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  • UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

    INSTITUTO DE GEOCINCIAS

    CARACTERIZAO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO

    TONALITO-GRANODIORITO UMBABA, CACUL, BAHIA

    Por: Alex Moura Gomes

    Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz

    Salvador/Bahia 2007

  • UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCINCIAS

    CARACTERIZAO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO

    TONALITO-GRANODIORITO UMBABA, CACUL, BAHIA

    Alex Moura Gomes

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

    Salvador/Bahia 2007

  • Gomes, Moura Alex,

    Caracterizao estrutural multiescalar do Tonalito-Granodiorito Umbaba, Cacul, Bahia / Alex Moura Gomes _ Salvador, 2007.

    Orientadora: Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz.

    Trabalho de Concluso de Curso (Bacharelado) Graduao em Geologia. Instituto de Geocincias. Universidade Federal da Bahia, 2007.

  • UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCINCIAS

    ALEX MOURA GOMES

    CARACTERIZAO ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO

    TONALITO-GRANODIORITO UMBABA, CACUL, BAHIA

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

    Bahia, pela seguinte banca examinadora: ______________________________________________________________ 1 Examinadora Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz Orientadora Doutora em Geologia Estrutural e Tectnica Instituto de Geocincias, UFBA. _____________________________________________________________ 2 Examinador Dr. Lus Rogrio Bastos Leal Doutor em Geologia Instituto de Geocincias, UFBA. _____________________________________________________________ 3 Examinador Bacharel Jos Carlos Cunha Geolgo Companhia Baiana de Pesquisa Mineral.

  • Salvador,____ julho de 2007.

    A D. Zlia, minha me, por estar sempre presente

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

    Simone, minha orientadora, pela dedicao

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

  • AGRADECIMENTOS

    A Deus, por ter me dado foras para chegar aos meus objetivos. Zlia Maria de Moura Gomes, minha me, por estar presente em todos os

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

    Eric, meu filho que me impulsionou a correr atrs do prejuzo, me trouxe alegria nas horas mais difceis.

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

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

    As minhas tias Clia e Jlia, sempre presente e incentivando e acreditando que eu conseguiria.

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

    minha pr Simone, essa merece um agradecimento especial, foi forte e determinada na conquista de meus trabalhos. Foram vrias noite perdidas, incentivando e passando seu conhecimento sem nenhuma restrio. Valeu Pr!

    Aos meus professores do Igeo, sempre dispostos a ensinar e passar seus conhecimentos, Johildo Barbosa, Haroldo S, Telesforo, Flvio, Marco, Ccero, Joaquim Xavier, Lus Rogrio, Professoras Lourdes e ngela entre outros. Valeu!

    Aos meus amigos e colegas que de uma forma direta ou indireta ajudaram para a realizao desta jornada da minha vida, Thupea, Dani, Dbora, Peithola, L (Andalusandra), Truculncia (vulgo Cristiano), Tiago Morro, Marcel, Decrpto, Niemayer Pivete, Gnomo, Liba (companheiro de todos os campos), velho Pit, Barbarina, Rejane, Bruno, Thelo boca de visgo e mais uma galera que esteve presente. Mil desculpas aos que no veio a mente. Obrigado!

  • RESUMO

    O granitide Umbaba localiza-se no Bloco Gavio, poro central do Crton do So Francisco, no Estado da Bahia. Este trabalho tem como objetivo a anlise estrutural multiescalar de um expressivo corpo granitide localizado na poro sudoeste do Bloco Gavio, entre as cidades de Ibitira e Cacul, denominado de Granitide Umbaba. Para atingir o objetivo proposto, foi selecionada uma rea de 180 Km onde foram realizados levantamento bibliogrfico, fotointerpretao, levantamentos de campo e petrologia estrutural. Duas tectonofcies foram identificadas no granitide Umbaba, denominada de granitide Umbaba foliado e granitide Umbaba gnaissificado. A diferena entre elas a intensidade de deformao. A primeira, pode ser caracterizado como rocha protomilontica e a segunda varia entre termos milonticos e ultramilonticos. Texturas sugerem a presena de um fluido hidrotermal em condies ps-magmticas,/ps-gnaissifcao. A foliao impressa nessas rochas sugere uma evoluo continua da trama desde condies magmticas at o estado slido, com desenvolvimento de feies de deformao e recristalizao sin-colocao do plton. O conjunto de estruturas deformacionais sugere campo de tenso principal segundo SSE-NNW, em regime transpressional sinistral A distribuio dos elementos da trama sugerem que a deformao do granitide umbaba ocorreu em condies sin-colocao magmtica, tendo a sua evoluo ligada presena de zonas de cisalhamento sinistrais, de mbito regional.

