin PósSuperfície formada Xistosidade S2 (reliquiar) Não forma superfície; apaga
a superfície anteriorMetamorfismo associado
M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da granada
MC – Metamorfismo de Contato – Fácies Piroxênio
Hornfels
Foto(s):
Foto mostrando o mineral verde, possível cristal de hercinita, em meio a um arranjo circular de cristais de quartzo.Conclusões: Provavelmente os aluminossilicatos se originaram a partir da muscovita presente na rocha pretérita (xisto), o que gerou uma assembléia de minerais diagnósticas do grau metamórfico: provavelmente acima de 700ºC, devido a presença de silimanita na variedade fibrolita e baixa pressão, menor que 2 quilobares, devido a presença de cordierita. Por essa paragênese situa-se na facies piroxênio hornfels. O mineral verde permanece não identificado, mas pela paragênese da rocha, é provável que seja um espinélio de ferro, a hercinita. Biotita e silimanita não orientada sugerem uma cristalização sem tensão dirigida.Rocha: andaluzita-fibrolita-cordierita-biotita-quartzo hornfels.
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 34-VIII-2009 Data: 16 de Junho de 2009
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza clara. Textura porfirítica com fenocristais de plagioclásio pouco maiores que a matriz. Matriz equigranular média composta de quartzo (20%) , microclínio (20%), plagioclásio (40%) e biotita (20%).Descrição Microscópica: Rocha de granulação média. Composição básica: microclínio, plagioclásio, quartzo e biotita. Acessórios: apatita, zircão e allanita. Há várias microfraturas no interior dos cristais da rocha. Há ocorrência de muscovita e clorita no centro dos cristais de microclínio, geralmente nos planos de geminação e são visíveis pequenas fraturas próximas a esses minerais.Mineral % DescriçãoMicroclínio 30 Cristais com geminação simples (Carlsbad) e macla do microclínio
(em xadrez), as vezes no mesmo cristal. Nesta lâmina os cristais de microclínio ocorrem somente na matriz, com hábitos subédricos tabulares. Há intercrescimento gráfico em pequena proporção e de mirmequitas no contato com o plagioclásio em grande proporção.
Quartzo 25 Cristais límpidos anédricos de hábito irregular com bordas arredondadas, possuem extinção ondulante e subgrãos. Contatos curvilíneos a serrilhados estes cristais estão presentes na matriz da rocha e raramente como um fenocristal (apenas 1 encontrado na lâmina).
Plagioclásio 30 Apresentam macla polissintética medianamente a bem desenvolvida e com aspecto pulverulento pela saussuritização. Ocorre como fenocristais de até 0,5 cm de comprimento, euédricos tabulares e, como matriz, os cristais variam de euédricos tabulares a anédricos. A saussuritização deste mineral na matriz é mais intensa que nos fenocristais. Há muscovita que se desenvolve sobre a saussuritização. Apresenta intercrescimento mirmequítico no contato com o microclínio. A geminação polissintética apresenta lamelas bem finas. Alguns cristais apresentam zonamento do tipo manto e núcleo. Não foi encontrada seção adequada para determinação do teor de An.
Biotita 10 Cristais pequenos de até 0,4 mm de comprimento. Ocorrem nas cores verdes, verde acastanhado e castanho. Muitos cristais exibem intenso pleocroísmo. Birrefringância alta. Sem inclusões. Hábito anédricos a subédricos. Alguns cristais tem clivagem bem desenvolvida. Alguns cristais predominantemente castanhos
possuem algumas lamelas verde-oliva intercaladas.
Muscovita traço Subédrica a anédrica. Alguns cristais apresentam clivagem bem desenvolvida. O pleocroísmo é forte e a birrefringência é alta. Ocorre, sempre no centro do microclínio e do plagioclásio, muitas vezes no plano de geminação simples do microclínio e sobre a sassuritização desses minerais.
Clorita 5 Cristais anédricos, alguns cristais tem clivagem bem desenvolvida. Cor de interferência azul-berlim. Ocorre como lamelas de clorita no meio de cristais de biotita ou como cristais de biotita inteiramente cloritizados. Também ocorrem no interior de cristais de microclínio.
Opacos traço Em pequena proporção na rocha. Os cristais são anédricos.Zircão traço Ocorre na forma de cristais euédricos na forma de prismas curtos,
de granulação muito fina, no interior de cristais de biotita.Apatita traço Ocorre em forma de cristais granulares arredondados.Allanita traço Cor castanha, anédrica, ocorre junto com a biotita. Está
metamictizada.
Textura: Predominantemente textura equigranular média. Subordinadamente apresenta textura porfirítica com fenocristais de plagioclásio e quartzo.Estrutura: Maciça.
