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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
RAFAEL RIBEIRO DALTRO
PETROLOGIA DOS LEPTINITOS E LEUCOGRANITOS NO CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE PINTADAS -
BAHIA
Salvador 2013
RAFAEL RIBEIRO DALTRO
PETROLOGIA DOS LEPTINITOS E LEUCOGRANITOS NO CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE PINTADAS -
BAHIA
Salvador 2013
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Dr. CARLSON DE MATOS MAIA LEITE
TERMO DE APROVAÇÃO
RAFAEL RIBEIRO DALTRO
PETROLOGIA DOS LEPTINITOS E LEUCOGRANITOS NO CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE PINTADAS -
BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
_______________________________________________________________ 1º Examinador – Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite Doutorado na Universidade Federal da Bahia Instituto de Geociências, UFBA / Petrobras _______________________________________________________________ 2º Examinador – Profa. Msc. Jailma Santos de Souza Mestrado na Universidade Federal da Bahia Instituto de Geociências, UFBA _______________________________________________________________ 3º Examinador – Dra. Adriana Almeida de Peixoto Doutorado na Universidade Federal da Bahia Instituto de Geociências, UFBA
Salvador 2013
Dedico a meus Pais, Ana Cristina e Luiz Daltro,
pelo apoio incondicional e pela paciência. O retorno de tudo isso começa agora.
Agradecimentos
Gostaria de expressar os meus sinceros e profundos agradecimentos a Deus e
Meishu-Sama, por terem me concedido permissão para iniciar e concluir este ciclo.
Aos meus pais, José Luiz Teixeira Daltro e Ana Cristina Leal Ribeiro, por terem
me apoiado na Geologia desde o início, assim como em todas as minhas decisões,
sempre acreditando que eu serei bom no que quer que eu faça. Espero agora começar
a dar um retorno à altura do que me foi confiado. Amo vocês!
A meu irmão Rodolfo, por acreditar que eu sou a melhor pessoa do mundo para
explicar “geologuês” e a minha cunhada Marcela Grill pelas risadas e resenhas.
A Brutus, meu irmão canino, que dia após dia, sem exceções, me recebe em
casa com a mesma felicidade e alegria.
Aos professores do Instituto de Geociências, por terem compartilhado seus anos
de conhecimentos geológicos e ensinamentos, em especial nos nomes de Osmário,
Vilton, Eron, André Netto, Ângela, Flávio, Telésforo, Haroldo Sá e Simone.
Ao meu orientador Carlson Leite, por me confiar uma parte de seu estudo de
longas datas e ter me aceitado como seu orientando. Agradeço também a Jailma Souza,
por ter me ajudado de forma crucial para a conclusão de meu trabalho. Sou
extremamente grato a vocês.
A CPRM, na pessoa de Paulo Villar, ao Museu Geólogico da Bahia e aos
amigos/colegas da SigmaGeo e 5A, pelas oportunidades, confiança, amizades e toda
troca de conhecimentos geológicos e de vida.
Aos amigos geológicos, os quais compartilhei desde momentos de desespero e
noites perdidas até boas cervejas, fossem elas quentes ou geladas: Acácio, AJ, Bianca,
Bruno Schindler, Carlos, Chapa, Edmar, Elô, Emo, Gabriel, Gi, Gleide, Goiaba, Gonti,
Ítala, Jofre, Leide, Lucas Excelente, Mário, Moitinho, Muriel, MV, Nati, Nilsinho, Pri,
Smeagol, Substância, Verena e Vitinho. Agradeço em especial àqueles que contribuíram
de forma direta para essa monografia: MV, Goiaba, Substância, Vitor e Edmar.
Aos amigos não geológicos do Bom Pastor e do Sartre, em especial Dimas e
Pan, que sempre me incentivaram a ganhar o mundo: aí vou eu!!
À D. Elivanne, que exerceu um papel essencial para que eu chegasse até aqui,
mesmo que ela nem imagine o tamanho dessa importância.
E por fim, àqueles que passaram mas não permaneceram. Sem dúvidas
deixaram aprendizados e conhecimentos, assim como levaram um pouco consigo.
Obrigado, infinitamente.
Resumo O Cinturão Orogênico Salvador-Curaçá, gerado durante a colisão paleoproterozoica
dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha, abriga uma gama
de litotipos, dentre os quais estão os leptinitos e os leucogranitos oriundos do
processo de anatexia crustal gerado durante o evento orogênico, que afloram na
porção centro-norte do estado da Bahia, próximo ao município de Pintadas. Ambos
os litotipos encontram-se reequilibrados e/ou gerados em condições de médio e alto
grau de metamorfismo, permitindo o estudo da evolução crustal.
Através da interpretação de dados petográficos e litogeoquímicos, foi possível
realizar a caracterização petrográfica dos litotipos estudados, identificando
mineralogia, texturas e microestruturas, assim como sugerir a sequência de
cristalização dos minerais constituintes dessas rochas, e os mecanismos e
processos que ocorreram durante este evento.
Palavras chave: Cinturão Salvador-Curaçá, leptinitos, leucogranitos.
Abstract The Salvador-Curaçá Belt, generated during the Paleoproterozoic collision, in the
context of the collision between Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá and
Serrinha Block, has a lot of lithotypes, including leptynitic and leucogranites,
generated in crustal anatexis process occurred during the orogenic event. These
lithotypes outcrops at middle-north of Bahia State, near to Pintadas city. Both
lithotypes are stabilized and/or generated in medium to high metamorphism grade
conditions, which permit the crustal evolution study.
Through the analysis of the petrographic and geochemistry data, was possible to
realize the petrographic characterization of the lithotypes studied, identifying the
mineralogy, textures and microstructures, besides to suggest the crystallization
sequence of the minerals which assemble these lithotypes, and the mechanism and
processes that occurred during this event.
Keywords: Salvador-Curaçá Belt, leptynitic, leucogranites
Sumário
1.0 INTRODUÇÃO .................................................................................................... 16
1.1 ASPECTOS GERAIS ....................................................................................... 16
1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS ...................................................................... 18
1.2.1 Justificativa ................................................................................................ 18
1.2.2 Objetivo geral ............................................................................................ 19
1.2.3 Objetivo específico .................................................................................... 19
1.3 MATERIAIS E MÉTODOS ............................................................................... 19
1.3.1 Pesquisa bibliográfica ............................................................................... 19
1.3.2 Descrição petrográfica .............................................................................. 20
1.3.3 Interpretação dos dados geoquímicos ...................................................... 20
1.3.4 Trabalho Final de Graduação (TFG) ......................................................... 20
2.0 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ........................................................................... 21
3.0 GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................................... 26
3.1 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO ................................................................. 26
3.2 O CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ .............................................................. 28
3.2.1 Suíte São José do Jacuípe ....................................................................... 30
3.2.2 Complexo Caraíba .................................................................................... 31
3.2.3 Complexo Ipirá .......................................................................................... 32
3.2.4 Granitóides e diques ................................................................................. 33
3.2.5 Geologia estrutural e evolução deformacional .......................................... 34
4.0 PETROGRAFIA ................................................................................................... 35
4.1 Leptinitos ......................................................................................................... 38
4.2 Leucogranitos .................................................................................................. 47
5.0 LITOGEOQUÍMICA ............................................................................................. 56
6.0 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ....................................................................... 60
7.0 Referências ......................................................................................................... 64
Anexos ...................................................................................................................... 70
Índice de fotos
Foto 1 - Lâminas “CL-118e” e “CL-135b”, correspondentes aos leptinitos. .............. 35
Foto 2 - Lâminas “CL-132-A” e “CL-125”, correspondentes aos leucogranitos. ........ 35
Fotomicrografia 1 – Visão geral dos grãos de plagioclásio, segundo contatos
predominantemente curvos a interlobados. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x......... 40
Fotomicrografia 2 – Grãos de plagioclásio com geminação ainda visível, alterado
parcialmente nas bordas e com inclusões de monazita e biotita. Amostra CL-135,
objetiva de 5,0x. ........................................................................................................ 40
Fotomicrografia 3 – Grãos de Plagioclásio fortemente alterados para sericita.
Detalhe para a formação de mirmequita em um grão bastante alterado por
sericitização. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ....................................................... 41
Fotomicrografia 4 – Detalhe para a formação de mirmequita (exsolução de quartzo)
em grão de plagioclásio completamente sericitizado. Amostra CL-135, objetiva de
5,0x. .......................................................................................................................... 41
Fotomicrografia 5 – Grão de quartzo com extinção ondulante e inclusões de biotita
e quartzo. Amostra CL-118, objetiva de 2,5x. ........................................................... 41
Fotomicrografia 6 – Simplectito de quartzo + biotita. Amostra CL-118, objetiva de
2,5x. .......................................................................................................................... 41
Fotomicrografia 7 – Mesopertita associada a grão de plagioclásio com mirmequita e
inclusão parcial de grão de quartzo. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ................... 42
Fotomicrografia 8 – Grão de mesopertita associado a grão de zircão. Amostra CL-
118, objetiva de 5,0x. ................................................................................................ 42
Fotomicrografia 9 – Grão de pertita com inclusão de grão de quartzo e contatos
interlobados. Amostra CL-118, objetiva de 5,0x. ....................................................... 43
Fotomicrografia 10 – Grãos de biotita cloritizados e não cloritizados, com
pleocroísmo característico. Nota-se também a presença de biotita em forma de
inclusão nos grãos de granada, plagioclásio e quartzo. Amostra CL-135, objetiva de
2,5x. .......................................................................................................................... 44
Fotomicrografia 11 – Biotita com inclusão de zircão e contatos retos e serrilhados
com os grãos de feldspato pertítico. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ................... 44
Fotomicrografia 12 – Grão de granada com associação da biotita. Amostra CL-118,
objetiva de 2,5x. ........................................................................................................ 45
Fotomicrografia 13 – Granada em luz plana, evidenciando a relação da biotita com
a granada. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. .......................................................... 45
Fotomicrografia 14 – Grão de granada com inclusões de biotita, quartzo e opacos.
Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ............................................................................ 45
Fotomicrografia 15 – Granada em nicóis cruzados, evidenciando inclusões de
grãos de quartzo, monazita, além da presença de biotita cloritizadas (seta verde).
Amostra CL-118, objetiva de 2,5x. ............................................................................ 45
Fotomicrografia 16 – Minerais opacos associados a biotita e a granada. Amostra
CL-118, objetiva de 10x. ........................................................................................... 46
Fotomicrografia 17 – Grão de zircão em forma de inclusão na biotita titanífera.
Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ............................................................................ 46
Fotomicrografia 18 – Grão de monazita em forma de inclusão no plagioclásio, que
se encontra parcialmente alterado pelo processo de sericitização. Amostra CL-135,
objetiva de 20x. ......................................................................................................... 47
Fotomicrografia 19 – Grão de plagioclásio, parcialmente sericitizado, com inclusões
de quartzo, biotita e zircão. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ................................ 49
Fotomicrografia 20 – Grão de plagioclásio com exsolução de quarto (mirmequita)
em contato interlobado com grãos de pertita. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. .... 49
Fotomicrografia 21 – Grão de quartzo com extinção ondulante moderada e
inclusões de biotita e grãos menores do próprio mineral. Amostra CL-132, objetiva
de 2,5x. ..................................................................................................................... 50
Fotomicrografia 22 – Porfiroblasto de quartzo, com dimensões maiores que 4 mm e
extinção ondulante moderada. Amostra CL-125, objetiva de 2,5x. ........................... 50
Fotomicrografia 23 – Grãos de mesopertita em contato interlobado com grãos de
plagioclásio que contém exsolução de quartzo (mirmequita). Amostra CL-132,
objetiva de 5,0x. ........................................................................................................ 50
Fotomicrografia 24 – Grãos de pertita associados aos de plagioclásio com
presença de mirmequita. Amostra CL-132, objetiva de 5,0x. .................................... 51
Fotomicrografia 25 – Grãos de biotita associados a granada. Na imagem, em LP, é
possível observar duas fases de biotita, biotita rica em titânio (Bt1) e a pobre em
titânio (Bt2). Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ......................................................... 52
Fotomicrografia 26 – Biotita rica em titânio em contato com grão de mesopertita e
inclusões de zircão, deixando o contorno mais escurecido devido ao decaimento
radioativo desse mineral. Amostra CL-125, objetiva de 2,5x em LP. ........................ 52
Fotomicrografia 27 – Grão de granada com inclusões de quartzo e inclusões de
biotita. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ................................................................. 52
Fotomicrografia 28 – Grãos de granada associados a biotita e agulhas de rutilo.
Amostra CL-125, objetiva de 2,5x. ............................................................................ 52
Fotomicrografia 29 – Grão de microclina mostrando contato interlobado entre os
grãos minerais e inclusão de mirmequita e quartzo. Amostra CL-125, objetiva de
2,5x. .......................................................................................................................... 53
Fotomicrografia 30 – Grão de zircão mostrando zoneamento metamórfico, em
forma de inclusão nos grãos de quartzo e plagioclásio. Amostra CL-125, objetiva de
20x. ........................................................................................................................... 54
Fotomicrografia 31 - Minerais opacos associados ao plagioclásio sericitizado.
Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ............................................................................ 54
Fotomicrografia 32 - Monazita em forma de inclusão em grão de plagioclásio.
Amostra CL-132, objetiva de 20x. ............................................................................. 55
Índice de figuras
Figura 1 - Mapa de localização do Município de Pintadas estado da Bahia. Fonte:
IBGE, 2013, SEI 2013 ............................................................................................... 16
Figura 2 - Mapa de acesso ao município de Pintadas, tomando como ponto de
partida a cidade de Salvador (A) até o Município de Pintadas (B). Fonte:
GoogleMaps, 2013 .................................................................................................... 17
Figura 3 - Mapa geológico regional, evidenciando os leucogranitos associados ao
Complexo Ipirá, onde estão também localizados os leptinitos. Adaptado de Leite
(2002). ....................................................................................................................... 18
Figura 4 - Colisão paleoproterozoica entre os blocos Serrinha, Gavião e Jequié e
formação do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Fonte: Barbosa et al. (2003) ........ 26
Figura 5 - Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais
do Cráton do São Francisco. 1. Embasamento Arqueano/Paleoproterozoico com
sequências greenstonebelts e o Grupo Jacobina (em preto); 2. Coberturas
Mesoproterozóicas do Supergrupo Espinhaço 3. Coberturas Neoproterozoicas do
Supergrupo São Francisco; 4. Coberturas Fanerozoicas; 5. Limites do Cráton
(Ussami, 1993); 6. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BG. Bloco Gavião. BJ.
Bloco Jequié; BS. Bloco Serrinha; OISC. Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Adaptado de Babosa et al. (2003) ............................................................................. 27
Figura 6 - Estágio final da orogênese geradora do Cinturão Salvador-Curaçá, com a
colocação de sienitos e granitos. Fonte: Barbosa et al. (2003). ................................ 29
Figura 7 - Mapa geológico regional contendo os principais domínios tectônicos do
Estado da Bahia. 1 - Granitos Paleoproterozóicos. 2 - Sequências
Metassedimentares; 3 - Greenstone Belts; 4 - Cinturão Granulítico
Paleoproterozóico; 5 - Bloco granulítico arqueano (Jequié); 6 - Bloco Arqueano
gnaissico-migmatitico (Gavião e Serrinha). Adaptado de Leite, (2009). .................... 30
Figura 8 - Diagrama QAP (STRECKEISEN, 1976) modal para as quatro amostras
estudadas. ................................................................................................................. 36
Figura 9 - Mapa geológico regional, deixando em evidência os domínios do
Complexo Ipirá, onde ocorrem os leptinitos. Fonte: Adaptado e modificado de Leite
(2002) ........................................................................................................................ 39
Figura 10 - Mapa geológico regional, evidenciando os três corpos de leucogranitos:
Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II. Fonte Adaptado e modificado de Leite (2002) .............. 48
Figura 11 – Diagrama A/CNK (Al2O3 / CaO+Na2O+K2O) – A/NK (Al2O3 / Na2O+K2O),
em unidades molares, de Shand (1943) para classificação das rochas de acordo
com o índice de alumina das amostras. .................................................................... 56
Figura 12 – Diagrama R1:R2 Batchelor & Bowden (1985) para classificação de
ambiente tectônico. ................................................................................................... 58
Figura 13 - Spiderdiagrama ETR ao Condrito (Boynton, 1984) para classificação de
três amostras estudadas. .......................................................................................... 59
Figura 14 - Diagrama QAP utilizado para classificação dos leptinitos, adaptado de
Kálmar & Pálffy (2008). ............................................................................................. 62
Figura 15 - Spiderdiagrama para os leptinitos (L1) e leucogranitos (L2) de Manali, de
Braun et al. (1996). .................................................................................................... 63
Índice de tabelas
Tabela 1 - Nomenclatura das lâminas estudadas, os litotipos correspondentes e
suas respectivas coordenadas. ................................................................................. 35
Tabela 2 – Moda das quatro lâminas estudadas († Leptinitos; ×Leucogranitos) ...... 37
Tabela 3 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de
mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra
CL-118. ..................................................................................................................... 37
Tabela 4 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de
mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra
CL-135. ..................................................................................................................... 37
Tabela 5 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de
mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra
CL-132. ..................................................................................................................... 38
Tabela 6 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de
mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra
CL-125. ..................................................................................................................... 38
Tabela 7 - Análises químicas para os elementos maiores e traços das quatro
amostras estudadas. ................................................................................................. 57
Tabela 8 – Resultado das análises químicas para ETR das amostras CL-118, CL
125 e CL-132 ............................................................................................................. 57
Lista de abreviaturas e siglas
Minerais
Bt Biotita
Bt1 Biotita fase 1
Bt2 Biotita fase 2
Bt3 Biotita fase 3
Cl Clorita
Fs Feldspato
Grt Granada
Il Ilmenita
Kfs K-feldspato
Mir Mirmequita
Mc Microclina
Mp Mesopertita
Mon Monazita
Op Opacos
Pt Feldspato pertítico
Pl Plagioclásio
Qtz Quartzo
Rt Rutilo
Ser Sericita
Sill Sillimanita
Zrn Zircão
Outras abreviações
CSC Cinturão Salvador-Curaçá
ETR Elementos Terras Raras
16
1.0 INTRODUÇÃO
1.1 ASPECTOS GERAIS A área na qual encontram-se os leptinitos e os leucogranitos, objetos de
estudo desse trabalho, está inserida no município de Pintadas. O município está
localizado na porção centro-norte do estado da Bahia (Figura 1).
Figura 1 - Mapa de localização do Município de Pintadas estado da Bahia.
Fonte: IBGE, 2013, SEI 2013
17
Distando da capital baiana, Salvador, cerca de 250 km, o acesso até a área
de estudo é feito, a partir da capital, pela BR-324 até a cidade de Feira de Santana,
de onde deve-se seguir pela BR-116 e novamente retomar a BR-324, até cidade de
Riachão do Jacuípe, de onde toma-se a estrada sentido Pé de Serra, para chegar ao
Município de Pintadas (Figura 2).
Figura 2 - Mapa de acesso ao município de Pintadas, tomando como ponto de partida a cidade de
Salvador (A) até o Município de Pintadas (B). Fonte: GoogleMaps, 2013
Geologicamente, a área de estudo está inserida no Cinturão Orogênico
Salvador-Curaçá, que corresponde a um cinturão de cisalhamento dúctil, gerado no
contexto da colisão dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha,
durante o Paleoproterozoico (Barbosa & Sabaté, 2002). O Cinturão Salvador-Curaçá
é dividido em três grandes domínios litológicos principais, definidos por Melo (1991)
como: Suíte São José do Jacuípe, Complexo Caraíba e Complexo Ipirá. Nesse
contexto, os leptinitos, que correspondem aos migmatitos bandados granadíferos,
encontram-se associados ao Complexo Ipirá, assim como os leucogranitos que são
representados por três corpos maciços denominados de Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II
(Figura 3).
18
Figura 3 - Mapa geológico regional, evidenciando os leucogranitos associados ao Complexo Ipirá,
onde estão também localizados os leptinitos. Adaptado de Leite (2002).
1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS
1.2.1 Justificativa
Um bom número de trabalhos científicos já foi publicado acerca do Cinturão
Orogênico Salvador-Curaçá, assim como alguns deles contemplam pontos de
interesse mais específicos, como o estudo pontual de litotipos, evolução
geotectônica, etc. Dentre esses litotipos, encontram-se os leucogranitos e os
leptinitos portadores de assembleias mineralógicas cujos significados são indicativos
dos mecanismos e processos de anatexia crustal que ocorreram durante a orogenia
paleoproterozoica, que resultou na formação do Orógeno Salvador-Curaçá.
Leite (2002) realizou sua tese de doutoramento em área que abrangeu os
litotipos alvo de estudo desse trabalho.
19
1.2.2 Objetivo geral
O objetivo desse trabalho visa, a partir de análises petrográficas e
geoquímicas dos leptinitos e dos leucogranitos, sugerir os mecanismos e processos
de anatexia crustal que ocorreram durante o evento paleoproterozoico, já que ambos
litotipos apresentam minerais como a granada, biotita, mesopertita e plagioclásio
indicativos destes mecanismos e processos.
1.2.3 Objetivo específico
1) Realizar a caracterização petrográfica dos litotipos estudados, identificando
mineralogia, texturas e microestruturas;
2) Interpretar e caracterizar os dados litogeoquímicos juntamente com
diagramas de classificação de rochas, com o intuito de definir a natureza do
protólito dos litotipos alvo desse trabalho;
3) Sugerir a sequência de cristalização dos minerais constituintes destas rochas
a partir da interpretação das microestruturas.
4) Sugerir os mecanismos e processos que ocorreram durante a formação
destas rochas.
1.3 MATERIAIS E MÉTODOS
Para o desenvolvimento desse trabalho, algumas etapas foram desenvolvidas
de forma sistemática: pesquisa bibliográfica, análise petrográfica, interpretação dos
dados geoquímicos e de petrografia e a confecção deste trabalho (TFG – Trabalho
Final de Graduação).
1.3.1 Pesquisa bibliográfica
A etapa de pesquisa bibliográfica consistiu na busca, estudo e interpretação
da literatura que abrange leptinitos e leucogranitos, com a finalidade de adquirir
embasamento teórico para elaboração desse trabalho, principalmente no que diz
respeito à formação dessas rochas. Essa etapa foi realizada também durante todo o
trabalho, até a conclusão, no intuito de agregar informações aos novos dados
gerados. A pesquisa se deu em materiais como artigos, livros, teses e monografias.
20
1.3.2 Descrição petrográfica
Durante essa etapa, foi realizada a descrição de 4 lâminas delgadas (2 de
leptinitos e 2 de leucogranitos), para identificar a mineralogia e microestruturas
destas rochas. Para a realização dessa descrição, utilizou-se um microscópio
binocular Olympus BX41 do Laboratório de Petrografia do Instituto de Geociências
da Universidade Federal da Bahia. Para determinar a moda dessas 4 lâminas,
utilizou-se um microscópio ZEISS IMAGER Z2N, com um charriot acoplado, no
laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Unidade Operacional da
PETROBRAS no estado da Bahia.
Para a classificação modal das rochas, utilizou-se o diagrama QAP
(STRECKEISEN, 1976).
As lâminas utilizadas nesse trabalho foram cedidas por Leite (2002), que as
estudou anteriormente durante o processo de elaboração de sua tese de
doutoramento.
1.3.3 Interpretação dos dados geoquímicos
A etapa de interpretação dos dados geoquímicos se deu a partir da análise
dos resultados de elementos maiores, elementos traço e terras raras para as
amostras que foram observadas na análise petrográfica. Após a interpretação
preliminar desses dados, os resultados foram plotados em diagramas do tipo A/CNK
– A/NK (Shand, 1943), R1:R2 para ambiente tectônico (Batchelor & Bowden, 1985) e
ETR (Boynton, 1984). Para geração desses diagramas, utilizou-se o software
GCDKit 2.3.
Os dados das análises litogeoquímicas foram cedidos por Leite (2002),
utilizados na sua tese de doutoramento.
1.3.4 Trabalho Final de Graduação (TFG)
A partir da conclusão das etapas anteriores, os dados e interpretações foram
compilados com o objetivo de gerar o presente trabalho, que além de função
acadêmica e didática, tem como objetivo compor o Trabalho Final de Graduação do
autor.
21
2.0 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Segundo Leite (2002), os leucogranitos e leptinitos do Cinturão Salvador-
Curaçá teriam sido formados a partir de líquidos de anatexia crustal em contato com
minerais refratários, como a biotita titanífera e a granada. Ainda segundo este autor,
seus protólitos seriam ricos em componentes metassedimentares pelíticos, sendo
que os leucogranitos são produtos da segregação e coalescência de líquidos mais
evoluídos.
Essas rochas representam bons marcadores geodinâmicos de eventos
colisionais entre blocos continentais e funcionam também como balizadores dos
processos termodinâmicos que ocorreram ao longo do metamorfismo da região.
Apresentam-se reequilibradas e/ou geradas em condições de médio e alto grau de
metamorfismo, permitindo o estudo da evolução crustal durante o evento colisional,
não só a partir de suas assinaturas geoquímicas e de seus dados
isotópicos/geocronológicos, mas também a partir de suas texturas e paragêneses
mineralógicas, possibilitando identificar a cinética e a ordem dos processos
petrológicos que controlam a cristalização das fases minerais originadas durante o
evento colisional (Le Fort, 1981)
Cunney et al. (1990), em estudo dos leucogranitos do Cinturão Jacobina-
Contendas-Mirante (localizado à oeste do Cinturão Salvador-Curaçá), sugerem que
os corpos de leucogranitos alojados nesse cinturão paleoproterozoico (2.0 Ga),
apresentam similaridade mineralógica e geoquímica, além de características
mineralógicas com os leucogranitos Hercynianos e Himalaios, diferenciando-se por
apresentar um teor levemente mais magnesiano. Os autores sugerem ainda que o
magmatismo peraluminoso que gerou os leucogranitos do Cinturão Jacobina-
Contendas-Mirante é resultado de anatexia crustal gerada durante uma colisão
continental de 2.0 Ga, apresentando como protólito possíveis TTG’s arqueanos.