  • 1 INTRODUO 1

    1.1. CONSIDERAES INICIAIS 1

    1.2. CONTEXTUALIZAO E APRESENTAO DO PROBLEMA 2

    1.3. OBJETIVOS 3

    1.4. REA SELECIONADA PARA ESTUDO 3

    1.5. JUSTIFICATIVA 4

    1.6. METDOLOGIA DE TRABALHO 5

    1.6.1. Atualizao do acervo bibliogrfico 5

    1.6.2. Trabalhos de sensoriamento remoto 5

    1.6.3. Trabalhos de Campo 5

    1.6.4. Estudo Petrogrfico/Microestrutural 5

    1.6.5. Tratamento de dados estruturais 6

    2 CONTEXTO GEOLGICO REGIONAL 7

    2.1. INTRODUO 7

    2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRFICAS 8

    2.2.1. Embasamento 8

    2.2.2. As Rochas plutnicas arqueanas e paleoproterozicas do

    Bloco Gavio. 11

    2.2.3. O Complexo Lagoa Real 12

    2.2.4. O Supergrupo Espinhao 12

    2.2.5. Intrusivas Bsicas 14

    2.2.6. O Supergrupo So Francisco 15

    2.3. ARCABOUO ESTRUTURAL 15

    3 EVOLUAO ESTRUTURAL DE DOMOS MAGMTICOS E SUA RELAO COM

    AS ENCAIXANTES 20

  • 3.1. CAMPOS DE DEFORMAO NOS DOMOS MAGMTICOS 20

    3.2. MICROESTRUTURAS RELACIONADAS AO FLUXO MAGMTICO E

    SUBMAGMTICO 22

    3.2.1. Evidncias de fluxo magmtico 23

    3.2.2. Evidncias de fluxo submagmtico 23

    3.2.3. Evidncias de deformao no estado slido 24

    4 CARACTERIZAO E ANLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO TONALITO-

    GRANODIORITO UMBABA 25

    4.1. INTRODUO 25

    4.2. DESCRIO DAS TECTONOFCIES 25

    4.2.1. Tectonofcies 1: Granitide Umbaba foliado 27

    4.2.2. Tectonofcies 2: Granitide Umbaba Gnaissificado 38

    4.3. ASPECTOS ESTRUTURAIS MULTIESCALARES ASSOCIADOS COM A

    DEFORMAO DO TONALITO-GRANODIORITO UMBAUBA 41

    4.4 DISCUSSO DOS RESULTADOS 48

    5 CONCLUSES 52

    6 REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS 53

  • LISTA DE FIGURAS

    Figura 1.1 Crton do So Francisco. Figura 1.2 Mapa de Localizao da rea de estudo. Figura 2.1 Principais unidades tectnica do Crton do So Francisco. Figura 2.2 - Mapa geolgico/estrutural da rea de entorno da rea pesquisada. Figura 2.3 Reconstituio das colises paleoproterozicas no Estado da Bahia. Figura 2.4 Modelo de evoluo tectnica do Bloco Gavio no arqueano. Figura 3.1 Campos de deformao em plutons. Figura 3.2 Mapa de trajetria das superfcies de achatamento. Figura 3.3 Distribuio na deformao nas rochas encaixantes. Figura 3.4 - Posio provvel de cavalgamentos induzidos durante a evoluo de domos magmticos. Figura 4.1- Mapa geolgico-estrutural do Complexo Umbaba na rea cartografada Figura 4.2 Classificao Modal das rochas do Complexo Umbaba Figura 4.3 Diagrama estereogrfico Figura 4.4 Diagrama estereogrfico Figura 4.5 Diagrama estereogrfico Figura 4.6 Conjunto de estrutras levantadas no campo Figura 4.7 Conjunto de estrutras levantadas no campo Figura 4.8 Modelo de evoluo deformacional Figura 4.9 Corelao com campo de tenso a zona de cisalhamento Iguatemi-

    Mocambo

  • LISTA DE TABELAS

    Tabela 2.1 Dados geocronolgicos das rochas intrusivas no Bloco Gavio Tabela 2.2 Sntese dos dados geocronolgicos das rochas arqueanas e paleoproterozicas do Bloco Gavio Tabela 4.1 Analise petrogrfica do granitide Umbba Tabela 4.1 Analise petrogrfica do granitide Umbaba Gnaissificado

  • LISTA DE FOTOS

    Foto 4.1 Granitide Umbaba vista geral do afloramento Foto 4.2 Granitide Umbaba Detalhe . Foto 4.3 Enclave no Granitide Umbaba. Foto 4.4 Umbaba gnaissificado apresentando bandamento composicional S1 paralelo foliao magmtica S0 Foto 4.5 Granitide Umbaba, detalhe das biotitas estirada Foto 4.6 Foliao magmtica S1//S0 no Granitide Umbaba. Notar presena de dobras intrafoliais e de dique tardio foliao Foto 4.7 Boudin em Umbaba gnaissificado .

  • LISTA DE MICROGRAFIAS

    Fotomicrografia 4.1 Aspectos da trama gnissica no granitide Umbaba.

    Fotomicrografia 4.2 Textura mimerqutica, gnea

    Fotomicrografia 4.3 Porfiroclasto de microclina em textura ncleo-manto

    Fotomicrografia 4.4 - Porfiroclato de plagioclsio em textura ncleo-manto

    Fotomicrografia 4.5 Textura lepidobltica marcada pela biotita castanha

    Fotomicrografia 4.6 Porfiroclasto de plagioclsio no granitide Umbauba

    Fotomicrografia 4.7 Gros recristalizados de plagiolcsio

    Fotomicrografia 4.8 Porfiroclatos de microclina

    Fotomicrografia 4.9 Gros poligonais recristalizados de microclina.

    Fotomicrografia 4.10 Subgros de quartzo

    Fotomicrografia 4.11 Cristal de zirco incluso em biotita .

    Fotomicrografia 4.13 Textura sugerindo crescimento da mica branca a apartir da

    biotita.

    Fotomicrografia 4.14 Textura sugerindo reao envolvendo epidoto (ep) e plagioclsio

    (pl).

    Fotomicrografia 4.15 Textura poiquiltica envolvendo crescimento do epidoto a partir

    de alanita

    Fotomicrografia 4.16 Mosaico mostrando trama milontica (estado slido) no

    granitide de umbaba.

    Fotomicrografia 4.17 Mosaico mostrando trama ultramilontica (estado slido) no

    granitide de umbaba

  • INTRODUO

    1.1. CONSIDERAES INICICIAIS

    O Crton do So Francisco (Figura 1.1) apresenta uma evoluo poli-

    histrica marcada por eventos tectnicos desde ao Arqueano ao

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

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

    rochas gneas, metamrficas e sedimentares, com assinaturas petrolgica e

    geoqumica diversas, alm de um conjunto de estruturas deformacionais,

    delineiam um cenrio de histria evolutiva complexa. Trs blocos regionais

    foram delimitados na poro baiana deste crton, o Bloco do Gavio, a oeste, e

    os blocos de Serrinha e Jequi, a leste.

    FAIXA RIACHO DO PONTAL

    Figura 1.1 O Crton do So Francisco e principais blocos arqueano-paleoproterozico no

    estado da Bahia. Em verde, a localizao da rea de trabalho. BJ- Bloco Jequi, BG- Bloco

    Gavio, BS Bloco Serrinha. Fonte: Cruz (2004).

    Salvado

    ATLNTICO OCEANO

    FAIXA BRASLIA

    ORGENO ARAUA

    FAIXA RIO PRETO

    0 200km

    EMBASAMENTO (>1,8

    COBERTURAS PROTEROZI

    COBERTURAS

    CINTURES

    N

    CRTON DO SO FRANCISCO

    BJ

    BS

    CD

    BG

    BSF

    1

  • Segundo Barbosa & Sabat (2002), o Bloco do Gavio, juntamente com

    os blocos Jequi e Serrinha, particpou das colises que estruturam o Orgeno

    Salvador-Cura. A histria evolutiva do Bloco Gavio avana no

    Paleoproterozico com a instalao do Aulacgeno do Espinhao (Moutinho da

    Costa & Inda 1982) e sua posterior inverso tectnica no Neoproterozico

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

    eventos distensionais do Paleoproterozico e compressionais do

    Neoproterozico, no Bloco Gavio ainda podem ser encontrados domnios em

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

    fortemente preservadas.

    A monografia objeto desse projeto pretende realizar a anlise estrutural

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

    regio entre as cidades de Ibitira e Cacul e que representa um importante

    laboratrio para recuperar as rochas e estruturas anteriores instalao do

    Aulacgeno do Espinhao. Tal corpo foi recentemente definido pelos alunos de

    GEO-063 (Estgio de Campo IV Instituto de Geocincias da UFBA).

    Entretanto, a anlise estrutural em variadas escalas algo indito para esse

    corpo e, por conseguinte, para essa poro do Bloco Gavio.

    1.2. CONTEXTUALIZAO E APRESENTAO DO PROBLEMA

    O Crton do So Francisco apresenta uma unidade continental

    estabilizada no Paleoproterozico e que foi poupada das deformaes durante

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

    de idades arquenas e paleoproterozicas, de natureza grantico-granodiortica-

    tonaltica, gnaissificadas ou no, que esto distribudas nos Blocos Gavio,

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

    Espinhao e So Francisco. Em especial no Bloco Gavio, uma srie de

    granitides de idades arqueana e paleoproterozica foram datados e

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

    1998) e Bastos Leal (1998).

    2

  • O mapeamento da poro sudoeste da folha Caetit (Escala 1:100.000)

    pelos alunos da disciplina (Estgio de Campo IV Instituto de Geocincias da

    UFBA) mostrou a existncia de um granitide com rico acervo de estruturas

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

    quais as caractersticas macro-meso e microestrutural do granitide Umbaba?

    Quais as caractersticas da foliao nele fortemente impressa? Qual a relao

    entre a foliao observada e a evoluo da zona de cisalhamento Ibiassuc-

    Iguatemi-Mocambo?