INTERPRETAÇÃO
Mineral ↓
Fase de Cristalização
→ Fenocristais Matriz Acessórios Alterações
Microclínio -----------------Quartzo ----------------- -----------------Plagioclásio ----------------- -----------------Biotita -----------------Opacos -----------------Zircão -----------------Apatita -----------------Muscovita -----------------Clorita -----------------
Foto(s):
Foto mostrando um cristal de muscovita dentro de um cristal de plagioclásio saussuritizado (à esquerda). Mostra também cristais de biotita e biotita cloritizada. Escala: a borda mais longa da foto representa 3,5 mm da lâmina.Caracterização da Série Magmática: Não é possível estabelecer a série magmática uma vez que todas as amostras coletadas são de monzogranito.Conclusões: Cristais de clorita e muscovita são gerados por hidrotermalismo, após a cristalização da rocha. O zonamento encontrado no plagioclásio indica que ele passou por duas fases de cristalização.Rocha: monzogranito
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 46a-VIII-2009 Data: 30 de Outubro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza escura predominantemente afanítica, com alguns cristais visíveis, de cor branca, aciculares, chegando a, no máximo, 2 mm de comprimento; provavelmente são fenocristais de plagioclásio. Rocha muito fraturada, com óxidos preenchendo essas fraturas. A rocha possui uma faixa granítica que “corta” a rocha (na verdade o dique básico intrudiu no granito).Descrição Microscópica: A lâmina mostra o contato de uma rocha básica com uma rocha ácida, um granitóide. A matriz da rocha básica é de cor castanha muito escura e é vítrea, o que fica particularmente claro no contato com o granitóide, onde é completamente homogênea e castanha escura; a medida que se afasta do corpo granítico, a matriz começa a apresentar indícios de devitrificação como aspecto pulverulento e argilo-minerais sub-milimétricos. A matriz compõe a maior parte da rocha, 75%, aproximadamente. Os outros 25% da rocha são compostos por plagioclásio e augita. São comuns veios de cor castanha atravessando a rocha, compostos por óxidos de ferro, provavelmente.Mineral % DescriçãoAndesina 60 Cristais de hábito ripiforme euédrico a subédrico. Os cristais
apresentam geminação polissintética, geminação Carlsbad e geminação Carlsbad-polissintética, sendo que a maior parte dos cristais tem geminação de Carlsbad. Os cristais ocorrem em uma variada gama de tamanhos: desde submilimétricos até fenocristais com mais de 1 cm, formando algumas vezes aglomerados de minerais junto com os cristais de augita. Alguns cristais estão parcialmente saussuritizados. O método de Michel-Levy permitiu a identificação do plagioclásio como Andesina.
Augita 40 Mineral castanho claro a esverdeado, com aspecto pulverulento. Tem birrefringência forte, de relevo médio. Ocorre como megacristais subédricos as vezes formando aglomerados de minerais com a andesina.
Textura: Intersertal e glomeroporfirítica.Estrutura: Maciça
INTERPRETAÇÃO
Mineral ↓
Fase de Cristalização
→ Fenocristais Matriz Alterações
Andesina ----------------- -----------------
Augita -----------------
Saussuritização -----------------
Foto(s):
Foto mostrando contato entre o basalto e o monzogranito (à direita), onde é visível a zona de resfriamento no contato entre o basalto e o monzogranito. São visíveis fenocristais de andesina e de augita em meio à matriz vítrea. É possível ver evidências de devitrificação na porção esquerda da foto, formando argilominerais.Caracterização da Série Magmática: Não se aplicaConclusões: Nas proximidades do corpo granítico há uma borda de resfriamento rápido, mostrando que o basalto intrudiu no corpo granítico e ali a matriz não chegou a devitrificar ainda. Os fragmentos fraturados do granitóide nas proximidades do corpo máfico também são produtos a intrusão deste último.Rocha: basalto
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 46b-VIII-2009 Data: 22 de Novembro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: A rocha ocorre como uma faixa de 3 cm de espessura no interior da intrusão de basalto. Ocorrem muitas fraturas na rocha. Composta de microclínio (40%), plagioclásio (25%) e quartzo (35%). Os cristais de microclínio e quartzo formam fenocristais.Descrição Microscópica: Rocha muito fraturada, com óxidos de ferro preenchendo as fraturas. Rocha de granulação média a grande, composta de microclínio, plagioclásio, quartzo e allanita. Os cristais de microclínio e de plagioclásio formam fenocristais.Mineral % DescriçãoMicroclínio 30 Ocorrem como fenocristais euédricos a subédricos tabulares, com
geminação em xadrez. Possuem quartzo como inclusão, bem como augita. A maioria dos cristais estão saussuritizados, alguns albitizados e há poucos cristais de muscovita anédricos no centro dos cristais de microclínio.
Plagioclásio (oligoclásio)
30 Possui geminação polissintética bem desenvolvida, com lamelas muito finas. Muitos cristais mostram as lamelas da geminação dobradas e fraturadas. Há cristais com geminação Carlsbad junto com a geminação polissintética. Os cristais estão muito saussuritizados e podem ser encontrados pequenos cristais de muscovita no interior dos cristais. Fazem parte da matriz e dos fenocristais. Como fenocristais são euédricos tabulares; como parte da matriz são anédricos. Foi identificado como Oligoclásio pelo método de Michel-Levy.
Quartzo 40 São anédricos e apresentam extinção ondulante e fraturas preenchidas por óxidos de ferro.
Allanita traços Cristais castanhos, metamictizados, com aspecto pulverulento, alto relevo e alta birrefringência (segunda ordem). Hábito varia de subédrico retangular e também anédrico. Ocorrem inclusos em cristais de microclínio e plagioclásio.
Apatita traços Cristal anédrico incluso no plagioclásio.Zircão traços Cristal subédrico, prisma médio, bipiramidal, incluso em cristal de
quartzo.Muscovita traços Cristais anédricos que ocorrem no interior dos cristais de
plagioclásio e microclínio.
Textura: Porfirítica com matriz equigranular média. Os fenocristais são poiquilíticos.Estrutura: Maciça, com muitas fraturas preenchidas por óxidos de ferro.