Rudowski (1989) defende que os corpos maciços dos leucogranitos Campo
Formoso e Carnaíba, idades de 1.9 Ga, localizados na Serra de Jacobina, formados
a partir de intrusões de granitos a duas micas, granitos com muscovita e granada e
aplipegmatitos, têm importante papel na gênese das esmeraldas de Carnaíba.
22
Leo et al. (1964) Leite (2002) frisa ainda a importância dos leucogranitos na
cristalização de poliformos de Al2SiO5 nas rochas metassedimentares da Sequência
Jacobina. Para Sabaté (1990), esses leucogranitos encontram-se alojados nas
descontinuidades tectônicas das bordas leste e oeste da Sequência Jacobina. Ainda
segundo Sabaté et al. (1990) os leucogranitos da borda leste da Serra de Jacobina
apresentam-se alongados, e uma idade de 1969±29 Ma. Para Celino (1991) esses
mesmos leucogranitos da borda leste da Serra de Jacobina têm relação com um
evento de pull apart. Rudowski (1989) definiu para os leucogranitos da borda oeste
da Serra de Jacobina, uma linhagem peraluminosa, que é resultado de cristalização
fracionada e uma mistura de três séries não co-magmáticas, de fontes diferentes.
Os leucogranitos que ocorrem no Bloco Gavião se diferenciam
mineralogicamente daqueles do Cinturão Salvador-Curaçá por apresentarem fibrolita
e muscovita. Essa característica, segundo Leite (2002), indica as condições de
metamorfismo das rochas encaixantes, sendo a fácies anfibolito para os
leucogranitos do Bloco Gavião e fácies granulito para as rochas do Cinturão
Salvador-Curaçá. Neste trabalho, os leucogranitos estudados são os que ocorrem
no Cinturão Salvador-Curaçá, mais especificamente no Complexo Ipirá, em forma de
três corpos maciços denominados de Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II.
De maneira geral, os leucogranitos do Cinturão Salvador-Curaçá são
representados por rochas maciças, leucocráticas (rochas que apresentam em sua
composição menos de 5% de minerais máficos), e são compostas basicamente de
quartzo e feldspato, além de granada e biotita. Esses maciços podem ser
homogêneos ou porfiríticos, e apresentar texturas de fluxo magmático e/ou
milonítica, que foram controlados pela direção dos esforços de tensão e pela
intensidade da deformação regional, relativos à época de colocação dos pulsos
magmáticos (Leite, 2001).
Esse corpos de leucogranito apresentam idade de cristalização/colocação
entre 2,55 e 1,88 Ga (Torquato et al. 1978; Sabaté et al. 1990; Sabaté 1993 apud
Leite 2002), e idades para Sm-Nd, 2,42 e 3,26 Ga.
Segundo Leite (2002) a presença dos leucogranitos portadores de granada no
Cinturão Salvador-Curaçá e de enclaves de silimanita + biotita, sugere a ocorrência
de anatexia crustal, acompanhada de metamorfismo de alto grau. Essa constatação
23
se dá a partir da análise da fase feldspática primária do líquído gerado pela anatexia
crustal. Nesses leucogranitos, o metamorfismo é da fácies granulito (mínimo de
800°C), indicado pela presença de ortoclásio/mesopertita. A associação da granada
e da silimanita + biotita sugere processo de fusão por desidratação envolvendo a
biotita, levando-se então a conclusão de que a granada, a silimanita e a biotita
titanífera são provenientes das fases sólidas residuais que nuclearam e cresceram
em conjunto com o líquido anatético.
Os leucogranitos comumente apresentam análises modais que, dispostas nos
diagramas Q-A+P-M e Q-A-P, apontam para rochas leucocráticas de composição
monzogranítica. Com relação ao campo das rochas graníticas de anatexia crustal
(Lameyre & Bowden 1982), essas amostras definem um grupo situado abaixo do
limite inferior desse campo. Esses três maciços apresentam, segundo descrição de
Leite (2002), geminações encurvadas nos grãos de plagioclásio e de pertita,
correspondendo à texturas de fluxo tectônico.
O leucogranito denominado de Capelinha encontra-se em contato com os
leptinitos do Complexo Ipirá e com os ortognáisses do Complexo Caraíba. Esse
corpo encontra-se no centro de uma grande estrutura antiformal, englobado pelas
duas unidades citadas anteriormente. Apresenta estruturas de foliação com padrão
de dobramentos em laço e é portador de xenólitos que contém biotita e silimanita. A
assembleia mineral desse corpo encontra-se orientada preferencialmente ao longo
dos planos de foliação NW-SE e, apesar da pouca biotita em sua composição, a
granada encontra-se sempre presente.
O maciço Ipiraí I é um corpo leucogranítico de forma arredondada, com
enclaves de rochas metassedimentares. Apresenta padrão de dobramento tipo M,
que reflete a zona de charneira de uma estrutura sinforme que abriga o granito.
Já o maciço Ipiraí II apresenta uma forma alongada, com a presença de
estruturas bandadas caracterizadas pela presença de granada ou biotita, orientadas
ao longo do fluxo magmático.
Os leucogranitos do CSC ocorrem associados aos leptinitos e apresentam
uma mineralogia semelhante aos mesmos. Sendo assim, a partir de relações de
campo, é possível determinar que os leucogranitos e os leptinitos possam ser
cogenéticos, sendo os leucogranitos gerados a partir da fusão parcial de uma fonte
24
crustal continental (peraluminosa), segregação e migração de fluidos portadores de
fases minerais peritéticas, que são biotita titanífera e granada (Leite, 2002).
Segundo Leite (2002) o termo “leptinito” foi usado pela primeira vez por
Hummel, em 1875, (apud Bates & Jackson (eds.), 1997) para descrever uma rocha
metavulcânica, quartzo-feldspática, equivalente a um riolito ou um felsito,
metamorfisada na fácies granulito.
Spry (1969) utiliza o termo leptinito para definir granulito semelhante ao que
ocorre na região da Saxônia, na Europa. Nesta região, os leptinitos apresentam
assembleia mineralógica principal de quartzo e feldspato, apresentando como
minerais acessórios ortopiroxênio, granada, silimanita, espinélio e rutilo. Esse
mesmo autor descreve os leptinitos como rochas de coloração clara e forte
bandamento, que é derivado do estiramento dos grãos mineralógicos e dos
agregados de quartzo, que podem formar estruturas do tipo rods e ribbons.
Braun et al. (1996) adota o termo leptinito para caracterizar as rochas
classificadas como gnaisses migmatíticos portadores de granada e biotita. Esse
termo foi utilizado anteriormente para caracterizar os gnaisses migmatíticos
estromáticos/bandados do Cinturão de Kerala-Kondalito, no sul da Índia.
Devido às rochas descritas por Braun et al. (1996) e Leite (2002)
apresentarem características petrográficas e estruturais semelhantes aos migmatitos
bandados granadíferos do Complexo Ipirá, utilizaremos então o termo leptinito para
designar tais rochas.
Leite (2002) descreve macroscopicamente os leptinitos como rochas que
apresentam bandas leucocráticas (mais claras) e mesocráticas (intermediárias entre
as bandas escuras e claras) com espessura que podem alcançar até 2 centímetros;
presença de granada em agregados com dimensões de até 1 centímetro; cristais
euédricos de feldspato potássico de tamanho milimétrico a centimétrico e,
localmente, a presença de bolsões maciços de leucogranitos. Microscopicamente,
os leptinitos apresentam intercalação de níveis milimétricos, aonde alternam-se a
predominância de granada e biotita, sendo que em ambos os níveis ocorre a
presença de quartzo, feldspato potássico e plagioclásio. Nos níveis enriquecidos em
granada, a proporção modal quartzo-feldspática é maior, e pode ocorre a presença
de ribbons de quartzo.
25
Sawyer & Barnes (1988) e McLellan (1989) sugerem a formação dos leptinitos
portadores de cianita como rochas metamorfisadas na fácies anfibolito
médio/superior concomitantemente com a formação dos primeiros leucossomas.
Leite (2002) não identificou a presença de cianita nos leptinitos de seu estudo.
Apresentam K-feldspato como mineral mais abundante nos leucossomas, além de
estarem metamorfisados na fácies granulito. Aliando essas informações com as
análises microscópicas que mostram biotita titanífera, porfiroblastos de biotita nos
neossomas, cristais de biotita ao lado de porfiroblastos de granada e o fato de que
os leptinitos apresentam estruturas de segregação tectônica de líquidos (fases
quartzo-feldspáticas), ficando granada e biotita como fases residuais, Leite (2002)
sugeriu a ocorrência de anatexia crustal a partir de fusão parcial de rochas
metassedimentares.
Burnham (1979 apud Clemens, 1984) e Clemens & Vielzeuf (1987 apud Leite,
2002), definem essa anatexia como fluid-absentmelting ou fusão por desidratação
(dehydration melting, Thompson, 1982 apud Leite, 2002), que se dá quando toda a
água no sistema de fusão encontra-se contida nas fases minerais hidratadas. Sendo
assim, a geração de líquidos envolve primeiro a quebra da muscovita e
posteriormente a quebra da biotita.
Leite (2002) descreve um processo de geração de kinzigito, ao longo das
estruturas migmatíticas bandadas dos leptinitos, sugerindo que os kinzigitos
representem o melanossoma gerado durante o processo de migmatização. A
diferença entre esses dois litotipos se dá pela granulometria mais grossa dos
leptinitos e pela presença da silimanita como fase aluminosa adicional, além de
fases alumino-magnesianas como cordierita e hercinita. Essa associação sugere,
também, processos de fusão envolvendo a quebra da biotita (Thompson, 1982;
Waters & Whales, 1984; Clemens & Vielzeuf, 1987 apud Leite, 2002).
26
3.0 GEOLOGIA REGIONAL
3.1 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
O Cráton do São Francisco (Almeida, 1977) representa uma das unidades
mais significativas do Arqueano/Paleoproterozoico da América do Sul. Ocorre
principalmente no estado da Bahia (no qual o embasamento, formado por rochas
metamórficas de alto a médio grau, ocupa cerca de 50% da área do Estado), e
estendendo-se também aos estados de Minas Gerais, Goiás, Pernambuco e
Sergipe.
Barbosa & Sabaté (2003) agruparam as unidades do Cráton em quatro
segmentos crustais de idade arqueana/paleoproterozoica: Bloco Gavião, Bloco
Jequié, Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e Bloco Serrinha. A partir de evidências
geológicas como dados estruturais, metamórficos e de geologia isotópica, Barbosa &
Sabaté (2003) sugeriram que durante o Paleoproterozoico, esses quatro blocos
arqueanos se movimentaram no sentido NW-SE e colidiram (Figura 4), resultando na
formação de uma cadeia de montanhas denominada de Orógeno Itabuna-Salvador-
Curaçá.
Figura 4 - Colisão paleoproterozoica entre os blocos Serrinha, Gavião e Jequié e formação do
Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Fonte: Barbosa et al. (2003)
27
Os limites do Cráton (Figura 5), segundo dados geológicos e geofísicos
(Ussami 1993), correspondem a faixas móveis brasilianas, sendo elas: a norte, o
Cinturão Riacho do Pontal (Brito Neves et al, 2000); a nordeste, o Cinturão
Sergipano; a sul, o Cinturão Araçuaí (Almeida, 1977) - uma possível extensão do
Cinturão Ribeira, situado mais a sul; a oeste, o Cinturão Brasília (Almeida, 1969); e
mais a norte do Cráton, o Cinturão Rio Preto (Inda & Barbosa 1978, Brito Neves et
al., 2000).
Figura 5 - Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do
São Francisco. 1. Embasamento Arqueano/Paleoproterozoico com sequências greenstonebelts e o
Grupo Jacobina (em preto); 2. Coberturas Mesoproterozóicas do Supergrupo Espinhaço 3.
Coberturas Neoproterozoicas do Supergrupo São Francisco; 4. Coberturas Fanerozoicas; 5. Limites
do Cráton (Ussami, 1993); 6. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BG. Bloco Gavião. BJ. Bloco
Jequié; BS. Bloco Serrinha; OISC. Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Adaptado de Babosa et al.
(2003)
28
O Cráton do São Francisco é compartimentado em dois grupos litológicos
distintos: as coberturas plataformais dobradas e anquimetamórficas dos supergrupos
São Francisco e Espinhaço, estabelecidas a partir do Mesoproterozoico; e o
embasamento, constituído por três tipos de terrenos característicos: (i) sequências
supracrustais metamorfizadas na fácies xisto verde até anfibolito alto, (ii) terrenos de
médio grau metamórfico, constituídos em sua maioria por complexos
gnáissicos/migmatíticos e (iii) terrenos de alto grau metamórfico que constituem
extensos cinturões móveis polideformados, que foram gerados entre os blocos
crustais e se apresentam metamorfizados desde a fácies anfibolito até granulito.