    Responder a essas questes de suma importncia para o

    entendimento dos eventos magmticos que levaram a consolidao do Bloco

    Gavio.

    1.3. OBJETIVOS

    O objetivo geral da presente monografia a realizao de estudos de

    natureza estrutural multiescalar no Tonalito-Granodiorito de Umbaba

    cartografado, na poro sudoeste da Folha Caetit (Escala 1:100.000) com

    vistas a elucidao dos contexto de colocao desse corpo.

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

    Estado da Bahia.

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

    caracterizar a foliao presente e caracterizar as tramas magmticas e

    deformacionais.

    c) entender o contexto cinemtico das estruturas identificadas.

    1.4. REA SELECIONADA PARA ESTUDO

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

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

    3

  • Figura 1.2 Localizao da rea de trabalho. Modificado de Cruz (2004).

    1.5. JUSTIFICATIVA

    O estudo dos eventos tectnicos Arqueano e Paleoproterozico no Bloco

    do Gavio ainda matria de controvrsias. A tectnica arqueana ainda no

    bem entendida e a paleoproterozica objeto de discusses entre

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

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

    granitides paleoproterozicos, entretanto, essas rochas ainda no foram

    estudadas do ponto de vista petrolgico.

    Recentemente, o mapeamento da poro SE Folha Caetit (Escala

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

    demonstrou a existncia de um granitide com um rico acervo de estruturas,

    cujo estudo pode levar ao entendimento de aspectos cinemticos associados a

    4

  • sua colocao e/ou deformao posterior ao seu alojamento na crosta. A

    realizao do presente trabalho ir contribuir para o entendimento da evoluo

    tectnica do Bloco Gavio, com vistas a verificar o contexto de colocao

    magmtico e deformao de corpos granitides l presentes.

    1.6.MTODO DE TRABALHO

    Para atingir os objetivos colimados nesse projeto, foram realizadas as

    seguintes atividades.

    1.6.1.Atualizao do acervo bibliogrfico

    Inicialmente, foram levantadas as publicaes cientficas que

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

    projetos de pesquisa.

    1.6.2. Sensoriamento Remoto

    O sensoriamento remoto foi utilizado na cartografia geolgica

    1.6.3. Trabalhos de Campo

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

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

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

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

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

    Geologia de campo IV).

    1.6.4. Estudo Petrogrfico/Microestrutural

    Durante os trabalhos foram estudadas XX sees delgadas visando o

    estudo dos aspectos petrolgicos, clssicos e microestruturais, assim como

    para o estudo do metamorfismo associado com o corpo.

    1.6.5.Tratamento de dados Estruturais

    5

  • 6

    Os dados estruturais coletados em campo foram lanados em tabelas do

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

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

    construo de digramas estereogrficos e diagramas de roseta contemplando

    os atributos estruturais coletados em campo.

  • CONTEXTUALIZAAO REGIONAL 2.1. INTRODUO O Bloco Gavio representa o seguimento crustal mais antigo do Crton

    do So Francisco (Barbosa & Sabat 2002) (Figura 2.1). constitudo por

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

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

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

    Veizer 1996). A variedade do arcabouo litolgico, assim como a complexidade

    do seu arcabouo estrutural, denota uma histria evolutiva complexa que tem

    sido alvo de pesquisa ao longo dos ltimos anos.

    Fig. 2.1 Figura esquemtica mostrando as principais unidades tectnicas do Crton do So

    Francisco. 1. embasamento arqueano/paleoproterozico com sequncias Greenstone Belts

    (preto), 2. unidades mesoproterozicas, 3. unidades neoproterozicas, 4. coberturas

    fanerozicas, 5. limite do Craton, 6. Cinturo de dobramentos brasilianos, GB. Bloco Gavio,

    JB. Bloco Jequi, SB. Bloco Serrinha, ISCB. Cinturo Itabuna-Salvador-Cura Belt. O

    quadrado representa o orgeno paleoproterozico no estado da Bahia. Fonte: Barbosa &

    Sabat (2002).

    7

  • 2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRFICAS A rea de estudo desse trabalho apresenta-se na poro sudeste do

    Bloco Gavio (Figura 2.2), onde predominam rochas de natureza Tonaltico-

    Trondjemtico-Grantica, de idade arquena e paleoproterozicas (Bastos-Leal et

    al. 1998), alm de sienitos e gnaisses deles derivados que esto agrupados no

    Complexo Lagoa Real (Costa et al. 1985), tambm de idade Paleoproterozica

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

    de bacias que se sucederam do Paleo ao Neoproterozico (Dandefer F 1990 e

    Danderfer F 2000) e que compem o rifte Espinhao (sensu Moutinho da

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

    al. (2000). Nesse captulo sero descritas as unidades que encerram o cenrio

    regional, sendo dada nfase s rochas do embasamento mais antigo que 1.8

    Ga.

    2.2.1. O Embasamento O embasamento do Bloco Gavio constitudo, essencialmente, por

    rochas de composio grantica, granodiortica migmatizadas ou no (Moraes

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

    vulcanossedimentares tipo Greenstone Belts arqueanos/paleoproterozicos

    (Mascarenhas 1973, Barbosa & Sabat 2002). E um conjunto de pltons de

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

    compe o cenrio litolgico.

    O substrato grantico-gnassico-migmattico arqueano do Bloco Gavio

    corresponde a terrenos de mdio grau metamrfico, cuja composio de

    natureza tonaltica, trondhjemtica, granodiortica (TTG) e grantica (Barbosa e

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

    Resultados geocronolgicos produzidos para rochas do Bloco Gavio

    revelaram grupos de rochas TTGs, metamorfisadas em fcies anfibolito e

    relacionados a uma crosta continental primitiva (primeiro evento plutnico)

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

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

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

    al. 1996).

    8

  • Figura 2.2- Mapa geolgico/estrutural apresentando a rea de trabalho. ZCBC- Zona de

    cisalhamento Brumado-Caetit; ZCI-Zona de ciasalhamento Ibiassuc-Iguatemi-Mocambo;

    ZTI- Zona de transferncia de Itanaj, ES- Espinhao Setentrional, CD- Chapada Diamantina,

    SRP- Salincia do Rio Pardo (Faixa Araua), SG- Serra Geral, BG- Bloco Gavio, BJ- Bloco

    Jequi. O limite do Corredor do Paramirim est demarcado pela linha tracejada. Extrado de

    Cruz & Alkmim (2004).

    Um segundo evento plutnico est representado pelos granitides de

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

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

    1998). O terceiro evento plutnico est representado pelos macios de Serra

    9

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

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

    2,8 Ga.

    As seqncias vulcanossedimentares representam testemunhos de

    Greenstone Belts arqueanos/paleoproterozicos, com caractersticas litolgicas

    e estatigrficas distintas (Mascarenhas 1973). No Bloco Gavio as faixas mais

    expressivas foram caracterizadas individualmente com as denominaes de

    Greenstone Belt Umburanas (Cunha & Fres 1994), Ibitira-Ubiraaba, Brumado

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

    (Souza et al. 1990).