INTERPRETAÇÃO
Mineral ↓
Fase de Cristalização
→ Fenocristais Matriz Acessórios Alterações
Microclínio -----------------Plagioclásio ----------------- -----------------
Quartzo -----------------Allanita -----------------Apatita -----------------Zircão -----------------Muscovita -----------------Caracterização da Série Magmática: Não é possível estabelecer a série magmática uma vez que todas as amostras coletadas são de monzogranito.Conclusões: As muitas fraturas encontradas na rocha são resultado da intrusão de um dique de basalto neste granitóide. Esta amostra está próxima ao contato com o basalto, portanto se tornou particularmente vulnerável à ação de fluidos que levaram óxidos de ferro a preencher as fraturas na rocha. A tensão provocada pela intrusão basáltica dobrou as lamelas de geminação do plagioclásio.Rocha: monzogranito
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 58-VIII-2009 Data: 10 de Junho de 2010
DESCRIÇÃO
Descrição Macroscópica: Rocha de cor cinza esverdeada, de granulação muito fina, composta por quartzo e sericita. Esses minerais estão alongados formando uma foliação planar, contínua e muito penetrativa. Essa foliação está crenulada, formando dobras abertas. Rocha descrita como milonito de falha com caráter dúctil. As estrias e steps medidos em afloramento definem o sentido de movimento como dextral.Descrição Microscópica: Rocha de granulação muito fina. Rocha composta de quartzo e sericita, majoritariamente e por biotita e clorita subordinadamente. Os minerais de quartzo, sericita, biotita e clorita estão alongados, formando uma foliação milonítica. Cortando a rocha há fraturas preenchidas por óxidos de ferro que têm cor laranja e vermelho vivo e possuem geometria anastomosada. Esses óxidos ocorrem também nos interstícios dos grãos de quartzo e sericita.Mineral % DescriçãoQuartzo 50 Cristais muito pequenos, menores que 0,1 mm de comprimento,
límpidos, sem inclusões. Muitos possuem extinção ondulante e alguns apresentam subgrãos. Sempre subédricos com contatos entre grãos variando de lobados à retilíneos em algumas faces de cada grão. Frequentemente estão envolvidos por lamelas de sericita. Há ainda agregados recristalizados de quartzo, aonde os cristais de quartzo estão um pouco maiores, e, no lugar da sericita, há clorita envolvendo os grãos e definindo a foliação.
Sericita 40 Grãos extremamente pequenos, menores que 0,1 mm de comprimento. Hábito lamelar e de mica fish. Os cristais estão orientados preferencialmente junto com o quartzo, muitas vezes envolvendo-os, formando uma geometria anastomosada, o que define, junto com a biotita e a sericita a foliação milonítica. Existem raros cristais de muscovita bem desenvolvidos, subédricos com clivagem medianamente desenvolvida, e também orientados de acordo com a foliação milonítica.
Biotita 2 Grãos maiores que os de sericita, subédricos e anédricos, possuem clivagem medianamente desenvolvida e são alongados e paralelos à sericita e ao quartzo. Os cristais têm pleocroísmo fraco e alguns cristais têm formato tipo 'mica fish'. Alguns cristais possuem inclusões de quartzo e opacos. Alguns estão parcialmente ou totalmente cloritizadas.
Clorita 3 Cristais verdes, anédricos a subédricos com clivagem mal desenvolvida. Cor de interferência cinza a amarela de primeira ordem. Estão presentes principalmente nos agregados recristalizados de quartzo. Algumas cristais são parcialmente biotita e parcialmente clorita.
Opacos 5 Grãos menores que 0,1 mm, de hábito prismático subédrico, de orientação fraca em relação à foliação milonítica.
Turmalina traços Cristais em seção basal em relação ao plano de corte da lâmina, revelam uma secção euédrica perfeita hexagonal de 0,05 mm de diâmetro. Anomalias de birrefringência (pseudo isotropia)
pleocroísmo fraco cor amarela nas bordas e núcleo azul.
Textura: Granolepidoblástica.Estrutura: Foliação milonítica S3 composta pela orientação preferencial de sericita, quartzo, biotita e clorita, muitas vezes formando uma trama anastomosada.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: O afloramento indica que a zona de cisalhamento afetou apenas filitos. A rocha pretérita provavelmente era filito fácies xisto verde zona da biotita.Classificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo Dinâmico – Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita.
Mineral ↓Evento → D2 – Cisalhamento de Baixo a Médio
ÂnguloD3 – Cisalhamento
Transcorrente Dúctil-RúptilQuartzo ------------------ -------- ? ------------------Sericita ------------------ -------- ? ------------------Biotita ------------------Clorita ------------------Opacos ------------------ ------ ? ------------------Turmalina - - - - - - - - - - -Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin PósSuperfície formada Xistosidade S2, que foi completamente
transposta pela S3S3 - Foliação milonítica
Metamorfismo associado
M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da Biotita
M3 – Metamorfismo Dinâmico – Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita
Foto(s):
Foto mostrando camadas de quartzo e sericita estirados e um veio de quartzo mostrando extinção ondulante.Conclusões: O fato de os cristais de biotita estarem alongados e definindo juntamente com o quartzo e a sericita a foliação milonítica mostra que esse mineral já fazia parte da paragênese da rocha pretérita ao milonito, o filito. Então o grau metamórfico do filito pode ser estimado como Fácies Xisto Verde, Zona da Biotita.Os cristais de biotita estão cloritizados, alguns parcialmente, outros completamente, então provavelmente a clorita encontrada orientada de acordo com a foliação milonítica S3 foi gerada a partir da biotita durante o D3 - Cisalhamento Transcorrente Dúctil Rúptil, o que define M3 como Fácies Xisto Verde, Zona da Clorita.A perfeição da seção dos cristais de turmalina pode indicar que sua formação foi posterior aos eventos de cisalhamento dúctil que geraram a superfície S3. Os cristais de turmalina podem ter sido gerados por ação hidrotermal. Mas é provável que sejam reliquiares, já que não há outros indícios de hidrotermalismo.Rocha: biotita-clorita-sericita-quartzo milonito
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 68-VIII-2009 Data: 10 de Junho de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha cinza avermelhada, compacta, composta por quartzo e sericita de granulação muito fina. Estes dois minerais estão alongados, orientados em uma direção preferencial formando uma foliação planar. Esta foliação é contínua e muito penetrativa na rocha. Há crenulações que dobram essa foliação, espaçadas e muito pouco penetrativas. Há muitas fraturas preenchidas por óxido de ferro.Descrição Microscópica: Rocha composta por sericita e quartzo alongado de granulação muito fina, formando uma foliação milonítica. Há dobras kinky bands com baixa penetratividade que afetam essa foliação, chegando, em raras ocasiões, a cristalizar quartzo no eixo dessas dobras, definindo uma clivagem de crenulação diferenciada. Há veios irregulares preenchidos por óxidos de ferro com cor castanho amarelado, tingindo a rocha ao redor na cor laranja. Há fraturas que cortam a rocha que algumas vezes estão preenchidas por quartzo.Mineral % DescriçãoQuartzo 45 Cristais pequenos, alguns grãos alcançam 0,4 mm de diâmetro.