Nesses últimos terrenos, são comuns a presença de restos de sequências vulcano-
sedimentares metamorfizadas na fácies granulito.
No âmbito desse trabalho, os terrenos de alto grau metamórfico no qual estão
hospedados os cinturões móveis, são de maior importância, pois o Cinturão
orogênico Salvador-Curaçá encontra-se nesse contexto.
3.2 O CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ
O Sistema orogenético Itabuna-Salvador-Curaçá está situado no estado da
Bahia, se estendendo de norte a sul do Estado, ao longo de aproximadamente 700
km, sendo denominado a norte de Cinturão Salvador-Curaçá e a sul Cinturão
Itabuna.
O Orógeno Salvador-Curaçá corresponde a um cinturão de cisalhamento
dúctil que foi gerado em regime transpressivo, durante a colisão paleoproterozoica
dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha, e evoluído segundo
episódios reversos e transcorrentes progressivos (Kosin et al. 2003). Segundo Leite
(2002), os limites desse orógeno, tanto a oeste - Bloco Gavião, quanto a leste -
Bloco Serrinha, são caracterizados por zonas de cisalhamento de transpressão,
dúcteis e frágeis, sinistrais e que apresentam estruturas com vergências opostas:
para oeste, sobre o Bloco Gavião e para leste, sobre o Bloco Serrinha. Para Padilha
& Melo (1991), Melo et al. (1995) e Barbosa et al. (2003), essa feição representa
uma estrutura em flor positiva, assimétrica, configurada na fase final do evento
orogenético paleoproterozoico (Figura 6).
29
Figura 6 - Estágio final da orogênese geradora do Cinturão Salvador-Curaçá, com a colocação de
sienitos e granitos. Fonte: Barbosa et al. (2003).
O Orógeno/Cinturão Salvador-Curaçá (CSC) pode ser dividido em três
grandes domínios litológicos principais (Melo, 1991): Suíte São José do Jacuípe,
Complexo Caraíba e Complexo Ipirá (Figura 7).
Idades pelo método U-Pb SHRIMP, obtidas em granulitos tonalíticos e
enderbíticos do Complexo Caraíba apresentam duas populações de idades distintas
(2.7-2.6 Ga e 2.08-2.07 Ga), preservadas respectivamente em núcleos e auréolas de
zircão (Silva et al., 1997, 2002). As idades 2.7-2.6 Ga são interpretadas como a
idade do magmatismo em arco de ilha, enquanto que as idades mais novas de 2.08-
2.07 Ga são relacionadas ao metamorfismo de alto grau (Silva et al. 1997, 2002).
Outro tonalito do Complexo Caraíba foi datado com 2.1 Ga, sugerindo que o
espessamento crustal no Cinturão Salvador-Curaçá ocorreu durante o
Paleoproterozoico (Carvalho & Oliveira, 2003).
No bordo do Cinturão, ocorrem rochas supracrustais caracterizadas como
anfibolitos em associação com formações ferríferas, manganesíferas, grafitosas e
calcissilicáticas, além de kinzigíticas. Essa associação é interpretada como um
remanescente de crosta oceânica (Delgado et al., 2003).
30
Figura 7 - Mapa geológico regional contendo os principais domínios tectônicos do Estado da Bahia. 1
- Granitos Paleoproterozóicos. 2 - Sequências Metassedimentares; 3 - Greenstone Belts; 4 - Cinturão
Granulítico Paleoproterozóico; 5 - Bloco granulítico arqueano (Jequié); 6 - Bloco Arqueano gnaissico-
migmatitico (Gavião e Serrinha). Adaptado de Leite, (2009).
3.2.1 Suíte São José do Jacuípe
A Suíte São José do Jacuípe ocorre na porção sudoeste do Cinturão
Salvador-Curaçá (Loureiro, 1991; Melo, 1991; Sampaio, 1992 apud Kosin et al.,
2003) (Figura 7), e é composta por uma associação de rochas máficas-ultramáficas,
de caráter plutônico, em forma de lentes descontínuas com direções N-S a NNW-
SSE, tectonicamente imbricadas com rochas dos Complexos Caraíba e Ipirá. Na
31
porção oriental da Suíte, a litologia é composta principalmente de biotita ou
hornblenda norito, gabronorito com níveis cumuláticos e restritamente leucogabro.
Já na porção leste da Suíte, a litologia mais frequente são ferrograbro e ultramáficas
peridotíticas e piroxeníticas. Essa sequência litológica sugere um zoneamento
máfico-ultramáfico de oeste para leste (Kosin et al., 2003).
A geoquímica dessas rochas apresenta uma linhagem toleítica similar às
rochas do ambiente de transição continente/oceano durante a abertura de um rift
(Teixeira, 1997 apud Leite, 2002). Somando-se esse dado ao fato de que os litotipos
da Suíte São José do Jacuípe não apresentam relações de truncamento com as
rochas dos Complexos Caraíba e Ipirá, Teixeira & Melo (1992) e Teixeira (1997)
sugeriram que essa suíte representaria restos de uma antiga crosta oceânica.
A Suíte foi datada em 2,69 Ga por U-Pb SHRIMP em zircões (Silva et al.,
1997), através de um xenólito de gabronorito encontrado em enderbito TTG do
Complexo Caraíba.
Associados à suíte São José do Jacuípe, ocorrem diques máficos distintos
que truncam todas as unidades litoestratigráficas nessa porção do cinturão. Esses
diques apresentam 0,6 a 2 metros de espessura e são constituídos por gabros,
dioritos e dacitos alcalinos, ricos em Fe e Ti com assinatura geoquímica continental
(Kosin et al., 2003). Esses diques foram submetidos a metamorfismo em diferentes
fácies, desde xisto verde até granulito, existindo também diques que não foram
metamorfizados (Melo et al., 1995 apud Kosin et al., 2003).
3.2.2 Complexo Caraíba
Segundo Kosin et al. (2003), o Complexo Caraíba (arco magmático Caraíba),
representa a unidade litoestratigráfica de maior área no Cinturão Salvador-Curaçá. A
distribuição das rochas no Complexo se dá de forma contínua à leste, sendo
interrompida por corpos granitóides; e a oeste, em forma de megalentes imbricadas
tectonicamente com rochas da Suíte São José do Jacuípe, do Complexo Ipirá e
granitóides intrusivos.
Os litotipos do Complexo Caraíba correspondem a ortognaisses, que foram
classificados petrograficamente como noritos, enderbitos, charnoenderbitos e
charnockitos. Devido à essa variedade de litologias, Teixeira (1997) classificou, a
32
partir de dados de litogeoquímica, o Complexo Caraíba em ortognaisses sódicos e
ortognaisses sódico-potássicos. Os ortognaisses sódicos apresentam assinatura
geoquímica semelhante aos da linhagem TTG, aparecendo por vezes em forma de
xenólitos nos ortognaisses sódico-potássicos. Já os ortognaisses sódico-potássicos
são compatíveis com a série cálcioalcalina (Teixeira, 1997).
A presença de ortopiroxênio associado à hornblenda e biotita nos
ortognaisses do Complexo Caraíba sugere condições de metamorfismo da fácies
granulito retrógrado. Nesse intervalo, por ser comum a ocorrência de fusão parcial,
são observadas nos ortognaisses feições migmatíticas, tais como schlieren,
nebulítica e schöllen, cujas fases leucossomáticas são sienogranítica e monzonítica
(Kosin et al., 2003).
Silva et al. (1997) obtiveram, a partir de datações U-Pb SHRIMP, idade de
2695 Ma para a formação do ortognaisse enderbítico e 2634 Ma para a colocação
do ortognaisse charnockítico, sugerindo então uma evolução no Arqueano, com
sucessivos episódios de acresção crustal. Para o metamorfismo granulítico, os
mesmos autores encontraram idade, também por U-Pb SHRIMP, 2072 Ma (Kosin et
al., 2003).
3.2.3 Complexo Ipirá
Segundo Leite (2002), o Complexo Ipirá (Lima et al. 1981, Melo org 1991 e
Loureiro, 1991), foi redefinido por Melo et al. (1995) como uma associação de
paragnaisses aluminosos, calcissilicáticas, metacarbonatos e quartzitos.
Os gnaisses aluminosos foram subdividos em: gnaisses kinzigíticos (gnaisses
portadores de cordierita + sillimanita + granada + biotita) e de fases alumino-
magnesianas como safirina, espinélio, ortopiroxênio, sillimanita e cordierita (Leite
2002), além de gnaisses granadíferos semelhantes a leucogranitos do tipo S
(Loureiro , 1991).Os leptinitos são gnaisses migmatíticos que apresentam
mineralogia composta por ortoclásio, quartzo, plagioclásio, granada e biotita, e como
acessórios monazita, zircão e opacos.
Já as rochas calcissilicáticas ocorrem associadas aos metacarbonatos e aos
quartzitos, apresentando como composição mineralógica diopsídio, plagioclásio,
quartzo e escapolita (Loureiro , 1991). Ocorrem também, de forma restrita,
33
formações ferríferas e gnaisses grafitosos. A grafita ocorre em níveis finos,
descontínuos e concordantes com o plano de foliação, de forma dispersa, podendo
corresponder a cerca de 45% da rocha. Verifica-se ainda a presença de metabasitos
e metaultrabasitos que foram classificados petrograficamente como metagabros,
metahornblenditos, hornblenda-granulitos e metaperidotitos (Leite, 2002).
O protólito do Complexo Ipirá é interpretado como sendo uma sequência
vulcanosedimentar paleoproterozoica (Melo , 1991; Loureiro , 1991) ou uma
cobertura plataformal (Teixeira et al., 2000).
Estudos de química mineral e de litogeoquímica permitiram estimar condições
de geotermobarometria próximas de 920° C e 7-8 kbar para os safirina-granulitos
(Leite, 2002; Leite et al., 2009). Estas condições de metamorfismo sugerem que o
Cinturão Salvador-Curaçá atingiu localmente condições de Temperatura Ultra Alta (≥
900°C) durante a colisão paleoproterozoica (Leite et al., 2009).
3.2.4 Granitóides e diques
Segundo Leite (2002) ocorrem associados ao Cinturão Salvador-Curaçá
corpos de rochas granitóides classificados por Melo (, 1991) e Loureiro ( 1991) em
sin-tangenciais, tardi-tangenciais, sin-transcorrentes e tardi a pós-transcorrentes. Os
corpos graníticos sin-tangenciais são compostos por quartzomonzonito e monzonito,
contendo ortopiroxênio e xenólitos de rochas do Complexo Ipirá e da Suíte São José
do Jacuípe (Teixeira, 1997). Os corpos tardi-tangenciais são classificados como
monzonito, quartzomonzonito e monzogranito, todos equilibrados na fácies granulito
e assinatura geoquímica metaluminosa. Esses corpos apresentam-se na forma de
pequenos maciços encaixados nos ortognaisses granulíticos do Complexo Caraíba
(Melo , 1991). Os sin-transcorrentes são classificados como monzonitos à biotita e
hornblenda com textura porfiroclástica. Apresentam uma assinatura geoquímica de
cálcioalcalina de alto K (Melo 1991). Por fim, os granitos tardi a pós-transcorrentes,
são classificados por Melo (1991) como sienitos, sienogranitos e monzonitos, com
texturas porfiroides e granular média.
Diques de rochas básicas e félsicas de diversas gerações, com metamorfismo
na fácies granulito ou ausente, largura de até 2 metros e classificados como gabros,
dioritos e dacitos também são descritos por Melo et al. (1995).
34
Os leucogranitos ocorrem tanto no Cinturão Salvador-Curaçá como no Bloco
Gavião. De modo geral, os leucogranitos são representados por rochas maciças,
leucocráticas, e são compostas basicamente de quartzo e feldspato, além de
granada e biotita. Os leucogranitos que ocorrem no Bloco Gavião se diferenciam
mineralogicamente dos leucogranitos de ocorrência do Cinturão Salvador-Curaçá
por apresentarem na composição mineralógica fibrolita e muscovita. Essa
característica, segundo Leite (2002), indica as condições de equilíbrio metamórfico
dessas rochas, sendo a fácies anfibolito para os leucogranitos do Bloco Gavião e
fácies granulito para os do Cinturão Salvador Curaçá.
3.2.5 Geologia estrutural e evolução deformacional
Segundo Leite et al. (2009), ao menos dois episódios de deformação dúctil
afetaram o Cinturão Salvador Curaçá, ambos contemporâneos com o metamorfismo
Paleoproterozoico de alto grau.