    A rea de trabalho est inserida no domnio do greenstone belt Ibitira-

    Ubiraaba (Cunha et al. 1994) que representa uma feio orientada, em geral,

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

    conjunto de meta-vulcnicas mficas, ultramficas e flsicas, anfibolitos, clorita

    xistos, metagabros, serpentinitos, tremolitos ortoderivados, metaultrabsicas,

    alm de metassedimentos qumicos/vulcanoqumicos diversos, como BIFs,

    formaes manganesferas, rochas calssilicticas, cherts, mrmores, filitos e

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

    vulcnicas flsicas, quartzitos bandados e quartzitos ricos em minerais

    calcossilicaticas tambm esto presentes. Anteriormente, esta rea estava

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

    autor, as metavulcnicas mficas anteriormente citadas foram formadas por

    magma toletico, ao passo que as metaultramficas seria de provvel natureza

    komatitica e alm disso, as metavulcnicas flsicas foram geradas a partir de

    um magma calcioalcalino. Rochas granticas peraluminosas, de idade Paleoproterozica, intrusivas

    nas rochas TTGs arqueana e nas seqncias vulcanossedimentares

    arqueanas/paleoproterozica, no Bloco Gavio, tm sido reconhecidas por

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

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

    composio varia desde tonalitos a lcali-granitos, que encontram-se, por

    vezes, foliados, principalmente em regies atravessados por corredores de

    cisalhamentos (Bastos Leal et al. 1998). Esto representados pelos macios de

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

    10

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

    1998). Dados geocronolgicos Rb/Sr (rocha total) e Pb/Pb (zirco) revelam

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

    1996, Bastos Leal et al. 1997).

    2.2.2 As rochas plutnicas arqueanas e paleoproterozicas do Bloco Gavio

    No Bloco Gavio ocorrem rochas gnissicas de idades arqueana e

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

    podendo ser citados os granitides (tonalticos, granticos e granodiortico),

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

    granitides (granitos, granodioritos e monzogranitos) paleoproterozicos,

    denominados de Cacul, Esprito Santo, Iguatemi e Rio do Paulo. As rochas

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

    cinza claro a rsea, granulometria fina a mdia, foliado e por vezes lineados

    quando afetados por zonas de cisalhamento regionais. comum a presena de

    enclaves de rochas mficas.

    Quanto geoqumica, as rochas arqueanas so de natureza ccio-

    alcalina de baixo a mdio potssio (Lagoa da Macambira) e mdio a alto

    potssio (Malhada de Pedras). Tais granitides foram comparados

    geoquimicamente por Bastos Leal (1998) com terrenos gnissicos migmatticos

    do Bloco Gavio. Segundo este autor, o granitide de Lagoa da Macambira

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

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

    enquanto que o granitide de Malhada de Pedras possui algumas semelhanas

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

    potssica.

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

    separou dois grupos de rochas baseado nas semelhanas geolgicas e

    petrogrficas. Um primeiro grupo, representado pelos macios de Cacul e Rio

    do Paulo, so caracterizados por granitos a biotita e anfiblio, que possuem

    xenlitos de rochas mficas e apresentam uma forte foliao de cisalhamento.

    Um segundo grupo, representados pelos macios de Esprito Santo e Iguatemi,

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

    11

  • minerais acessrios. De acordo com aquele autor, so encontrados xenlitos

    de rochas TTG imersas nessas rochas. Em relao composio modal no

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

    monzogranitos.

    A tabela 2.1 apresenta uma sntese das dataes geocronolgicas

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

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

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

    2.2 apresenta uma sntese desses resultados.

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

    Timteo (Costa et al. 1985) constitudo por meta-granitides com idade de

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

    granitides milonitizados em graus variados gerados no curso de uma

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

    2006). Corpos de albititos mineralizados em urnio tambm ocorrem

    encaixados concordantemente nas rochas gnissicas da Sute lagoa Real. Os

    resultados de dataes utilizando variados mtodos geocronolgicos

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

    sugerem que entre 1.8 e 1.7 Ga houve a intruso do Granito So Timteo. Em

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

    isotpica durante o Brasiliano.

    2.2.4. O Supergrupo Espinhao

    constitudo por um conjunto de sedimentos terrgenos com

    contribuies de vulcnicas cidas que ocupam a serra do Espinhao

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

    rea de ocorrncia, os sedimentos desse supergrupo repousam

    concordantemente sobre as rochas do embasamento arqueano-

    paleoproterozico e, na medida em que se avana para sul o seu contato com

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

    natureza deformacional (Cruz 2004).

    12

  • Tabela 2.1-Dados geocronolgicos da rochas intrusivas do Bloco Gavio. A tabela foi extrada de Basto-Leal (1998).

    Rocha Idade Mtodo

    Granitide Sete

    Voltas

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

    Gnaisse Boa

    Vista/Mata Verde

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

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

    Granitides de

    Mariana e Aracatu

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

    Gnaisses de Pirip Entre 2.0 e 3.2 U/Pb e Pb/Pb (zirco) Rb/Sr (RT)

    Granitides Lagoa do

    Morro/Anag

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

    Granitos

    Calcioalcalino Serra

    do Eixo

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

    Granitos Serra dos

    Pombos

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

    Rochas Gnissicas e

    migmatticas

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

    Granitos subalcalinos

    de P de Serra

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

    Granitos Alcalino

    Serra do Eixo

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

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

    Granitos alcalinos

    Serra do Eixo

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

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

    Granito Serra da

    Franga

    2.0 Ga U/Pb e Pb/Pb (zirco)

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

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

    Granito Gameleira 1.95 Ga Rb/Sr (RT)

    Granito Riacho

    Pedras

    1.9 Ga Rb/Sr (RT)

    Granito Lagoa

    Grande/Lagoinha

    2.0 Ga Rb/Sr (RT)

    13

  • Tabela 2.2.- Sntese dos resultados geocronolgicos apresentados por Bastos-Leal (1998) para

    as rochas arqueanas/paleoproterozicas do Bloco Gavio.

    Rocha Idade Mtodo Nd(t)

    Lagoa da Macambira 3.146 Ga Pb/Pb em

    zirco

    -1,5

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

    Macio Cacul Entre 1.9 e 2.07 Ga

    1.734 Ga

    2.63 e 2.77 Ga

    1.064 Ga

    551 Ma

    Pb/Pb

    Rb/Sr

    Sm/Nd

    K/Ar

    (anfiblio)

    K/Ar

    (biotita)

    -6,8 e -7,9

    Macio Rio do Paulo 1,96 Ga

    2,73 Ga

    507 Ma

    Rb/Sr

    Sm/Nd

    K/Ar

    (biotita)

    -5,8

    Macio Esprito Santo Entre 1,99 e 2,02 Ga

    1,68 Ga

    3.0 Ga

    Pb/Pb

    Rb/Sr

    Sm/Nd

    -11,1 e -12,0

    Macio Iguatemi 2,03 Ga

    2,93 Ga e 3,46 Ga

    483 Ma

    Rb/Sr

    Sm/Nd

    K/Ar

    -8,9 e -13,4

    2.2.5 Intrusivas bsicas

    As rochas da Formao Caboclo apresentam-se intrudidas por um

    grande nmero de diques e sills mfico, de idade U/Pb de 1.514 Ga (Babinsk

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

    rochas possuem composio dioriticas a gabrica (TGuimares et al. 2005),

    com ampla distribuio regional e dimenses variadas. A textura, em geral,

    isotrpica, com presena de plagioclsio saussuritizado e augita parcialmente

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

    segundo a direo N-S, ao ponto que outros no apresentam deformao

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

    2.2.6.O Supergrupo So Francisco Na Chapada Diamantina e no Espinhao Setentrional aflora um conjunto

    de rochas terrgenas e carbonticas depositadas em ambiente lacustre/marinho

    profundo com influncia glaciognica (Guimares 1996). Na serra do espinhao

    14

  • Setentrional est representado pelo Grupo Santo Onofre (Schobbenhaus 1996)

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

    Bebedouro e Salitre (Inda & Barbosa 1978). Dataes da Formao Bebedouro

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

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

    pelitos variando entre 930 e 920 Ma.