De hábito anédrico, pode se assemelhar a um rombo (losango). Apresentam extinção ondulante e sub-grãos e seus contatos são curvilíneos. Cristais maiores ocorrem em lentes de quartzo e fraturas preenchidas por quartzo.
Sericita 45 Cristais pequenos, lamelares, alguns podem ter forma de mica fish. Cristais fortemente orientados segundo a foliação milonítica juntamente com os cristais de quartzo, envolvendo-os e formando uma geometria anastomosada. Há muscovita em pequena proporção.
Biotita 3 Cristais muito pequenos, de no máximo 0,2 mm de comprimento. São cristais subédricos, livres de inclusões e com pleocroísmo fraco. Estão orientados juntamente com a sericita e o quartzo formando a foliação da rocha. Alguns cristais apresentam kink bands.
Opacos 7 Cristais de hábito prismático orientados mas não estirados pela foliação da rocha. Muitos cristais são anédricos, poucos estão orientados de acordo com a foliação milonítica e muitos estão sem orientação preferencial.
Textura: Granolepidoblástica.Estrutura: Foliação milonítica S3, devido à orientação dos grãos de sericita, biotita e de quartzo alongados. Esses minerais formam uma trama mineral anastomosada na qual os grãos de quartzo ocorrem envolvidos por grãos de mica. Há kink bands que afetam a foliação milonítica; muito
raramente chega a romper o eixo da dobra, definindo uma clivagem de crenulação.Há fraturas perpendiculares à foliação, cortando-as, algumas delas preenchidas por quartzo.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: FilitoClassificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo Dinâmico – Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita
Mineral ↓Evento
→ D2 – Cisalhamento de baixo a
médio ânguloD3 – Cisalhamento
Transcorrente Dúctil-Rúptil
D4 – Cisalhamento Transcorrente Rúptil-
DúctilQuartzo ------------- ------------- ------------- ------------- - - - ?Mica branca ------------- ------------- - - - ?Biotita -------------Opacos ------------- -------------Estágio de deformação
Pré Sin Pós Sin Pós Sin Pós
Superfície formada
Xistosidade S2, que foi completamente transposta por
S3
S3 – Foliação milonítica
S4 – Kink bands e clivagem de crenulação
Metamorfismo associado
M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da
Biotita
M3 – Metamorfismo Dinâmico –
provavelmente Fácies Xisto Verde –
Zona da Clorita
Não há metamorfismo,
apenas deformação.
Foto(s):
Foto mostrando foliação milonítica mostrando cristais de quartzo e sericita alongados.Conclusões: O ferro que tinge a rocha na cor laranja provavelmente provem da biotita e/ou dos minerais opacos que foram alterados no intemperismo. A textura do quartzo e da mica indicam elevado grau de deformação por estiramento de grãos. A rocha guarda evidência de dois eventos de deformação: um deles é o cisalhamento transcorrente que gerou a foliação milonítica pervasiva da rocha, outro é o evento que gerou as kink bands, de baixa penetratividade. A foliação milonítica provavelmente foi gerada pelo evento D3 - Cisalhamento Transcorrente Dúctil-Rúptil Esse evento D3 gerou um Metamorfismo Dinâmico M3 que provavelmente atingiu a Fácies Xisto Verde, Zona da Clorita (tomando como base a lâmina 58, embora não haja clorita nesta rocha). As kink bands e a clivagem de crenulação, chamadas S4, foram geradas pelo evento D4 - Cisalhamento Transcorrente Rúptil-Dúctil, que não gerou metamorfismo, apenas deformação.Rocha: biotita-sericita-quartzo milonito
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 79a-VIII-2009 Data: 30 de Setembro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha sã, de cor cinza, composta por quartzo e muscovita. Estes minerais estão orientados formando uma xistosidade (S2). Essa xistosidade está crenulada e dobrada, sendo que as crenulações são milimétricas e as dobras centimétricas. No entanto, em amostra de mão, não é visível uma nova foliação.Descrição Microscópica: Rocha composta 50% por quartzo e 50% por mica – muscovita e biotita. Há raros cristais de granada. Xisto estruturalmente complexo, apresentando uma xistosidade dominante (S2) que está dobrada e chega a transpor (raramente) formando outra xistosidade incipiente (S3). Há micas bem desenvolvidas que cortam a xistosidade original e fazem o quartzo perder os efeitos de extinção ondulante e subgrãos.Mineral % DescriçãoMuscovita 25 Ocorre como cristais subédricos orientados dentro de camadas
junto com a biotita, formando a xistosidade S2. Há alguns cristais euédricos que cortam a foliação.
Biotita 25 Ocorre como lamelas orientadas dentro de camadas junto com a muscovita, formando a xistosidade S2. Tem coloração castanho-avermelhada e pleocroísmo forte. Alguns cristais são euédricos retangulares e alguns cristais são anédricos e cortam a foliação.
Quartzo 50 De hábito anédrico, poucos grãos apresentam extinção ondulante e poucos apresentam subgrãos. Em geral os cristais apresentam aspecto granular arredondados (não estirados) que se agrupam em camadas intercaladas com camadas de filossilicatos.
Opacos traços Alguns cristais ocorrem de forma anédrica alongada, em meio à foliação. Há alguns cristais euédricos e anédricos que cortam a foliação.