O primeiro episódio, denominado de D1 é caracterizado por um bandamento
composicional (compositional layering) e foliações de baixo ângulo (flat-lying
foliations) (S1), dobras isoclinais reliquiares com eixos horizontais aproximadamente
N-S relacionados a rampas de cisalhamento com vergência para oeste e lineações
de estiramento leste-oeste com caimento para leste. O segundo episódio (D2)
envolvido em um regime tectônico transpressional e deformação geométrica padrão
é particionado entre um sistema dobrado de trend NNW e mergulho alto/oblíquo e
um sistema de zonas de cisalhamento sinistral strike-slip. Os indicadores
cinemáticos (estruturas S-C, trajetórias de foliação assimétrica e lineações (L2)
estiradas obliquas a sub-horizontais) determinam um movimento tectônico de ESE
para WNW.
35
4.0 PETROGRAFIA
Nos estudos petrográficos desse trabalho foram analisadas quatro lâminas
delgadas, sendo que dessas, duas correspondem aos leptinitos e as outras duas
aos leucogranitos (Tabela 1).
Tabela 1 - Nomenclatura das lâminas estudadas, os litotipos correspondentes e suas respectivas
coordenadas.
Nome da Lâmina Litotipo Coordenada X Coordenada Y
CL-118 Leptinito 397.900 8.692.200
CL-135 Leptinito 392.300 8.704.000
CL-125 Leucogranito 414.000 8.693.400
CL-132 Leucogranito 417.000 8.705.200
As fotografias abaixo (Foto 1 e 2) mostram o aspecto das lâminas utilizadas
no trabalho, onde é possível observar feições como, por exemplo, a orientação
preferencial da biotita nos leptinitos.
Foto 1 - Lâminas “CL-118e” e “CL-135b”,
correspondentes aos leptinitos.
Foto 2 - Lâminas “CL-132-A” e “CL-125”,
correspondentes aos leucogranitos.
Leptinitos
CL-118 CL-135
Leucogranitos
CL-125 CL-132
36
Figura 8 - Diagrama QAP (STRECKEISEN, 1976) modal para as quatro amostras estudadas.
Pa
ra re
aliz
ar a
cla
ssific
açã
o m
od
al n
a d
efin
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1
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-132 e
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(CL
-13
5),
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se
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do
na
figu
ra a
ba
ixo
(Fig
ura
8).
37
A tabela 2 abaixo demonstra de forma unificada a moda obtida de cada lâmina
utilizada. A moda apresenta uma porcentagem exata, com duas casas decimais pois
como já mencionado no item “Metodologia”, a contagem dos grãos minerais foi
realizada de forma sistemática, grão a grão, com auxílio do charriot.
Tabela 2 – Moda das quatro lâminas estudadas († Leptinitos; ×Leucogranitos)
Pl Qtz Mp Pt Bt Grt Mc Op Zrn Mon
CL-118 † 21,69 28,83 18,78 9,25 13,75 3,96 - 1,85 0,79 1,05
CL-135 † 35,61 17,80 6,02 10,95 23,01 2,45 - 0,82 1,91 1,36
CL-125 × 35,14 31,53 17,12 0,9 5,86 5,41 - 0,9 0,9 0,45
CL-132 × 30,28 26,28 23,14 2,57 10,86 1,71 2,0 0,86 1,14 0,57
Para o cálculo das porcentagens utilizadas no diagrama QAP
(STRECKEISEN, 1976), o valor total do plagioclásio foi acrescido de 40% do valor
da moda total do feldspato pertítico e 50% do valor total da mesopertita. Os
percentuais restantes (60% do feldspato pertítico e 50% da mesopertita) foram
distribuídos no campo dos feldspatos alcalinos, conforme pode ser observado nas
tabelas abaixo (Tabelas 3, 4, 5 e 6)
Tabela 3 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e
feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-118.
CL-118 Grãos %
Quartzo 109 36,70 Q 36,70
Plagioclásio 82 27,61 P A P 44,27
Pertita 35 11,78 40% = 4,71 60% = 7,10 A 19,05
Mesopertita 71 23,91 50% = 11,95 50% = 11,95 Total 100,02
TOTAL 297 100
Tabela 4 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e
feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-135.
CL-135 Grãos %
Quartzo 65 25,29 Q 25,29
Plagioclásio 130 50,58 P A P 61,08
Pertita 40 15,56 40% = 6,22 60% = 9,34 A 13,62
Mesopertita 22 8,56 50% = 4,28 50% = 4,28 Total 100,00
TOTAL 257 100
% Amostra
38
Tabela 5 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e
feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-132.
CL-132 Grãos %
Quartzo 92 31,29 Q 31,29
Plagioclásio 106 36,05 P A P 51,45
Pertita 9 3,06 40% = 1,30 60% = 1,90 A 18,04
Mesopertita 81 27,55 50% = 14,10 50% = 14,10 Total 100,79
Microclina 6 2,04
TOTAL 294 100
Tabela 6 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e
feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-125.
CL-125 Grãos %
Quartzo 70 37,23 Q 37,23
Plagioclásio 78 41,49 P A P 52,02
Pertita 2 1,06 40% = 0,42 60% = 0,67 A 10,78
Mesopertita 38 20,21 50% = 10,11 50% = 10,11 Total 100,03
TOTAL 188 100
4.1 Leptinitos Os leptinitos do Complexo Ipirá (Figura 9) apresentam uma relação muito
íntima com os leucogranitos. São descritos macroscopicamente por Leite (2002)
como rochas com bandas leucocráticas e mesocráticas, com espessuras de até 2
cm, marcadas por variações na moda da biotita, além da presença de granada que
pode formar agregados de até 1 cm.
A presença do feldspato potássico em forma de cristais euédricos,
milimétricos a centimétricos e a passagem lateral de bolsões e maciços de
leucogranitos com a mesma composição mineralógica dos leptinitos, também
configuram importantes feições dos leptinitos.
39
Figura 9 - Mapa geológico regional, deixando em evidência os domínios do Complexo Ipirá, onde
ocorrem os leptinitos. Fonte: Adaptado e modificado de Leite (2002)
Microscopicamente, os leptinitos se apresentam inequigranulares, com
granulometria variando de 0,1 a 3 mm, assembleia mineral composta por
plagioclásio, quartzo, mesopertita, feldspato pertítico, biotita, monazita, granada,
zircão e opacos. Apresentam textura porfiroblástica, poiquilitica, constituída por
granada e biotita em matriz lepidoblástica a granoblástica decussada.
40
Plagioclásio
Os grãos de plagioclásio representam 28,53% da rocha. Apresentam
granulometria média e tamanho dos grãos variando de 0,2 a 1,4 mm. São grãos
inequigranulares, que variam morfologicamente de subidioblásticos a xenoblásticos,
de contatos predominantemente retos, e por vezes interlobados com os demais
minerais (Fotomicrografia 1). A geminação é do tipo albita (Fotomicrografia 2).
Ocorre também, associada aos grãos desse mineral, mirmequita (exsoluções de
quartzo) (Fotomicrografias 3 e 4). Uma boa porção dos grãos encontra-se
parcialmente substituídos por sericita, principalmente nas bordas, sendo que em
alguns casos só é possível identificar algumas feições reliquiares características do
grão, como geminação e a forma original do grão. É comum a presença de inclusões
de outros minerais, tais como quartzo, biotita, monazita e grãos menores do próprio
plagioclásio.
Fotomicrografia 1 – Visão geral dos grãos de
plagioclásio, segundo contatos
predominantemente curvos a interlobados.
Amostra CL-135, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 2 – Grãos de plagioclásio com
geminação ainda visível, alterado parcialmente
nas bordas e com inclusões de monazita e
biotita. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x.
CL-118
200µm
Pl
Bt
Qtz
Pl
Bt
Grt
Mon
Bt
41
Fotomicrografia 3 – Grãos de Plagioclásio
fortemente alterados para sericita. Detalhe para a
formação de mirmequita em um grão bastante
alterado por sericitização. Amostra CL-135,
objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 4 – Detalhe para a formação de
mirmequita (exsolução de quartzo) em grão de
plagioclásio completamente sericitizado. Amostra
CL-135, objetiva de 5,0x.
Quartzo
Os grãos de quartzo correspondem à 23,42% da moda. Apresentam
granulometria média e tamanho que varia entre 0,1 a 3 mm. São inequigranulares e
xenoblásticos. Apresentam contatos curvos e interlobados entre si e com a biotita.
Os grãos demonstram também a ocorrência de extinção ondulante (Fotomicrografia
5), além da presença de inclusões de minerais como plagioclásio, biotita (em
variados níveis de alteração – cloritização) e grãos menores do próprio mineral, além
de minerais acessórios como monazita. Mostram-se também em intercrescimentos
simplectiticos com a biotita (Fotomicrografia 6)
Fotomicrografia 5 – Grão de quartzo com extinção
ondulante e inclusões de biotita e quartzo. Amostra CL-
118, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 6 – Simplectito de quartzo + biotita.
Amostra CL-118, objetiva de 2,5x.
Pl Mp
Mir
Bt Pl
Pl Mir Mp
Pl
CL-118
500µm
Bt
Qtz
Bt
CL-118
500µm
Bt
Bt
Qtz
42
Mesopertita
A mesopertita corresponde à 12,52% da rocha. Apresentam granulometria
média e tamanho dos grãos variando de 0,3 a 2,4 mm. São inequigranulares,
tabulares, apresentando-se como subidioblásticos a xenoblásticos, segundo
contatos curvos e interlobados, raramente retos com as demais fases minerais. É
comum a ocorrência de inclusões minerais tais como quartzo (Fotomicrografia 7),
plagioclásio, biotita, zircão (Fotomicrografia 8), monazita e opacos.
Fotomicrografia 7 – Mesopertita associada a
grão de plagioclásio com mirmequita e inclusão
parcial de grão de quartzo. Amostra CL-135,
objetiva de 5,0x.
Fotomicrografia 8 – Grão de mesopertita
associado a grão de zircão. Amostra CL-118,
objetiva de 5,0x.
Pertita (Feldspato Pertítico)
A pertita representa 10,09% da moda mineralógica. Apresenta tamanho que
varia de 0,5 a 1,6 mm. São equigranulares, sendo classificados morfologicamente
como xenoblásticos, apresentando contatos predominantemente interlobados
(Fotomicrografia 9). É possível observar a presença de minerais em forma de
inclusões como plagioclásio, opacos e finas faixas de biotita cloritizada.
CL-118
200µm
Mp
Pl
Pl
Qtz
Qtz
Zrnr
Mp
Grt
Bt
Grt
43
Fotomicrografia 9 – Grão de pertita com inclusão
de grão de quartzo e contatos interlobados.
Amostra CL-118, objetiva de 5,0x.
Biotita
A biotita representa 18,30% da moda. Em luz plana apresenta coloração que
varia do castanho ao castanho-avermelhado. O pleocroísmo varia do castanho-
avermelhado (para os grãos que não apresentam processo de cloritização) ao
verde-arroxeado (para os grãos que apresentam cloritização) (Fotomicrografia 10).
Ocorrem em sua maioria em forma de ripas alongadas, orientadas e tamanho que
varia de 0,1 a 1,8 mm. Morfologicamente, são idioblásticos a subidioblásticos, com
contatos principalmente retos e por vezes curvos ou serrilhados (Fotomicrografia
11). Em alguns grãos é possível observar extinção do tipo olho de pássaro, assim
como a presença de simplectitos de biotita+quartzo. A biotita é do tipo titanífera,
caracterizada pelo seu pleocroísmo.
Pt
CL-118
200µm
44
Fotomicrografia 10 – Grãos de biotita
cloritizados e não cloritizados, com pleocroísmo
característico. Nota-se também a presença de
biotita em forma de inclusão nos grãos de
granada, plagioclásio e quartzo. Amostra CL-135,
objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 11 – Biotita com inclusão de
zircão e contatos retos e serrilhados com os
grãos de feldspato pertítico. Amostra CL-135,
objetiva de 5,0x.
Granada
A granada corresponde à 3,23% da moda. Em luz plana, os grãos se
apresentam levemente rosados, com relevo alto, destacando-se dos demais
minerais pelo alto relevo (Fotomicrografia 12 e 13). Os grãos ocorrem de forma
globular, por vezes formando agregados, subédricos a euédricos, e tamanho
variando entre 0,25 a 2,2 mm. Apresentam relação de contato com os grãos de
quartzo e plagioclásio predominantemente reto a interlobado, podendo ocorrer por
vezes contatos embaiados. Já com os grãos de biotita, o contato é
predominantemente interlobado. Os grãos desse mineral ocorrem sempre
acompanhados de biotita, e mesmo com inclusões deste mineral (Fotomicrografia
13). A presença de inclusões de minerais como quartzo, monazita e opacos também
é comum (Fotomicrografia 14 e 15).
Grt
Bt
Pl
Qtz
Bt
Pt
Pt
Zrnr
45
Fotomicrografia 12 – Grão de granada com
associação da biotita. Amostra CL-118, objetiva
de 2,5x.
Fotomicrografia 13 – Granada em luz plana,
evidenciando a relação da biotita com a granada.