    3. ARCABOUO ESTRUTURAL E EVOLUO TECTNICA

    As estruturas mais antigas do Bloco Gavio esto relacionadas

    colises e fuses parciais de terrenos Gnaissico Migmatticos TTGs paleo-

    arqueanos e posterior individualizao de estruturas dmicas magmticas

    (Arcanjo et al. 2000).

    Segundo Barbosa & Sabat (2002), no paleoproterozico o Bloco

    Gavio participou das colises que estruturaram o orgeno Itabuna-Salvador-

    Cura (Figura 2.2). As zonas que abrangem evidncias da sua participao na

    coliso Paleoproterozica motivo de controvrsia entre diversos autores.

    Para Barbosa & Sabat (2002), est representada no limite leste do Bloco

    Gavio por falhas de empurro que colocaram rochas do Bloco Jequi sobre as

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

    compressionais exibem estruturas NNW/SSE, com movimento reverso sinistral

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

    embasamento exibem metamorfismo de fcies anfibolito alto e as unidades

    metassedimentares, de fcies xisto verde. Por outro lado, para Jardim de S et

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

    cinemtica destral e vergncia para leste.

    15

  • Figura 2.3 Reconstituio das colises paleoproterozicas no Estado da Bahia (Barbosa &

    Sabat 2002).

    .

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

    do Bloco Gavio foi deformado no Paleoproterozico e sugere interaes entre

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

    Orgeno Paleoproterozico no Estado da Bahia.

    16

  • Figura 2.4 Modelo de evoluo tectnica do Bloco Gavio no arqueano (a,b)-

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

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

    da crosta silica primitiva, de composio tonaltico-trondjemtico. Entre 3.300 a

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

    estruturao de sistema de rifts na direo predominante WNW-ESSE. Neste

    perodo, ocorreu a deposio de associaes vulcanossedimentares (protlitos

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

    seqncias mais completas (evoludas) em direo a su-sudoeste, culminando

    nesta poro com gerao de assoalho ocenico. Entre 3.000 a 2.700Ma

    17

  • (Figura 2.4b) ocorreu orognese, com subduco de placa ocenica sob placa

    ocenica para nr-nordeste. Neste contexto, houve a fuso parcial da placa

    ocenica subductada, com produo de plutes TTG, protlitos de pores dos

    complexos Santa Isabel e Paramirim e constituio de prisma acrescionrio.

    Associada com a orognese houve um evento deformacional tangencial e

    metamorfismo nas facies xisto verde e anfibolito.

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

    orognese com mecanismo motriz focado a os-sudoeste do bloco Gavio com

    desenvolvimento da faixa mvel Urandi-Paratinga. Neste cenrio, um evento de

    deformao tangencial com cavalgamentos para os-sudoeste e reorientao

    das estruturas pretritas para NNW-SSE ocorreu associado com metamorfismo

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

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

    fuso parcial da poro inferior da crosta silica, gerando retrabalhamento

    (migmatizao) de litologias existentes. Em seguida houve um perodo de

    relaxamento ps-compressional do orgeno com gerao de magmatismo

    hbrido (componente mantlica de natureza alcalina+produto da fuso parcial

    de crosta TTG) produzindo intruses granitides metaluminosas de filiao

    calcialcalina de alto K. As deformaes sofrem inflexo das estruturas NNW-

    SSE, que tendem a contornar os corpos granticos.

    No final do Paleoproterozico houve a instalao de uma bacia

    denominadada de Aulacgeno do Espinhao por Moutinho da Costa & Inda

    (1982), Bacia do Espinhao por Danderfer F (2000) e Aulacgeno do

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

    adotada, neste perodo houve a gerao de espao que abrangeu a

    sedimentao dos Supergrupos Espinhao e So Francisco. De acordo com

    Danderfer F (2000), processos distensionais se sucederam at o incio do

    Neoproterozico.

    No Neoproterozico, interaes entre placas levaram a nucleao de

    orgenos que bordejaram ncleos cratnicos, dentre eles, o Crton do So

    Francisco/Congo (Almeida 1977). As interaes brasilianas entre o Crton So

    Francisco/Congo e o Crton Amaznico levaram s inverses das bacias

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

    gerao de estruturas compressionais da Chapada Diamantina e do

    18

  • 19

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

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

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

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

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

    supergrupos Espinhao e So Francisco.

  • EVOLUO ESTRUTURAL DE DOMOS MAGMTICOS E SUA RELAO COM AS ENCAIXANTES

    3.1. CAMPOS DE DEFORMAO NOS DOMOS MAGMTICOS A colocao de corpos plutnicos na superfcie crustal origina campos de

    deformao com uma grande variedade de estruturas, desde compressionais a

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

    associados com a colocao de pltons. Nela, pode ser verificado que o ncleo

    dos domos caracterizado por planos de achatamento bastante inclinados, que

    rotacional em direo ao topo, para a horizontal. Nas pores marginais,

    sinformes podem ser gerados.

    1 2

    Figura 3.1- Campos de deformao em pltons, onde esto representados os planos de achatamento 1 2. Fonte: Choukroune (1995).

    20

  • A regio situada entre o domnio onde os planos de achatamento so

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

    de deformao fraca ou nula (Choukroune 1995). Estes setores so denominados

    de junes trplices. Muito comum nesses corpos a presena de uma foliao

    magmtica (Paschier & Trouw 2005), cuja trajetria est relacionada com a

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

    Figura 3.2- Mapa de trajetria 1 2 em trs estgios distintos. Fonte: Choukroune (1995) 1=Direo de mximo estiramento; 2= Direo de estiramento intermedirio.

    As rochas encaixantes dos domos tambm sofrem deformao

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

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

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

    magmtica contorna o corpo intrusivo, gerando uma geometria dmica.

    21

  • Figura 3.3 Distribuio das deformao nas rochas encaixantes dos granitides. Fonte:

    Choukroune (1995).

    Figura 3.4 Posio provvel de cavalgamentos induzidos durante a evoluo de domos

    magm os. Fonte: Choukroune (1995).

    TURAS RELACIONADAS AO FLUXO MAGMTICO E

    Paschier & Trouw (2005). A seguir ser realizada uma sntese a cerca das

    tic

    3.2. MICROESTRUSUBMAGMTICO Vrias microestruturas de rochas gneas so similares s estruturas de

    rochas metamrficas (Paschier & Trouw 2005). Durante a cristalizao, as rochas

    gneas passam por estgio intermedirio entre o estado lquido e slido,

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

    possibilidade de interao entre eles. Se a rocha sofre uma deformao durante

    esse processo, ou seja, deformao sin-magmtica, um conjunto especfico de

    microestruturas sero indicativas destes estgios.Tais estgios so denominados

    de magmticos (lquido>slido), submagmtico (lquido

  • estruturas que sugerem os diversos estgios evolutivos da deformao durante a

    colocao de rochas plutnicas.