Textura: LepidoblásticaEstrutura: Há a xistosidade S2, definida pela orientação de grãos de quartzo, muscovita e biotita. Essa xistosidade está dobrada, com dobras de diferentes geometrias: fechadas, dobras kink, dobras com o eixo rompido, dobras em cúspide. Em alguns poucos setores é visível o desenvolvimento incipiente de uma xistosidade S3, coincidente com o eixo da maior dobra visível na lâmina.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: PelitoClassificação do(s) metamorfismo(s): Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo de Contato – Fácies Hornblenda Hornfels
Mineral ↓Evento → D2 – Cisalhamento de baixo a
médio ânguloD3 – Cisalhamento
Transcorrente Dúctil-Rúptil
Intrusão da Suíte Magmática Valsungana
Muscovita ------------ ------------ ------ - ? --- - -Biotita ------------ ------------ ---- - -Quartzo ------------ ------------ ---- - -OpacosEstágio de deformação Pré Sin Pós Sin Pós Sin PósSuperfície formada S2 – Xistosidade Penetrativa S3 – Xistosidade
IncipienteNão forma superfície
Metamorfismo associado
M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona
da Biotita
M3 – Metamorfismo Dinâmico – Fácies ?
M4 – Metamorfismo de Contato –
Fácies ?Foto(s):
Foto mostrando camada composta preferencialmente por quartzo, um veio de quartzo cortando essa camada e o início de uma camada composta preferencialmente por biotita no canto superior esquerdo, todos dobrados; é a xistosidade S2 dobrada em uma dobra aberta.
Conclusões: A xistosidade S2, formada no metamorfismo regional é posteriormente redobrada as vezes chegando a transpor e formando assim uma xistosidade incipiente S3. Ainda, a rocha teve influencia do metamorfismo de contato, que desenvolveu uma fração pequena dos filossilicatos, que, então, cresceram independente das foliações. Normalmente, os cristais de quartzo nos xistos apresentam, na sua maior parte os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. Nesta amostra, no entanto, grande porcentagem dos cristais de quartzo não apresentam efeitos de extinção ondulante e subgrãos, o que provavelmente é resultado do metamorfismo de contato: a recristalização estática desses minerais, ou seja, recristalização sem pressão dirigida, fez com que os cristais de quartzo perdessem os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. O metamorfismo de contato que atuou nesta rocha não começou a gerar novos minerais e não chegou a apagar as estruturas do xisto. O metamorfismo regional chegou à Fácies Xisto Verde Zona da Biotita e o metamorfismo de contato não pôde ser definido. Não é possível determinar o grau metamórfico de S3 nesta rocha pela ausência de mineral-índice.Rocha: granada-biotita-muscovita-quartzo xisto
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 79b-VIII-2009 Data: 30 de Setembro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha sã, de cor cinza, composta por quartzo e muscovita. Estes minerais estão orientados formando uma xistosidade (S2). Essa xistosidade está crenulada e dobrada, sendo que as crenulações são milimétricas e as dobras centimétricas. No entanto, em amostra de mão, não é visível uma nova foliação.Descrição Microscópica: Esta lâmina é de um corte perpendicular ao da lâmina 79a-VIII-2009, então é provável que as xistosidades S2 e S3 estejam paralelizadas nesta lâmina. Composta cerca de 50% por quartzo, cerca de 50% dela é composta por micas, a muscovita e biotita. Há granada também que ocorre de forma estirada (por conta do corte da lâmina) em baixa proporção. Há cristais de mica que estão bem desenvolvidos, cortando as xistosidades.Mineral % DescriçãoMuscovita 25 Ocorre como lamelas orientadas de acordo com a xistosidade
penetrativa S2 e à xistosidade S3. Alguns indivíduos são muito bem desenvolvidos, euédricos e rompem as xistosidades, mas há cristais anédricos também.
Biotita 25 Ocorre como lamelas orientadas dentro de camadas junto com a muscovita, paralela às xistosidades S2. Tem coloração castanho-avermelhada. Alguns poucos cristais são euédricos – retangulares – e cortam a foliação. Alguns cristais que cortam a foliação são anédricos.
Quartzo 49 De hábito anédrico, variam de alongados a granulares arredondados. Poucos cristais apresentam extinção ondulante e alguns em menor proporção apresentam subgrãos. São encontrados agrupados em camadas intercaladas com camadas de filossilicatos ou em meio aos filossilicatos. É comum haver óxidos recobrindo as bordas dos cristais.
Opacos traços Cristais anédricos, alongados no mesmo sentido que a foliação. Alguns poucos cristais são euédricos retangulares.
Textura: LepidoblásticaEstrutura: As estruturas dominantes são a xistosidade S2 e, subordinadamente S3. A xistosidade S2 é formada pela orientação preferencial de grãos de quartzo, muscovita e biotita; S3 apenas de quartzo e muscovita. São observadas dobras de diferentes geometrias afetando S2, variando de abertas a fechadas, dobras kink, dobras em cúspide, dobras com o eixo rompido – dobra de S2 com eixo rompido formando S3. É conveniente destacar que o corte desta lâmina é perpendicular ao corte da lâmina 79a-VIII-2009, então nesta lâmina as xistosidades S2 e S3 estão paralelizadas, já que S3 se forma no plano axial da dobra de S2.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: PelitoClassificação do(s) metamorfismo(s): Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo de Contato – Fácies Hornblenda Hornfels
Mineral ↓Evento → D2 – Cisalhamento de baixo a
médio ânguloD3 – Cisalhamento
Transcorrente Dúctil-Rúptil
Intrusão da Suíte Magmática Valsungana
Muscovita ------------ ------------ ---- - ? –- - -Biotita ------------ ------------ ---- - -Quartzo ------------ ------------ ---- - -OpacosEstágio de deformação Pré Sin Pós Sin Pós Sin PósSuperfície formada S2 – Xistosidade Penetrativa S3 – Xistosidade
IncipienteNão forma superfície
Metamorfismo associado
M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona
da Biotita
M3 – Metamorfismo Dinâmico – Fácies ?