Amostra CL-135, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 14 – Grão de granada com
inclusões de biotita, quartzo e opacos. Amostra
CL-135, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 15 – Granada em nicóis
cruzados, evidenciando inclusões de grãos de
quartzo, monazita, além da presença de biotita
cloritizadas (seta verde). Amostra CL-118,
objetiva de 2,5x.
Opacos
Os grãos de opacos representam 1,35% da composição modal. São
anédricos e apresentam tamanho que varia de 0,05 a 0,2 mm. Ocorrem mais
comumente associados à mesopertita, biotita e granada (Fotomicrografia 16).
Grt
Pl
Qtz
Bt
Grt
Qtz
Bt
Grt
Qtz
Bt
Grt
Qtz
Bt
CL-118
500µm
500µm
CL-118
Bt
46
Fotomicrografia 16 – Minerais opacos
associados a biotita e a granada. Amostra CL-118,
objetiva de 10x.
Zircão
Os grãos de zircão correspondem a 1,35% da composição modal.
Apresentam relevo alto e forte birrefringência característica do mineral. São
euédricos, preferencialmente em forma de elipse, com tamanho em torno de 0,05
mm. Em alguns grãos é possível observar o zoneamento metamórfico, assim como a
“queima” da biotita devido ao decaimento radioativo do mineral. Ocorre normalmente
associado à biotita (Fotomicrografia 17).
Fotomicrografia 17 – Grão de zircão em forma
de inclusão na biotita titanífera. Amostra CL-135,
objetiva de 5,0x.
Monazita
A monazita representa 1,21% da moda. É representada por grãos com alto
relevo e birrefrigência, dimensões de 0,05 mm, idioblásticos. Ocorrem comumente
associadas à mesopertita, ao plagioclásio (Fotomicrografia 18) e biotita.
Zrn
Pt
Pt
Pl
Bt
CL-118
Grt
Bt Op
0,1 mm
47
Fotomicrografia 18 – Grão de monazita em
forma de inclusão no plagioclásio, que se encontra
parcialmente alterado pelo processo de
sericitização. Amostra CL-135, objetiva de 20x.
4.2 Leucogranitos
Os leucogranitos do Cinturão Salvador-Curaçá estão intimamente
relacionados com os leptinitos. São representados por três corpos denominados de
Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II (Figura 10).
Esses maciços foram descritos macroscopicamente por Leite (2002) com as
seguintes características:
Maciço Capelinha – Apresenta coloração cinza clara, granulação média a
grossa, orientação preferencial das assembleias mineralógicas ao longo do plano de
foliação com direção NW-SE. As foliações encontram-se dobradas em “laço”. São
portadores de biotita e sillimanita, sendo que a fábrica contém pouca biotita, porém a
granada está sempre presente. É possível observar também a presença de
agregados com dimensões de 0,5 a 3,0 mm, constituídos por sillimanita.
Maciço Ipiraí I – Apresenta coloração cinza a rosa, granulação fina a média e
morfologia arredondada.
Maciço Ipiraí II – Apresenta coloração cinza a rosa, granulação fina a média.
Encontra-se alongado na direção meridiana, segundo estruturas bandadas,
enriquecidas em granada ou biotita, com orientação ao longo de uma fábrica de
fluxo verticalizada na direção meridiana.
Pl
Mon
Bt
48
Nos três maciços de leucogranitos é comum a ocorrência de textura de fluxos
tectônicos como geminações encurvadas nos grão de plagioclásio e de pertita.
Figura 10 - Mapa geológico regional, evidenciando os três corpos de leucogranitos: Capelinha, Ipiraí I
e Ipiraí II. Fonte Adaptado e modificado de Leite (2002)
Microscopicamente os leucogranitos se apresentam inequigranulares, com
granulometria que varia de 0,01 a 5,6 mm. A mineralogia é composta por granada,
plagioclásio, quartzo, mesopertita, pertita, biotita e monazita. Apresentam texturas
49
porfirítica, poquilitica. constituída por granada e biotita em matriz granoblástica a
granolepidoblástica.
Plagioclásio
O plagioclásio (32,17% da moda), apresenta geminação do tipo albita e albita-
periclina. Os grãos são equigranulares, apresentando tamanho que varia de 0,4 a
2,3 mm. São subidioblásticos a xenoblásticos, com contatos interlobados e retos
com os demais grãos. Alguns grãos do mineral apresentam processo de
sericitização em diferentes níveis de alteração (Fotomicrografia 19), no qual em
alguns ocorrem somente finas faixas de sericita e em outros o processo já alterou
completamente o grão, restando somente seu contorno. É comum a ocorrência de
inclusões de biotita, quartzo, grãos menores desse mesmo mineral, além de
mirmequita (exsolução de quartzo; Fotomicrografia 20).
Fotomicrografia 19 – Grão de plagioclásio,
parcialmente sericitizado, com inclusões de
quartzo, biotita e zircão. Amostra CL-132,
objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 20 – Grão de plagioclásio com
exsolução de quarto (mirmequita) em contato
interlobado com grãos de pertita. Amostra CL-
132, objetiva de 2,5x.
Quartzo
O quartzo (28,32% da moda) ocorre como grãos inequigranulares,
apresentando tamanho que varia de 0,05 a 5,6 mm, sendo classificados quanto a
morfologia como xenoblásticos. Apresentam contatos predominantemente
interlobados, podendo apresentar também, em menores porções, contatos retos e
curvos. A extinção é ondulante. A ocorrência de inclusões como biotita e grãos
Pl
Bt Mir
Mir
Pt
Pl
Qtz
50
menores do próprio quartzo são comuns (Fotomicrografia 21 e 22). A presença de
grãos de quartzo estirados, ribbons, também é observada.
Fotomicrografia 21 – Grão de quartzo com
extinção ondulante moderada e inclusões de
biotita e grãos menores do próprio mineral.
Amostra CL-132, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 22 – Porfiroblasto de quartzo,
com dimensões maiores que 4 mm e extinção
ondulante moderada. Amostra CL-125, objetiva
de 2,5x.
Mesopertita
A mesopertita (20,80% da moda) é constituída por grãos inequigranulares, de
forma tabular, que variam de 0,5 a 1,3 mm, classificados morfologicamente
subidioblásticos a xenoblásticos, com contatos do tipo reto e interlobados. É comum
a ocorrência de grãos de biotita e plagioclásio como inclusões. A presença de
mirmequita é observada também, principalmente nos contatos com os grãos de
plagioclásio (Fotomicrografia 23)
Fotomicrografia 23 – Grãos de mesopertita em contato
interlobado com grãos de plagioclásio que contém
exsolução de quartzo (mirmequita). Amostra CL-132
Qtz
Bt Pl
Qtz
Qtz
Pl
Mp
Mp
Pl
Pl
51
Pertita (Feldspato Pertítico)
A pertita (1,92% da moda) é composta por grãos inequigranulares,
xenoblásticos, com tamanho que varia de 0,8 a 1,3 mm. Apresenta contato
predominantemente interlobado com os demais grãos (Fotomicrografia 24).
Fotomicrografia 24 – Grãos de pertita
associados aos de plagioclásio com presença de
mirmequita. Amostra CL-132, objetiva de 5,0x.
Biotita
A biotita (8,92% da composição modal) representa grãos com
coloração que varia de castanho claro a castanho avermelhado. Variam
morfologicamente de idioblásticos a subidioblásticos, com tamanhos entre 0,08 a 0,9
mm. Apresentam pleocroísmo que varia do verde ao avermelhado – sendo o verde
resultado de cloritização. Os grãos ocorrem em forma de ripas, sempre em contatos
retos em duas faces e contato serrilhado a interlobado nas demais. Por vezes é
possível observar extinção do tipo olho de pássaro, além da presença de
simplectitos de biotita e quartzo (Fotomicrografia 25). Os grãos seguem uma
orientação preferencial. O pleocroísmo (Fotomicrografia 26) resulta do fato dessas
biotitas serem ricas em titânio (Leite, 2002)
Pl
Pt Mir
Mir
52
Fotomicrografia 25 – Grãos de biotita
associados a granada. Na imagem, em LP, é
possível observar duas fases de biotita, biotita
rica em titânio (Bt1) e a pobre em titânio (Bt2).
Amostra CL-132, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 26 – Biotita rica em titânio em
contato com grão de mesopertita e inclusões de
zircão, deixando o contorno mais escurecido
devido ao decaimento radioativo desse mineral.
Amostra CL-125, objetiva de 2,5x em LP.
Granada
A granada (3,15% da moda) apresenta coloração rosada em luz plana, relevo
alto, destacando-se dos demais minerais e bastante fraturada, esqueletal. Ocorre
em grãos globulares, morfologicamente classificados como euédricos a subédricos e
apresentam tamanhos que variam de 0,65 a 4,25 mm. Os contatos são
predominantemente interlobados com os grãos de quartzo e retos com os grãos de
mesopertita e plagioclásio. Os grãos contêm inclusões de biotita e de quartzo
(Fotomicrografia 27), este último de forma arredondada. É possível observar a
formação de simplectitos de biotita +rutilo associado a granada (Fotomicrografia 28).
Fotomicrografia 27 – Grão de granada com
inclusões de quartzo e inclusões de biotita.
Amostra CL-132, objetiva de 2,5x.
Fotomicrografia 28 – Grãos de granada
associados a biotita e agulhas de rutilo. Amostra
CL-125, objetiva de 2,5x.
Bt1
Gr
Mp
Bt Zr
Grt
Mp
Qtz
Bt Grt
Grt
Rt + Bt
Bt2
Qtz
53
Microclina
Os grãos de microclina (2,0% da moda) apresentam granulometria média,
com grãos de tamanho variando de 0,08 a 0,80 mm. É constituída por grãos
inequigranulares, tabulares, classificados morfologicamente subidioblásticos a
xenoblásticos, com contatos interlobados com os demais grãos (Fotomicrografia 29).
A presença de inclusões de quartzo ou de mirmequita é comum.
Fotomicrografia 29 – Grão de microclina
mostrando contato interlobado entre os grãos
minerais e inclusão de mirmequita e quartzo.
Amostra CL-125, objetiva de 2,5x.
Zircão
Os grãos de zircão (1,05% da moda) apresentam relevo alto e pleocroísmo
forte. São euédricos, com tamanho em torno de 0,05 mm. É possível observar o
zoneamento metamórfico em alguns desses grãos (Fotomicrografia 30). Ocorre
associado à biotita e ao plagioclásio.
Mir Pl
Mc
Qtz
54
Fotomicrografia 30 – Grão de zircão mostrando
zoneamento metamórfico, em forma de inclusão
nos grãos de quartzo e plagioclásio. Amostra CL-
125, objetiva de 20x.
Opacos
Os grãos opacos correspondem a 0,87% da moda. Apresentam-se anédricos,
com tamanho variando entre 0,01 e 0,2 mm. Ocorrem associados à granada, a
biotita e plagioclásio (Fotomicrografia 31).
Fotomicrografia 31 - Minerais opacos associados ao
plagioclásio sericitizado. Amostra CL-132, objetiva de
2,5x.
Zrn
CL-132
500µm
Op
Pl
55
Monazita
A monazita (0,52% da moda) apresenta relevo alto, e pleocoísmo
característico, idioblásticos e com dimensões de aproximadamente 0,05 mm.
Ocorrem associados a mesopertita e ao plagioclásio (Fotomicrografia 32).
Fotomicrografia 32 - Monazita em forma de
inclusão em grão de plagioclásio. Amostra CL-
132, objetiva de 20x.
CL-132
50µm
Pl Mon
56
5.0 LITOGEOQUÍMICA
Para o estudo litogeoquímico dos litotipos da área de estudo, foram compiladas da
tese de Leite (2002) os dados das análises químicas para elementos maiores e
elementos traço das amostras em estudo, além de 3 análises químicas para terras
raras – ETR (amostras CL-118, CL-125 E CL-132; Tabelas 7 e 8)
A interpretação dos dados geoquímicos através dos diagramas A/CNK-ANK
(Shand, 1943), Batchelor & Bowden (1985), e ETR (Boynton, 1984) servirão como
base para sugerir a possível gênese dos litotipos estudados.
No diagrama A/CNK-A/NK (Shand, 1943), que classifica as rochas de acordo
com o índice de alumina, todas as 4 amostras analisadas demonstram ter caráter
peraluminoso, conforme pode ser observado no diagrama abaixo (Figura 11):
Figura 11 – Diagrama A/CNK (Al2O3 / CaO+Na2O+K2O) – A/NK (Al2O3 / Na2O+K2O), em unidades molares, de Shand (1943) para classificação das rochas de acordo com o índice de alumina das
amostras.
57
Tabela 7 - Análises químicas para os elementos maiores e traços das quatro amostras estudadas.