    3.2.1. Evidncias de fluxo magmtico O melhor critrio para reconhecimento de fluxo magmtico a orientao

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

    autores, a trama foliao-lineao nas rochas gneas marcada pelos cristais de

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

    Durante o processo de cristalizao, as estruturas anteriores solidificao do

    magma dificilmente ficam preservadas pois estas podem facilmente ser destrudas

    pelo fluxo magmtico.

    Outra evidncia de fluxo magmtico a imbricao de cristais eudricos,

    cuja estrutura depende da presena do material fundido para posterior rotao dos

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

    como no diagnticas da formao de milonitos. O fluxo magmtico tambm

    evidenciado pela presena da textura oftica e suboftica tpica de cristalizao

    magmtica, bem como pela presena de zoneamento qumico oscilatrias em

    plagioclsio. A falta de deformao de cristais apontada por Paschier & Trouw

    (2005) como uma evidencia do fluxo magmtico.

    3.2.2. Evidncias de fluxo submagmtico O fluxo submagmtico marcado pela presena de processos relacionados

    com a deformao de cristais em presena de material fundido. Este estgio

    caracterizado por apresentar migrao de bordas de gros, deformao plstica

    intracristalina, ou seja, migrao de defeitos do cristal, partio da deformao e

    transferncia difusiva de massa entre stios de alta e baixa presso. Outra

    evidncia de fluxo submagmtico a reorientao da trama magmtica por

    deformao plstica aliado a rotao rgida. Nestas condies comum a

    presena de quartzo com extino ondulante.

    Uma das melhores evidncias de microestruturas desenvolvidas em estgio

    submagmtico a presena de fraturas preenchidas pelo material fundido.

    23

  • 24

    Segundo Hibbard (1987), em condies de presso de fundido superiores a 15%

    pode ocorrer o desenvolvimento de fraturas e fluxo cataclstico de gros.

    3.2.3 Evidncias de deformao no estado slido As principais evidncias de deformao no estado slido presena

    intensa de deformao interna dos gros, em que pode observar extino

    ondulante largamente desenvolvida, formao de subgros; atuao de

    mecanismos de recristalizao gerando novos gros poligonais; desenvolvimento

    de uma foliao anastomosada a contnua, estruturas assimtricas, por exemplo,

    S/C e dobras de arrasto, alm da presena de minerais boudinados (Paschier &

    Trouw 2005).

    Uma vez conhecidas as caractersticas diagnsticas e os modelos

    relacionados com a colocao de pltons magmticos, partiu-se para o estudo do

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

    laboratrio natural para estudos relacionados com a transio entre os estgios

    magmtico e slido.

  • CARACTERIZAO E ANLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO GRANITOIDE UMBABA

    4.1 INTRODUO Como granitide Umbaba, recentemente, foi definido nos trabalhos de

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

    conjunto de rochas de natureza tonaltica a granodiortica que afloram na

    poro SE da Folha Caetit (1:100.000). A partir de trabalhos de campo em

    rea selecionada como laboratrio (Figura 1.3) e atravs de estudos

    microestruturais em sees delgadas de amostras de afloramentos da regio

    compreendida entre as cidades de Cacul e Ibitira, foi possvel verificar as

    feies estruturais relacionadas com o tonalito-granodiorito em questo. Nesse

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

    homnimo que compreende granitides, aplitos, pegmatitos, granitides

    gnaissificados, enclaves de anfibolitos e mega-xenlitos de gnaisses

    anfibolticos e migmatitos que afloram na regio de trabalho.

    Os estudos aqui apresentados esto focados na anlise microestrutural

    de duas das litofcies desse complexo, a saber, os granitides e granitides

    gnaissificados. No se teve a pretenso de realizar uma anlise

    petrogrfica/petrolgica detalhada e relacionada com a evoluo do magma

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

    mineralogia com o objetivo principal de verificar as feies que sugerissem

    processos de deformao associada com a colocao dos corpos estudados e

    feies de deformao ps-magmtica.

    4.2. DESCRIO DAS TECTONOFCIES Na rea de estudo foram individualizadas duas tectonofcies envolvendo

    as rochas granitides, denominadas de tonalito-granodiorito Umbaba Foliado

    e tonalito-granodiorito Umbaba Gnaissificado (Figura 4.1). O critrio de distino entre elas foi a intensidade de deformao no estado intermedirio

    entre o magmtico e o slido sensu strictu, baseado nos critrios estabelecidos

    por Paschier & Trouw (2005). Como Umbaba foi denominada a tectonofcies protomilontica a milontica (sensu Sibson 1977), em que as feies do protlio

    25

  • Figura 4.1- Mapa geolgico-estrutural do Complexo Umbaba na rea cartografada.

    26

  • encontram-se preservadas, e como Umbaba Gnaissificado foi classificada a

    rocha em que as estruturas deformacionais e de recristalizao sintectnica

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

    milonticas a ultramilonticas (sensu Sibson 1977) (Figura 3.1). Em ambos os

    casos uma expressiva foliao observada em campo, foliao essa marcada

    macroscopicamente pelo alinhamento de feldsptos e biotita, e ao microscpio

    pela presena de feies de recristalizao sin-tectnica, como ser

    demonstrado ao longo do captulo.

    No h evidncias de metamorfismo associado com a formao da

    foliao do Complexo Umbaba. A mineralogia metamrfica (i.e, ps-

    gnaissificao) est associada com a presena de fraturas de cisalhamento

    tardias. Ela representada pela mica branca e epidoto.

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

    distribuio espacial das foliaes internas ao corpo sugere uma geometria

    dmica alongada. Xenlitos de gnaisses anfibolticos so encontrados inseridos

    nas rochas desse complexo. Tais rochas apresentam uma foliao milontica

    associada com bandamento composicional, cuja distribuio discordante

    foliao de forma tonalito-granodiorito Umbaba Gnaissificado.

    A seguir, ser dada nfase caracterizao dos aspectos petrogrficos

    e microestruturais das tectonofcies que integram o Complexo Umbaba.

    4.2.1. Tectonofcies 1: tonalito-granodiorito Umbaba foliado

    Essa tectonofcies ocupa cerca de 60% da rea de estudo. Ocorre como

    ncleos amendoados contornados pela tectonofcies descrita a seguir (Figura

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

    cinza, anisotrpico, de granulao mdia a grossa, composto de quartzo, K-

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

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

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

    nveis biotticos (Foto 4.3), cuja geometria predominante tambm a fusiforme.

    Alm disso, diques de composio grantica so observados nessas rochas.

    Tanto o tonalito-granodiorito Umbaba, quanto os diques de rochas granticas,

    apresentam uma proeminente foliao de fluxo magmtico.

    27

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

    tonalito-granodiorito Umbaba, Ponto TC-30.

    Foto 4.2 tonalito-granodiorito Umbaba: detalhe

    do alinhamento de aglomerados fusiformes de

    biotitadetalhe das biotitas estiradas, Ponto TC-28,

    neste em planta.

    Foto 4.3 Enclave de nvel biotitico no tonalito-granodiorito Umbaba, detalhe das

    biotitas estiradas Ponto TC-28, neste em

    planta.

    Ao microcpio, as rochas so de granulometria mdia a grossa e pode-

    se observar a coexistncia de texturas magmticas (Fotomicrografia 4.1) e

    deformacionais no estado slido. Tais texturas deformacionais so de carter

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

    primria, gnea, est preservada em cerca de 30 e 60% da rocha, tendo sido

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

    As texturas gneas reliquiares do protlito gneo so:

    28

  • a) mimerqutica e grfica - marcadas pelo intercrescimento irregular

    entre o plagioclsio sdico e quartzo (Fotomicrografia 4.2).