M4 – Metamorfismo de Contato –
Fácies ?
Foto(s):
Foto mostrando camada de biotita e muscovita na porção inferior e camada composta preferencialmente por quartzo na porção superior da foto. (Há buracos na lâmina.)Conclusões: A xistosidade S2, formada no metamorfismo regional é posteriormente redobrada as vezes chegando a transpor e formando assim uma xistosidade incipiente S3. Ainda, a rocha teve influencia do metamorfismo de contato, que desenvolveu uma fração pequena dos filossilicatos, que, então, cresceram independente das foliações. Normalmente, os cristais de quartzo nos xistos apresentam, na sua maior parte os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. Nesta amostra, no entanto, grande porcentagem dos cristais de quartzo não apresentam efeitos de extinção ondulante e subgrãos, o que provavelmente é resultado do metamorfismo de contato: a recristalização estática desses minerais, ou seja, recristalização sem pressão dirigida, fez com que os cristais de quartzo perdessem os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. O metamorfismo de contato que atuou nesta rocha não começou a gerar novos minerais e não chegou a apagar as estruturas do xisto. O metamorfismo regional chegou à Fácies Xisto Verde Zona da Biotita e o metamorfismo de contato não pode ser classificado nesta amostra.Rocha: granada-biotita-muscovita-quartzo xisto
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 91-VIII-2009 Data: 30 de Setembro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cores cinza escura e branca, de alteração intempérica apenas superficial que dá um tom amarelado a ela. A amostra tem geometria planar e os minerais que a compõe tem granulação muito fina. Pode ser composta por quartzo ou ser um pseudotaquilito. Há cristais de pirita.Descrição Microscópica: A rocha é composta predominantemente por quartzo, com baixa proporção de minerais opacos. Os grãos de quartzo possuem tamanho variado, e o contato entre os grãos variam de poligonais a interdigitados ou serrilhados. A rocha está fraturada, sendo algumas das fraturas abertas e preenchidas por quartzo e outras por minerais opacos. Há mais de uma geração de fraturas, já que algumas fraturas deslocam fraturas antigas. Os minerais opacos se dividem em primários e secundários, ou seja, alguns foram formados junto com a intrusão do veio de quartzo, outros são óxidos de ferro de alteração intempérica.Mineral % DescriçãoQuartzo 90 Possui hábito euédrico a anédrico. Alguns cristais possuem
extinção ondulante e também subgrãos. Os cristais euédricos possuem formato retangular, hexagonal ou rômbico. Os contatos entre os grãos variam de retilíneos a interdigitados.
Opacos 10 Em geral anédricos. Ocorrem predominantemente de modo intersticial aos cristais de quartzo, e preenchendo fraturas. Alguns cristais são euédricos com formato quadrado ou triangular. Os minerais opacos de algumas faturas possuem uma cor avermelhada a castanha, indicando ser um mineral de ferro oxidado.
Textura: Varia de serrilhada a poligonalEstrutura: Maciça
INTERPRETAÇÃO
Mineral ↓
Fase de Cristalização
→
Hidrotermal
Quartzo -----------------Opacos -----------------
Foto(s):
Foto mostrando cristal euédrico de quartzo e textura poligonal.Caracterização da Série Magmática: Não se aplica.Conclusões: A suspeita inicial da etapa de campo, de que a rocha seria um pseudotaquilito, não se sustenta.Rocha: veio de quartzo
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 114-VIII-2009 Data: 01 de Outubro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha cinza prateada, composta de muscovita, grafita e quartzo com baixo nível de alteração intempérica, que “suja” a rocha com óxidos castanhos, denunciando a presença de minerais com ferro. A rocha tem uma estruturação complexa, mostrando a xistosidade S2 como a mais penetrativa e bastante crenulada. Essa crenulação às vezes rompe S2 gerando uma clivagem de crenulação e em alguns pontos a muscovita está reorientada e forma uma xistosidade incipiente S3. Mais raramente, S3 está interrompida por clivagens de crenulação, denominada S4, sem desenvolvimento de minerais.Descrição Microscópica: Rocha xistosa composta quase que totalmente por muscovita, sem quartzo. Há minerais opacos. Possui complexa estruturação, que será descrita adiante.Mineral % DescriçãoMuscovita 90 As lamelas de muscovita ocorrem orientadas, formando uma
xistosidade muito bem definida, chamada de S2. A xistosidade penetrativa está bastante crenulada e possui clivagens de crenulação que em alguns setores são rompidas e formam uma xistosidade fraca caracterizada pela reorientação da muscovita previamente formada. Ambas as xistosidades foram cortadas por clivagens de crenulação preenchidas por óxidos. As dobras de S2 têm geometrias abertas e em kink. Há algumas seções da lâmina com cristais de muscovitas maiores que os da matriz, bem desenvolvidos, sem orientação preferencial e completamente fraturados.
Opacos 10 Os minerais opacos aparecem tanto concordantes com a foliação, inclusive dobradas junto com ela, como cortando a foliação. Os primeiros sempre são anédricos, já os segundos podem ser anédricos ou subédricos. Alguns minerais opacos se localizam nas cristas das dobras, nas clivagens de crenulação (S4). Baseado em dados de campo alguns cristais são de grafita.