Maiores (%) e traços (ppm)
Amostra CL118 † CL135 † CL125 × CL132 ×
SiO2 70,2 64,6 72,1 72,8
TiO2 0,49 0,88 0,28 0,14
Al2O3 14,5 17,9 14,7 14,3
Fe2O3 0,35 0,36 0 0,23
FeO 3,3 2,9 2,3 1,7
MnO 0,05 0,01 0,05 0,06
MgO 1,4 1,7 0,57 0,46
CaO 1,4 2,9 1,7 1,7
Na2O 3,4 4 4,2 3,7
K2O 4 4,1 3,8 3,8
P2O5 0,25 0,11 0,09 0,04
H2O+ 0,01 0,67 0,36 0,36
CO2 0,2 0,67 0,88 0,7
Total 99,55 100,8 101,03 99,99
FeOt 3,61 3,22 2,3 1,91
Fe2O3t 4,02 3,58 2,56 2,12
A/CNK 1,164 1,093 1,042 1,076
Al2O3/TiO2 29,59 20,34 52,5 102,14
CaO/Na2O 0,41 0,73 0,4 0,46
Ba 1159 1281 907 861
Rb 190 123 124 68
Sr 356 416 359 351
Pb 76 84 56 69
Th 29 141 7 <4
U <9 <9 <9 <9
Cs <4 <4 <4 <4
Zr 241 114 163 106
Hf <7 <7 <7 <7
Nb <7 16 5 <4
Ta <4 <4 <4 <4
Y 28 14 22 5
Ga 19 25 21 18
Sn <4 <4 <4 <4
W 9 22 <9 <9
Li 16 21 20 5,9
Mo 8,6 6,6 7,4 10
V 72 99 18 13
Sc 5,8 2 <2 <2
Cr 55 40 n.a. n.a.
Co 10 19 n.a. n.a.
Ni 27 29 n.a. n.a.
F 540 740 n.a. n.a.
B 127 133 100 95
Tabela 8 – Resultado das análises químicas para ETR das amostras CL-118, CL 125 e CL-132
Terras raras (ppm)
Amostra CL118
† CL125 × CL132 ×
La 72,2 32,721 12,661
Ce 139,1 66,11 27,3
Nd 53,13 19,9 8,956
Sm 10,21 3,77 1,816
Eu 1,876 0,615 0,468
Gd 6,565 2,838 1,8
Dy 4,083 2,24 1,378
Ho 0,797 0,414 0,3
Er 2,063 1,21 0,796
Yb 1,653 0,994 0,741
Lu 0,251 0,19 0,14
† Leptinito
× Leucogranito
58
O diagrama R1:R2 para classificação de ambiente tectônico de Batchelor &
Bowden (1985), no qual os índices são os mesmos utilizados na classificação das
rochas magmáticas, se vale da distinção entre plagiogranitos, granitos
cálcioalcalinos de margens continentais ativas, granitos crustais aluminosos,
granitos cálcioalcalinos de alto K ligados ao estágio de alçamento orogênico pós-
colisão, granitos subalcalinos ligados aos estágios orogênicos tardios, granitos
alcalinos/peralcalinos pós-orogênicos e granitos anorogênicos associados com rifts e
grabens para classificar o ambiente geotectônico.
Nesse contexto, as amostras (CL-118, CL-125 e CL-132) estão associadas ao
campo das rochas sincolisionais e a amostra CL-135 no campo das rochas pós
colisionais (Figura 12).
Figura 12 – Diagrama R1:R2 Batchelor & Bowden (1985) para classificação de ambiente tectônico.
59
O diagrama abaixo ETR normalizado pelo condrito de Boynton (1984), é
utilizado para classificação dos elementos terras raras nas amostras estudadas.
Nesse diagrama, os ETR são dispostos segundo crescentes números atômicos, o
que permite a sua divisão em ETR leves (La - Sm) e ETR pesados (Gd – Lu). Os
valores analíticos dos ETR estão normalizados em relação aos ETR dos meteoritos
condríticos, material mais primitivo que se conhece, e representado em escala
logarítimica.
No diagrama abaixo (Figura 13), é possível observar pequenas anomalias
negativas em Eu (európio) para as três amostras analisadas.
Figura 13 - Spiderdiagrama ETR ao Condrito (Boynton, 1984) para classificação de três amostras
estudadas.
60
6.0 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
Os leptinitos e os leucogranitos são rochas que têm seu processo de geração
associado a eventos de anatexia crustal (Clemens & Wall, 1981; Thompson, 1982;
Clemens & Vielzeuf, 1987; Patiño Douce & Johnston, 1991; Carrington & Harley,
1995; Braun et al. 1996 apud Leite 2002) O processo de geração desses litotipos é
descrito pelas seguintes equações:
Segundo Clemens & Vielzeuf (1987), Vielzeuf & Montel (1994) e Braun et al.
(1996), a rocha fonte, de origem metamórfica, composta por biotita, quartzo,
feldspato, ilmenita e silimanita pôde experimentar anatexia crustal durante o
metamorfismo progressivo de um processo orogenético conforme a reação
mineralógica abaixo:
1) Bt + Qtz + Fs + Il + Sill → Grt + Líquido anatético + Bt1
A granada gerada nesse processo continua a reagir com o líquido anatético
gerando simplectitos de biotita e quartzo durante o resfriamento e ao mesmo tempo
esse líquido passa pelo processo de cristalização fracionada originando a seguinte
paragênese:
2) Gr + Líquido → (Bt2 + Qtz) + (Qtz2 + Kfs + Pl) leptinito
Já em condições de metamorfismo regressivo, retornando à fácies anfibolito e
com a presença de água no sistema, a biotita e o plagioclásio são hidratados,
gerando sericita e clorita e ilmenita ou simplectitos de biotita 3 + rutilo.
3) Pl + H2O → Ser
4) Bt2 + H2O → Cl + Ilm + (Bt3 + Rt) simplectito
Dessa forma, granada e biotita1 representam fases peritéticas do processo de
anatexia crustal. Simplectitos de biotita e quartzo são produtos de reação de volta do
Simplectito Bt+Qtz
61
líquido anatético com as fases peritéticas. Os tipos litológicos em condições
subsólidas experimentaram aporte de fluidos hidrotermais que transformaram biotita
em clorita + biotita 3 e rutilo, e plagioclásio em sericita.
O gráfico P-T abaixo demonstra, esquematicamente, em que momento se deu
o processo de geração do líquido anatético, a reação de metamorfismo progressivo
que originou magma + fases sólidas residuais (fase peritética) (1) e a reação de volta
do líquido com a granada residual (back-melting reaction).
A presença de biotita pobre em titânio e biotita rica em titânio nos
leucogranitos e somente de biotita rica em titânio nos leptinitos, sugere que o
magma que gerou os leucogranitos se segregou separado do magma peraluminoso
primário. Este último cristalizou “in situ” ou quase “in situ”, gerando o leptinito,
enquanto o magma do leucogranitos passou por processo de cristalização
fracionada e por enriquecimento por fluidos, que transformaram a biotita titanífera
em clorita + ilmenita.
Na amostra CL-125 ocorre simplectito de biotita + rutilo. A provável fonte do
titânio para gênese do rutilo (simplectito) é o titânio da biotita titanífera que foi
exsolvido para o sistema durante a reação de metamorfismo regressivo.
T
P
1
2
Líquido
62
No diagrama QAP todas as amostras plotadas ocorrem no campo dos
monzogranitos e granodioritos. Kalmár & Pálffy (2008), em estudos geoquímicos
dos leptinitos de Stejera, na Romênia, obtiveram os mesmos campos que os
leptinitos estudados nesse trabalho, o que reforça a ideia de utilizar o termo
leptinitos para as rochas estudadas.
Figura 14 - Diagrama QAP utilizado para classificação dos leptinitos, adaptado de Kálmar & Pálffy
(2008).
O diagrama de ambientes tectônicos de Batchelor + Bowden (1985) aponta a
amostra CL-135 (leptinito) como pós-colisional, em detrimento das demais amostras
que mostram um ambiente de gênese sin-colisional. Esse diagrama utiliza dados
geoquímicos para estimar um ambiente de formação, não relevando dados
importantes como características tectônicas e estruturais.
O seu posicionamento em tal diagrama pode ser explicado por seus maiores
teores de Al2O3, CaO e MgO e teores inferiores de SiO2, MnO (Tabela 7) revelando
que deve-se ter cautela na utilização de diagramas discriminantes de ambientes
tectônicos, principalmente se não for acompanhado de estudos de campo.
Para o diagrama de padrão ETR (Boynton, 1984), todas as amostras
analisadas apresentam pequenas anomalias negativas em Eu. Cada mineral
integrante de rochas magmáticas apresentam um padrão ETR marcante. O
plagioclásio é um mineral globalmente pobre em ETR, mas muito enriquecido em
Eu. Assim sendo, as anomalias negativas de Eu podem ser explicadas pois, durante
63
o processo de fusão parcial da rocha fonte, apenas uma pequena porção de
plagioclásio é liquefeita, resultando em um magma empobrecido em Eu, que indica
minerais que foram sucessivamente fracionados.
O padrão coincide com a análise para ETR dos leptinitos e leucogranitos de
Manali, de Braun et al. (1996), normalizado em condrito para amostras de leptinito
(leucossoma in situ), L1 e leucogranitos (L2).
Figura 15 - Spiderdiagrama para os leptinitos (L1) e leucogranitos (L2) de Manali, de Braun et al. (1996).
64
7.0 Referências
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Ficha de Descrição
PETROGRÁFICA CL-118
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo Latitude Longitude Nome da Folha Geográfica
CL-118 397.900 8.692.200 SC.24-Y-D-V
Nº do Ponto Referências do Ponto
CL-118 -
Tipo Litológico Nome do Corpo
Leptinito -
2 - ANÁLISE MODAL
3 - DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA
Quartzo – São grãos inequigranulares, com dimensões que variam de 0,1 a 2,6 mm. Morfologicamente são classificados como anédricos. Apresentam contatos interlobados e curvos com as demais fases minerais. Apresentam extinção ondulante moderada e inclusões de biotita, sem orientação preferencial.
Plagioclásio – São grãos inequigranulares, com dimensões que variam de 0,2 a 0,6 mm. São subédricos a anédricos, apresentando contatos interlobados e raramente retos. Ocorrem associados aos grãos de granada. Apresentam geminação do tipo albita. É possível observar a presença de mirmequita (exsolução de quartzo) associada aos grãos desse mineral.
Mesopertita – Apresentam-se, em geral, inequigranulares e de forma tabular. São grãos que variam de 0,3 a 2,3 mm, sendo classificados morfologicamente como subédricos a anédricos. Apresentam contatos curvos e interlobados e raramente contatos retos com as demais ocorrências minerais. É possível observar ainda inclusões de minerais como quartzo, biotita e opacos.
Biotita – Apresentam-se em luz plana com coloração castanho a castanho-avermelhado. Em nicóis cruzados, apresentam um pleocroísmo que varia do castanho-avermelhado (para os grãos que não apresentam processo de cloritização) e verde-arroxeado (para os grãos afetados pela cloritização). Ocorrem em forma de ripas alongadas, com orientação preferencial e dimensões que variam de 0,1 a 0,6 mm. Morfologicamente são classificados como euédricos a subédricos. Apresentam contatos mais comuns com os demais minerais retos e serrilhados, podendo mais raramente apresentar contatos curvos e interlobados. Em alguns grãos é possível observar extinção do tipo olho de pássaro.
Pertita – Apresentam-se equigranulares, xenoblásticas, com grãos que variam de tamanho entre 0,5 a 1,1 mm. Demonstram contatos interlobados com os demais minerais. A presença de minerais como plagioclásio, opacos e finas faixas de biotita é comum.
Granada – Em luz plana, apresentam coloração levemente rosa, alto relevo e bastante fraturados (esqueletais). Morfologicamente, são em forma de fenocristais, subédricos a euédricos, com dimensões que variam de 1,3 a 2,2 mm. Apresentam contatos interlobados e curvos com os demais minerais. É possível observar nas fraturas dos grãos o preenchimento por biotita. Ocorrem em forma de inclusões grãos de quartzo, monazita e opacos. É comum a presença de biotita no entorno dos grãos de granada, muitas vezes interlobando-se com esse mineral.
Opacos – Os grãos dos minerais opacos são anédricos, apresentando tamanhos que variam de 0,05 a 0,1 mm. Ocorrem associados a mesopertita, biotita e granada.
Monazita – São anédricos, com relevo proeminente e pelocroísmo característico. Apresenta dimensões de aproximadamente 0,05 mm e forma idioblástica. É comum a presença desse mineral em forma de inclusão nos grãos de plagioclásio e biotita.
Zircão – Apresentam relevo alto, destacando-se dos demais minerais. Morfologicamente são euédricos, em forma de
MINERAIS %
Quartzo 28,83
Plagioclásio 21,69
Mesopertita 18,78
Biotita 13,75
K-feldspato (Pertita) 9,25
Granada 3,96
MINERAIS %
Opacos 1,85
Monazita 1,05
Zircão 0,79
Total 100
72
elipse, com dimensões aproximadas de 0,05 mm. É possível, em alguns grãos, observar o zoneamento metamórfico.