    Fotomicrografia 4.1 Aspectos da trama gnissica no granitide

    Umbaba. Notar porfiroclastos.

    b) fluxo magmtico orientao de forma de feldspatos. c) poiquiltica incluso de plagioclsio em feldspatos alcalinos; alanita,

    biotita, quartzo, opacos, titanita e zirco em plagioclsio; titanita e zirco em

    biotita; apatita em plagioclsio e biotita.

    d) inequigranular a equigranular porfirtica existem litofcies em que a

    granulometria das rochas semelhante, formando uma trama granular, e

    outras em que h variaes granulomtricas entre prfiros (em geral de

    feldspato alcalino e plagioclsio) e matriz (Textura porfirtica).

    29

  • e) hipidiomrfica a xenomrfica predominam minerais com formas

    subeudrais, mas podem ser encontrados minerais com formas anedrais.

    Fotomicrografia 4.2 - Textura mimerqutica (seta amarela). Ponto TC-42 (50X), Nicis cruzados. Mi- Microclina, Pl- Plagioclsio,

    Qz- Quartzo.

    Qz Mi

    Pl

    Texturas associadas com o estgio submagmtico no foram

    encontradas nessas rochas. Algumas texturas foram consideradas como

    relacionadas com a deformao no estado slido, podendo ser citadas as

    texturas milontica, porfiroclstica e mortar (Fotomicrografias 4.3 e 4.10) ou

    ncleo-manto e esto marcadas pela presena de porfiroclastos de feldspatos,

    quartzo e microclina imersos em matriz de gros poligonais recristalizados.

    As tabelas 4.1 e 4.2 apresentam a composio modal das amostras

    estudadas obtida nos trabalhos de campo pelos estudantes da disciplina de

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

    predomina granodiorito biotita tonalito.

    A paragnese mineral primria, isto , magmtica, constituda pelos

    seguintes minerais:

    a) plagioclsio, que ocorre, preferencialmente, como porfiroclastos

    (Fotomicrografia 4.5) e, subordinadamente, como gros poligonizados

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

    andrico. Apresentam-se, por vezes, mimerquitizados.

    30

  • Fotomicrografia 4.3 -Porfiroclasto de microclina em textura ncleo-manto Ponto

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

    Fotomicrografia 4.4 -Porfiroclato de plagioclsio em textura ncleo-manto. Ponto

    TC-42 (50X) Nicis cruzados. Pl- Plagioclsio.

    Qz

    Pl Pl

    Pl Mi

    Fotomicrografia 4.5- Porfiroclasto de plagioclsio (Pl) no granitide Umbauba. Ponto TC-30 (2,5X), nicis cruzados. Qz.

    Fotomicrografia 4.6- Gros recristalizados de plagiolcsio (Pl). TC-42 (50X), nicis

    cruzados. Qz- quartzo.

    Qz

    Pl

    Qz Pl

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

    titanita e zirco. Os gros apresentam sinais de deformao sintectnica

    marcado pela presena de extino ondulante regular e subgros. Os subgros

    apresentam formas poligonais, em junes trplices. Esto em contatos retos, e

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

    Os gros poligonais apresentam-se andricos, com bordas variando

    entre curvas a retas. Neste ltimo caso, formam junes trplices e apresentam

    deformao interna marcada pela presena de extino ondulante. Associam-

    se com porfiroclastos que possuem extino ondulante e subgros com forma,

    tamanho e orientao cristalogrfica semelhantes aos gros poligonais. Tais

    feies sugerem processos de deformao e recristalizao por rotao de

    31

  • subgros de acordo com Paschier & Trouw (2004). Alguns gros poligonais

    possuem incluses primrias de titanita e zirco.

    Tanto nos porfiroclastos, quanto nos gros poligonais pode ocorrer a

    geminao polissinttica do tipo Albita-Carlsbad. De acordo com o mtodo de

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

    tratarem-se de oligoclsios. Em algumas lminas no foi possvel determinar o

    teor de anortita pelo fato dos cristais no estarem geminados. Alguns gros

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

    zoizita).

    b) microclina que, assim como o plagioclsio, ocorre como gros

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

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

    (Fotomicrografia 4.8).

    Tabela 4.1- Anlise petrogrfica da tecnofcies Umbaba de acordo com os resultados

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

    ANLISE PETROGRFICA DA TECNOFCIES UMBABA

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

    NOME DA ROCHA

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

    Biotita granodiorito

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

    Biotita granodiorito

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

    Quartzo Monzodiorito

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

    Biotita granodiorito

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

    32

  • Tabela 4.2- Anlise petrogrfica da tecnofcies Umbaba gnaissificado de acordo com os

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

    paragnese magmtica

    ANLISE PETROGRFICA DA TECNOFCIES UMBABA GNAISSIFICADO

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

    NOME DA ROCHA

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

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

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

    Granodiorito

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

    Monzodiorito

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

    Granodiorito

    Figura 4.2 Classificao modal das rochas do gnaisse Umbaba e do Umbaba

    gnaissificado. A- lcali-feldspato, Q- Quartzo, P- Plagioclsio.

    33

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

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

    Qz

    Mi Mi

    Mi

    Tambm nesse caso possvel verificar que os novos gros poligonais

    contornam os porfiroclastos com extino ondulante e subgros, sugerindo a

    atuao de mecanismo de recristalizao por rotao de subgro. Tanto os

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

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

    com o quartzo e o plagioclsio. Nos gros poligonais, os contatos so retos

    entre indivduos de microclina.

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

    interstcios entre porfiroclastos de feldspatos. Apresentam extino ondulante,

    subgros (Fotomicrografia 4.9) e esto parcialmente recristalizados nas bordas,

    formando gros poligonais. Os porfiroclastos apresentam contatos retos com

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

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

    gros possuem extino ondulante e apresentam eixo maior orientados,

    imprimindo uma orientao preferencial a rocha. Est frequentemente

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

    reao (alterao hidrotermal), e a outros cristais de biotita. Possui incluses

    de zirco (Fotomicrografia 4.11).

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

    losangulares tpicas, associado biotita, muscovita e minerais opacos.

    34

  • f) zirco, que ocorre incluso em plagioclsio e biotita (Fotomicrografia

    4.11).

    g) apatita, eudrica, que est inclusa em plagioclsio e biotita.

    h) alanita, andrica, com colorao castanha, que ocorre inclusa em plagioclsio

    Fotomicrografia 4.9- Subgros de quartzo (Qz). Ponto TC-30 (25X) . Nicis cruzados.

    Qz

    Fotomicrografia 4.10- Biotita castanha orientada, segundo o fluxo

    magmtico. Ponto TC-42, (25X), luz plana. Bi- Biotita, Pl- Plagiolcsio.

    Bi

    Pl

    Pl

    35

  • Fotomicrografia 4.11- Cristal de zirco (Zr) incluso em biotita (Bi). Ponto TC-05 (100X), nicis cruzados. Pl- Plagioclsio. (100X).

    Bi Pl

    Zr

    Trama ps-magmtica encontrada nessas rochas e representada

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

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

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

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

    alanita (Fotomicrografia 4.15). A gerao desses minerais a partir de alterao

    hidrotermal desses minerais produz a textura pseudopoiquiltica.

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

    luz plana.

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

    (100X), luz plana..