Textura: LepidoblásticaEstrutura: Xistosidade S2 é definida pela orientação de muscovitas. A xistosidade S2 está dobrada chegando raramente a formar uma outra xistosidade – mais fraca – com outra orientação denominada S3. A xistosidade S3 está interrompida por clivagens de crenulação denominadas S4, em intervalos regulares, ou seja, não chega a formar uma outra foliação. A S2 é muito bem definida e é a mais penetrativa; a S3 e a S4 estão pouco desenvolvidas, são menos penetrativas.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: PelitoClassificação do(s) metamorfismo(s): A ausência de minerais-índices dificultam o estabelecimento do grau metamórfico a que chegou a rocha, mas provavelmente o Metamorfismo Regional permaneceu na fácies Fácies Xisto Verde. O Metamorfismo Termal que desenvolveu uma baixa proporção dos cristais de muscovita manteve-se em baixo grau metamórfico, já que não desenvolveu nova paragênese, então provavelmente mantem-se na Fácies Albita Epidoto Hornfels.
Mineral ↓Evento
→ D2 – Cisalhamento de baixo a médio ângulo
D3 – Cisalhamento Transcorrente Dúctil-Rúptil
D4 – Associado a Cisalhamento Transcorrente Rúptil-Dúctil
Intrusão da Suíte Magmática
Valsungana
Muscovita ---------- ---------- ----- - ? ----------Opacos ---------- ---------- ----- - ?Estágio de deformação
Pré Sin Pós Sin Pós Sin Pós Sin Pós
Superfície formada
S2 - Xistosidade Penetrativa
S3 - Xistosidade Incipiente
S4 - Clivagem de crenulação
Não forma superfície
Metamorfismo associado
M2 – Metamorfismo Regional –
Provavelmente Fácies Xisto Verde -
M3 – Provavelmente
Fácies Xisto Verde -
Não houve metamorfismo
M4 – Fácies Albita Epidoto
Hornfels
Conclusões: A rocha possui pouca variedade mineralógica, impedindo a determinação precisa do grau metamórfico pela paragênese mineral. Foi feita a estimativa dos graus metamórficos pelas descrições das demais rochas da área. Do ponto de vista estrutural a rocha é rica e nela são são reconhecidas 3 superfícies: S2 – Xistosidade penetrativa; S3 – Xistosidade Incipiente; e S4 – Clivagem de crenulação. Além disso há uma pequena contribuição termal que causou o aumento da granulação da muscovita em alguns poucos setores da lâmina, no entanto não foi possível localizar o evento termal em relação a S3 e S4. Os óxidos que sujam a rocha provavelmente provêm dos minerais opacos presentes nela.Rocha: quartzo-muscovita xisto
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 115-VIII-2009 Data: 4 de Outubro de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha composta predominantemente por quartzo e biotita. Esses dois minerais estão organizados em bandamento composicional dobrado em camadas cinzas e pretas. A biotita apresenta cristais bem desenvolvidos entre 1 e 2 mm de comprimento; os maiores cristais encontram-se em contato com veios de quartzo.Descrição Microscópica: Rocha bandada, com bandas onde se concentram biotita intercaladas a bandas onde se concentram quartzo e demais minerais. No entanto predominam porções maciças na rocha. É composta de quartzo, biotita, andaluzita, silimanita, fibrolita, cordierita, opacos e zircão de granulação fina a média. Muitos cristais são poiquilíticos, ricos em inclusão.Mineral % DescriçãoQuartzo 50 Cristais subédricos. Com limites de cristais retos, as vezes
formando junções tríplices, outras texturas de migração de limites de grãos. Não apresentam extinção ondulante ou subgrãos. Os cristais no máximo tem 0,15 mm de diâmetro. Os cristais são límpidos porem apresentam inclusões fluidas, opacos, e de biotita.
Biotita 30 Cristais euédricos a anédricos, de cor castanho avermelhada, com pleocroísmo forte. Há inclusões de opacos e zircão (com halos escuros).
Andaluzita 10 Cristais incolores ou com fraco pleocroísmo rosa no núcleo de alguns cristais indicando a presença de indivíduos de composição zonada. Possuem duas clivagens bem desenvolvidas, com 89º entre si e extinção reta; são comuns fraturas diagonais cortando as clivagens. Os cristais variam de euédricos prismáticos (com poucas inclusões) a esqueletais (rico em inclusões). Os minerais inclusos são: biotita, quartzo, silimanita e opacos. Em relação aos cristais da matriz são porfiroblastos com até 1 mm de comprimento. Alguns cristais se encontram envoltos em fibrolita.
Silimanita 5 Cristais subédricos prismáticos, com uma clivagem bem desenvolvida. Com inclusões de quartzo e biotita.
Fibrolita 1 Hábito fibroso. São encontrados em contato com cristais de biotita, quartzo e andaluzita, chegando, em alguns casos a envolver grãos desse último mineral.
Cordierita 2 Hábito granular, com uma clivagem medianamente desenvolvida e extinção reta. Pode possuir macla simples. Possui inclusões de opacos e biotita. Ocorre em contato com biotita, quartzo e
andaluzita.
Opacos 2 Ocorrem com minerais granulares arredondados e também anédricos. Ocorrem como inclusão em vários minerias: andaluzita, biotita, quartzo
Zircão traços Ocorre como inclusão nos cristais de biotita, criando halos escuros. Cristais muito pequenos.
Textura: Granoblástica.Estrutura: Bandada, com bandas de quartzo e de biotita, mas também maciça. Há resquícios de xistosidade pelo alinhamento de cristais de biotitas, mas o desenvolvimento dos cristais promovido pelo metamorfismo de contato apagou parcialmente a totalmente a antiga xistosidade, deixando uma xistosidade reliquiar.
INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Rocha encaixante do granito Valsungana, um xisto.Classificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo de contato – Fácies Piroxênio Hornfels
Mineral ↓Evento → Cisalhamento de Baixo a Médio Ângulo Intrusão da Suíte Magmática
ValsunganaQuartzo ------------------ ----- - ? ------------------Biotita ------------------ ----- - ? ------------------Andaluzita ------------------Silimanita ------------------Fibrolita ------------------Cordierita ------------------Opacos ------------------ ------------------Zircão ------------------Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin PósSuperfície formada Xistosidade S2 (reliquiar) Não forma superfície; apaga
a superfície anteriorMetamorfismo associado
M2 – Metamorfismo Regional– Provavelmente Fácies Xisto Verde – Zona
da granada
MC – Metamorfismo de Contato – Fácies Piroxênio
Hornfels
Foto(s):
Foto da lâmina 115 na luz polarizada. No centro da foto há um cristal anédrico e em posição de extinção de andaluzita.Conclusões: A assembléia de minerais foi formada durante metamorfismo de contato e o classifica como Fácies Piroxênio Hornfels.Rocha: cordierita-silimanita-andaluzita-biotita-quartzo hornfels
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃOUNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁSETOR DE CIÊNCIAS DA TERRADepartamento de Geologia
Nº da Amostra: 121-VIII-2009 Data: 31 de Maio de 2010
DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha cinza esverdeada escura, de granulação média, composta por cristais de plagioclásio (50%) euédricos ripiformes de 4 mm de comprimento, brancos e cristais de piroxênio (50%) que raramente chegam a 2 mm de cor verde escura, anédricos. Há porções oxidadas na rocha, mas a rocha é pouco interperizada. Em afloramento foram encontrados megacristais de plagioclásio que chegam a 5 cm de comprimento.Descrição Microscópica: Rocha predominantemente maciça, composta predominantemente por plagioclásio e augita e subordinadamente por biotita, clorita e fengita. Há magnetita entre os minerais opacos e há apatita como mineral acessório. Os cristais de plagioclásio são euédricos, exibem geminação simples e polissintética, com muitas fraturas preenchidas por clorita e os cristais de augita são incolores a verde pálido, anédricos, raramente exibem clivagem e também estão fraturados. São encontradas amígdalas preenchidas por zeólitas e clorita e carbonatos no seu centro.Mineral % DescriçãoPlagioclásio (andesina-labradorita)
55 Cristais subédricos, tabulares, com pouca inclusão (piroxênio), bastante fraturados e as fraturas são preenchidas por clorita. Há pouca saussuritização no centro de alguns cristais, e alguns raros indivíduos apresentam zonamento. Os cristais tendem a se agregar em massas compactas em alguns pontos sem espaço para outros minerais nos interstícios. Identificado como Andesina-Labradorita pelo método Michel-Levy.
Augita 20 Cristais incolores a verde pálidos, alguns com 0,2 mm de comprimento e a maioria milimétricos, de relevo médio a alto, anédricos e com clivagem pouco desenvolvida em alguns cristais. Alguns raros cristais apresentam macla simples. Apresentam alteração profunda sentido borda para o centro dos cristais para uma massa de cristais verdes. Alguns cristais possuem cristais de clorita ou biotita cloritizada no seu interior. São raros os cristais que exibem hábito tabular. A maioria dos cristais exibe inclusões de minerais opacos, de seção quadrangular.
Biotita 4 Resquícios de biotita são encontradas nos cristais de clorita, mas não há indivíduos inteiros compostos apenas de biotita. São lamelas ou porções castanhas dentro da clorita – principalmente os cristais de clorita encontrados em contato direto ou no interior de cristais de augita –, de pleocroísmo forte chegando a cor castanha.
Clorita 8 Cristais anédricos verdes, de birrefringência baixa (0,01), biaxial positivo, preenchendo os interstícios dos cristais de plagioclásio.
Alguns possuem lamelas de biotita ou porções castanhas no cristal. Ocorrem também no interior de cristais de augita, com hábito lamelar e clivagem bem desenvolvida. Ocorrem também preenchendo vesículas, como a zeólita.
Fengita 3 Cristais com birrefringência baixa, em tons amarelados, anédricos, baixo relevo e em contato ou no interior de cristais de clorita e biotita cloritizada.
Opacos 10 Cristais submilimétricos a milimétricos, subédricos, de seção basal predominantemente quadrada a retangular (60% do indivíduos) sempre em contato com algum cristal de piroxênio em uma das faces. Alguns desses cristais foram identificados como magnetita.
Zeólita traço Cristais finos e fibrorradiados restritos às amígdalas da rocha. Essas amígdalas têm diâmetro de até 3 mm, tem formato circular e as fibras estão orientadas aleatoriamente.
Carbonato traço Cristais euédricos a subédricos. Prismáticos alongados, sem inclusões, com geminação bem desenvolvida. Sempre ao centro das vesículas envolvidos por fibras de zeólita ou por clorita.
Apatita traço Cristais muito pequenos, incolores, anédricos, límpidos. Intersticiais aos minerais da rocha.
Textura: Intergranular. Localizadamente ocorre textura mesocumulática e também porfirítica.Estrutura: Predominantemente maciça e secundariamente amigdaloidal.
INTERPRETAÇÃO
Mineral ↓Fase de
Cristalização→
Acessórios Fenocristais Matriz Vesículas Alterações
Plagioclásio (Andesina-Labradorita)
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Augita ------------------Biotita ------------------Clorita ------------------ ------------------Fengita ------------------Opacos ------------------Zeólita ------------------Carbonato ------------------Apatita ------------------
Foto(s):
Foto mostrando cristais de plagioclásio e augita.Caracterização da Série Magmática: Não se aplicaConclusões: A rocha que compõe este dique é um gabro, totalmente cristalizado, isto é, sem material vítreo ou afanítico. Há uma importante fase de alteração hidrotermal que alterou o piroxênio, gerou biotita, clorita e fengita e preencheu amígdalas. Os cristais tabulares de plagioclásio estão frequentemente fraturados pela competição pelo espaço dos demais minerais.Rocha: gabro
ANEXOS.