4 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Fácies Granulito
5– PARAGÊNESE METAMÓRFICA PROGRESSIVA
Biotita, Quartzo, K-feldspato, Plagioclásio
6 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Clorita, Sericita
7 - NOME DA ROCHA
Leptinito
9- FOTOFOTOMICROGRAFIAS
Amostra CL-118 – Vista geral da amostra CL-118, com nicóis cruzados, onde é possível observar boa parte da mineralogia da lâmina como granada, biotita (cloritizada e não cloritizada), quartzo, mesopertita, plagioclásio e zircão.
73
Ficha de Descrição PETROGRÁFICA CL-125
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo Latitude Longitude Nome da Folha Geográfica
CL-125 414.000 8.693.400 SC.24-Y-D-V
Nº do Ponto Referências do Ponto
CL-125 -
Tipo Litológico Nome do Corpo
Leucogranito Ipiraí II
2 - ANÁLISE MODAL
3 - DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA
Plagioclásio – São representados por grãos inequigranulares, com dimensões que variam de 1,0 a 2,0 mm. Morfologicamente se apresentam subdioblásticos a xenoblásticos, apresentando contatos retos e interlobados. Grãos de biotita, quartzo e grãos menores desse mesmo mineral são comuns em forma de inclusões. Ocorrem também a presença de mirmequita (exsolução de quartzo) associada a alguns grãos de plagioclásio.
Quartzo – São inequigranulares, xenoblásticos, com dimensões que variam de 1,5 a 5,0 mm. Apresentam contatos predominantemente interlobados, podendo ocorrer também contatos do tipo reto. Grãos de biotita, muscovita e grãos menores do próprio mineral ocorrem comumente em forma de inclusões. Alguns grãos apresentam extinção ondulante moderada.
Mesopertita – São representados por grãos inequigranulares, tabulares, com dimensões que variam de 0,05 a 1,0 mm. Morfologicamente são subdioblásticos a xenoblásticos, apresentando contatos do tipo reto e interlobado com os demais minerais. A presença de quartzo e biotita em forma de inclusões é comum nesse mineral.
Biotita – Apresenta, em luz plana, coloração castanho-clara. Ocorrem em formas de ripas, com contatos do tipo reto e serrilhado, a depender da face do grão. Apresentam pleocroísmo que varia do verde ao arroxeado, variando devido ao grau de cloritização. São euédricos a subédricos, com tamanhos que variam 0,1 a 0,5 mm.
Pertita – É representada por grãos xenoblásticos, inequigranulares, com dimensões que variam em torno de 1,0 mm. Apresentam contato do tipo interlobado com os demais minerais da lâmina.
Granada – Apresenta coloração rosada em luz plana, relevo alto e em forma esqueletal (bastante fraturada). São grãos subédricos a anédricos, com dimensões que variam de 1,0 a 4,0 mm. Apresentam contatos interlobados e retos. A biotita ocorre associada a granada, por vezes preenchendo as fraturas do grão. Inclusões de quartzo ocorrem com frequência.
Zircão – São grãos com relevo proeminente, euédricos (em forma de elipses) e tamanho em torno de 0,05 mm. Ocorrem comumente associados à biotita e ao plagioclásio.
Opacos – São grãos anédricos, com dimensões em torno de 0,1 mm. Ocorrem associados predominantemente à granada e a biotita.
Monazita – São representados por grãos idioblásticos a subdioblásticos, com dimensões aproximadas de 0,05 mm. Ocorrem comumente associados ao plagioclásio e a mesopertita.
4 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Fácies Granulito
5– PARAGÊNESE METAMÓRFICA PROGRESSIVA
MINERAIS %
Plagioclásio 35,14
Quartzo 31,53
Mesopertita 17,12
Biotita 5,86
Granada 5,41
Pertita 0,9
MINERAIS %
Zircão 0,9
Opacos 0,9
Monazita 0,45
Total 100
74
Biotita, Quartzo, K-feldspato, Plagioclásio
6 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Clorita, Sericita
7 - NOME DA ROCHA
Leucogranito
9- FOTOFOTOMICROGRAFIAS
Amostra CL-125 – Vista geral da amostra CL-125, com nicóis cruzados, onde é possível observar parte da mineralogia da lâmina como granada, quartzo e minerais da fase acessório.
75
Ficha de Descrição PETROGRÁFICA CL-132
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo Latitude Longitude Nome da Folha Geográfica
CL-132 417.000 8.705.200 SC.24-Y-D-V
Nº do Ponto Referências do Ponto
CL-132 -
Tipo Litológico Nome do Corpo
Leucogranito Capelinha
2 - ANÁLISE MODAL
3 - DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA
Plagioclásio – Se apresentam inequigranulares e dimensões que variam de 0,4 a 2,3 mm. São subdioblásticos a xenoblásticos, com contatos do tipo interlobado e retos. Alguns grãos apresentam processo de sericitização, sendo que em alguns grãos só é possível observar o contorno original desses grãos. É comum a ocorrência de inclusões de biotita, quartzo, outros grãos menores de plagioclásio e, por vezes, opacos. A presença de mirmequita (exsolução de quartzo) também é comum.
Quartzo – Apresentam tamanho que varia entre 0,05 a 5,6 mm. Morfologicamente são inequigranulares, xenoblásticos, com contatos que variam de interlobados (mais comuns) a retos com os demais minerais. É possível observar associado aos grãos inclusões de biotita e grãos menores do próprio quartzo. Os grãos apresentam extinção ondulante moderada.
Mesopertita – São inequigranulares, tabulares, com dimensões que variam de 0,5 a 1,3 mm. Morfologicamente são subdioblásticos a xenoblásticos, com contatos do tipo reto e interlobados. Grãos de quartzo e biotita são comuns nos grãos da mesoperita.
Biotita – Em luz plana apresenta uma coloração castanho-clara. Apresenta pleocroísmo que varia do verde ao avermelhado (variando pelo grau de cloritização). Apresentam-se em formas de ripas, sempre com contatos retos em duas faces e contato serrilhado a interlobado nas demais. Morfologicamente são classificados como euédricos a subédricos, com dimensões que variam de 0,08 a 0,9 mm, por vezes apresentando extinção do tipo olho de pássaro.
Granada – Se apresentam levemente rosadas em luz plana, relevo alto e bastante fraturadas. Ocorrem em formas globulares, subédricos a anédricos, com dimensões que variam de 0,7 a 4,25 mm. Os contatos são predominantemente interlobados com os grãos de quartzo e retos com os grãos de plagioclásio e mesopertita. É possível observar preenchimento de algumas fraturas dos grãos por biotita (biotita essa que pode se apresentar, por vezes, cloritizada). A presença de inclusões de quartzo é comum.
Pertita – Ocorrem em grãos morfologicamente xenoblásticos, inequigranulares, com dimensões que variam de 1,0 a 1,3 mm. Apresentam contato predominantemente interlobado com os demais minerais.
Microclina – Ocorrem em grãos com tamanho que varia de 0,08 a 0,80 mm, inequigranulares, tabulares, classificados como subdioblásticos a xenoblásticos. Apresentam contato predominantemente interlobados com os outros minerais da rocha. A presença de inclusões de quarto ou de mirmequita é comum.
Zircão – Apresentam relevo alto e pleocroísmo marcante. São euédricos (em forma de elipses) e dimensões aproximadas de 0,05 mm. Ocorrem comumente associados a biotita e ao plagioclásio e em alguns grãos é possível observar zoneamento metamórfico.
Opacos – São representados por grãos anédricos, com dimensões que variam de 0,1 a 0,2 mm. Ocorrem associados a toda assembleia mineralógica da lâmina, predominantemente com a granada e a biotita.
Monazita – Apresenta relevo alto e pleocroísmo característico. São grãos idioblásticos, com dimensões de aproximadamente 0,05 mm. São mais comuns associados ao plagioclásio e a mesopertita.
MINERAIS %
Plagioclásio 30,28
Quartzo 26,28
Mesopertita 23,14
Biotita 10,86
Pertita 2,57
Granada 1,71
MINERAIS %
Microclina 2,00
Zircão 1,14
Opacos 0,86
Monazita 0,57
76
4 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Fácies Granulito
5– PARAGÊNESE METAMÓRFICA PROGRESSIVA
Biotita, Quartzo, K-feldspato, Plagioclásio
6 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Clorita, Sericita
7 - NOME DA ROCHA
Leucogranito
9- FOTOFOTOMICROGRAFIAS
Amostra CL-132 – Porção representativa da amostra CL-132, com nicóis cruzados, onde é possível observar parte da mineralogia da lâmina como microclina, plagioclásio (e mirmequita), quartzo e biotita.
77
Ficha de Descrição PETROGRÁFICA CL-135
1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO
No de Campo Latitude Longitude Nome da Folha Geográfica
CL-135 392.300 8.704.000 SC.24-Y-D-V
Nº do Ponto Referências do Ponto
CL-135 -
Tipo Litológico Nome do Corpo
Leptinito
2 - ANÁLISE MODAL
3 - DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA
Plagioclásio – Apresentam dimensões que variam de 0,2 a 1,4 mm. São inequigranulares, subdioblásticos a xenoblásticos, apresentando contatos interlobados e raramente retos. Na maioria dos grãos ocorre substituição parcial por sericita, alguns em estágio avançado, outros em estagio gradual, onde ainda é possível observar o grão de plagioclásio no núcleo, apresentando somente as bordas alteradas. Minerais como quartzo, biotita, titanita e grãos menores do próprio mineral são facilmente observados em forma de inclusões. Ocorrem ainda associadas a esse mineral mirmequita (exsolução de quartzo).
Biotita – Apresenta, em luz plana, coloração que varia do castanho ao castanho avermelhado. Apresenta pleocroísmo que varia do castanho avermelhado ao verde arroxeado (para os grãos que não apresentam efeito do processo de cloritização e para os que apresentam, respectivamente). A maioria encontra-se alongada, em forma de ripas, apresentando orientação preferencial em um único sentido. Apresentam dimensões que variam de 0,2 a 1,8 mm. Morfologicamente, os grãos são euédricos a subédricos, apresentando contatos retos, mais raramente curvos e serrilhados com os demais minerais.
Quartzo – São inequigranulares, xenoblásticos, dimensões que variam de 0,5 a 3,0 mm. Apresentam contatos do tipo reto ou interlobados entre os grãos do mesmo mineral ou com a biotita. Observa-se também inclusões de plagioclásio e biotita, que podem inclusive apresentar-se alteradas (cloritização). A presença de minerais acessórios em forma de inclusões como titanita e monazita é comum. Apresentam extinção ondulante moderada.
Pertita – Apresentam-se equigranulares, xenoblásticos, com grãos que variam de tamanho entre 0,5 a 1,6 mm. Demonstram contatos interlobados com os demais minerais. A presença de minerais em forma de inclusões como plagioclásio e opacos é comum.
Mesopertita – São inequigranulares e de forma tabular. Apresentam dimensões que variam de 1,0 a 2,4 mm, classificados morfologicamente como subdioblásticos, apresentando contatos do tipo reto, interlobado e curvo. É possível observar inclusões de quartzo, plagioclásio e biotita.
Granada – Os grãos se apresentam levemente rosados em luz plana, com relevo alto, altamente fraturados, destacando-se dos demais minerais. Os grãos exibem uma forma globular, por vezes formando agregados. Apresentam dimensões que variam de 0,25 a 1,0 mm. Quanto a morfologia, são euédricos, exibindo uma relação de contato com o quartzo e o feldspato curva, podendo ocorrer, por vezes, contatos embaiados e interlobados. Já com os grãos de biotita, apresentam contato predominantemente interlobados. Ocorrem sempre associados a biotita, além de exibir em forma de inclusão grãos de titanita.
Zircão – Apresentam relevo alto. Quanto a morfologia são euédricos, apresentando forma elipsoide. Ocorrem em tamanho de aproximadamente 0,05 mm.
Monazita – Morfologicamente, apresentam-se anédricos e idioblásticos, com relevo proeminente e pleocroísmo alto. Apresentam dimensões de aproximadamente 0,05 mm . É comum a presença desse mineral em forma de inclusão nos grãos de biotita.
MINERAIS %
Plagioclásio 35,61
Biotita 23,01
Quartzo 17,80
K-feldspato (Pertita) 10,95
Mesopertita 6,02
Granada 2,45
MINERAIS %
Zircão 1,91
Monazita 1,36
Opacos 0,82
Total 100
78
Opacos – Os grãos dos minerais opacos são anédricos, apresentando tamanhos que variam de 0,05 a 0,1 mm. Ocorrem associados a toda mineralogia da rocha.
4 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA
Fácies Granulito
5– PARAGÊNESE METAMÓRFICA PROGRESSIVA
Biotita, Quartzo, K-feldspato, Plagioclásio
6 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA
Clorita, Sericita.
7 - NOME DA ROCHA
Leucogranito
9- FOTOFOTOMICROGRAFIAS
Amostra CL-135 – Vista geral da amostra CL-135, com nicóis cruzados, onde é possível observar parte da mineralogia da lâmina como granada, quartzo, biotita (cloritizada e não cloritizada), plagioclásio e minerais da
fase acessório.
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