    Bi Bi

    Mb

    Mb

    Bi

    36

  • Fotomicrografia 4.14- Textura sugerindo

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

    Foto Fotomicrografia 4.15- Textura poiquiltica

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

    cruzados. Pl- Plagioclsio.

    Pl

    Ep

    Al

    Ep

    A presena de texturas de reao sugere a interao de fluido aquoso

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

    Na4CaAl6Si14O40 (plagioclsio) + 1.5 KAlSI3O8 (ortoclsio) + 0.5 K+ + 0.5 H2O +

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

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

    A mica branca ocorre em algumas rochas como colorao

    esbranquiada, com forma tabular e gros subdricos. Frequentemente est

    associada biotita e aos feldspatos. No comum a todas as rochas, mas

    somente naquelas em que fraturas de cisalhamento so encontradas em

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

    colorao verde plida, andrico e granular. Est frequentemente associado

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

    4.2.2. Tectonofcies 2: tonalito-granodiorito Umbaba Gnaissificado

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

    Umbaba ou como faixas descontnuas em seu interior, isolando ncleos

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

    37

  • se da tectonofcies 1 por apresentar um bandamento composicional marcado

    pela alternncia de nveis tonalticos e nveis granticos (Foto 4.4).

    Foto 4.4 Umbaba gnaissificado apresentando

    bandamento composicional S1 paralelo foliao

    magmtica S0. Ponto TC-26, em planta.

    S0//S1

    Em geral predominam ultramilonitos, constituindo gnaisses com

    bandamento tabular milimtrico a centimtrico, mas faixas de milonitos podem

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

    Ao microscpio, essas rochas apresentam-se fortemente recristalizadas.

    A trama gnea ausente a pouco expressiva. As texturas predominantes

    refletem atuao de processos deformacionais e mecanismo de recristalizao

    sintectnica associados com a formao da foliao principal, sendo

    classificadas como milontica e granoblstica, por vezes poligonal. Em alguns

    domnios ainda pode-se reconhecer a textura ncleo-manto tpica da transio

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

    granoblstica (Fotomicrografia 4.17).

    Essas rochas apresentam tambm textura lepidoblstica, marcada pela

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

    e relacionadas com a foliao gnassica no envolvem texturas de reaes

    entre os minerais, mas uma mudana da forma dos mesmos atravs da

    atuao de processos deformacionais e de mecanismos de recristalizao.

    38

  • Fotomicrografia 4.16 Trama milontica (estado slido) no tonalito-granodiorito Umbaba

    gnaissificado. Notar subgro (seta). Fa- Feldspato alcalino. Aumento de 25 vezes, nicis

    cruzados.

    Fotomicrografia 4.17 Trama ultramilontica (estado slido) no tonalito-granodiorito Umbaba

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

    Aumento de 25 vezes, nicis cruzados.

    39

  • O plagioclsio apresenta-se andrico, em agregados poligonais com

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

    esto imersos em matriz de gros poligonais. A geminao predominante a

    albita e, atravs do mtodo Michel-Levi pde-se verificar que os gros

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

    O quartzo ocorre andrico, formando agregado de gros poligonais.

    Alguns porfiroclastos foram observados e esses encontram-se imersos em

    manto de novos gros. Quando poligonais, apresentam contatos interlobados entre si e retos com os feldspatos. Os porfiroclastos, por sua vez, apresentam

    contatos interlobados com a microclina e com o plagioclsio. Gros estirados

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

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

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

    si e com o quartzo e plagioclsio.

    A biotita apresenta cor castanha, com pleocrosmo variando de castanho

    claro a castanho escuro. Ocorre como gros subdricos a andricos, tabulares,

    com orientao de forma. Ocorre em aglomerados e est, freqentemente,

    associada ao esfeno e mica branca.

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

    Macroscopicamente, o tonalito-granodiorito Umbaba (Tectonofcies 1)

    caracterizado por apresentar uma foliao S0 marcada pela orientao de

    forma de feldspato e biotita (Foto 4.5).

    40

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

    S0//S1

    Enclaves mficos foram observados em campo. Em geral, esses

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

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

    espalhamento, com mximo posicionado em N351/72 (Figura 4.3). Em virtude da carncia de exposio do plano XZ, a lineao de estiramento associada

    com a foliao principal do corpo no foi observada.

    Uma srie de diques de aplitos e pegmatides, com geometria tabular

    ocorre cortando essas rochas e sendo cortados pela foliao magmtica.

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

    transpostos por essa foliao (Foto 4.6). Uma gerao de diques mais tardia

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

    Esses diques apresentam uma variao de posio (Figura 4.4), mas,

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

    conjunto de zonas de cisalhamento com componente de movimento direcional

    horria e antihorria e dobras com geometrias diversas podem ser observadas

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

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

    pegmatides, a lineao de crescimento mineral se posiciona segundo E-W. O

    campo de tenso relacionado com a formao dessas estruturas est

    apresentado na figura 4.4 e 4.5.

    41

  • Figura 4.3 Diagramas estereogrficos sinpticos das estruturas associadas com o tonalito-

    granodiorito Umbaba e Umbaba gnaissificado. Hemisfrio inferior, N= nmero de medidas.

    Foto 4.6 Foliao magmtica S1//S0 no Granitide Umbaba. Notar presena de dobras intrafoliais e de dique tardio foliao (seta verde). Ponto TC-03.

    S0//S1

    42

  • As diques de aplitos se encontram dobrados em vrios estilos. Neste

    sentido, so encontradas dobras pitigmticas, em geral assimtricas, e dobras

    assimtricas com geometria em S e em Z a depender da posio dessas

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

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

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

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

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

    direo da tenso principal mxima interpretada para essas estruturas

    encontra-se representadas na figura 4.7.

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

    distribuio da foliao (S0) permitem sugerir um campo de tenso associado

    com a gerao dessas estruturas posicionada segundo, aproximadamente,

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

    campo de tenso e a foliao principal sugere componente sinistral de

    movimento associada com a gerao dessas estruturas. Observaes

    cinemticas no plano XZ da foliao milontica gerem movimentos reversos

    associados.

    A foliao principal(S0) do tonalito-granodiorito Umbaba trunca os

    diques e ocorre posicionada segundo o plano axial das dobras neles

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

    estruturas, ou sejam entre a formao da foliao principal(S0) e das dobras.

    Truncando a foliao magmtica (S0), diques pegmatides e de aplitos

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

    43

  • Figura 4.4- Diagramas estereogrficos sinpticos das estruturas deformacionais cartografadas.

    Hemisfrio inferior, N= Nmero de medidas.

    44

  • Figura 4.5- Diagramas estereogrficos sinpticos das estruturas deformacionais cartografadas.

    Hemisfrio inferior, N= Nmero de medidas.

    45

  • Figura 4.6 Conjunto de estruturas levantadas em campo com as respectivas direes. A seta

    em azul representa a direo de encurtamento mximo interpretada.

    Figura 4.7 Anlise cinemtica sinttica das estruturas deformacionais truncadas por S0.

    Em direo tectonofcies 2, os diques de aplitos e pegmatides

    tornam-se gradativamente paralelizados entre si e com a foliao milontica

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

    a gerao de gnaisses a partir de rotao rgida de elementos tabulares. A

    rotao desses elementos levou ao desenvolvimento de um proeminente

    bandamento composicional que est parelelizado com a foliao milontica

    46

  • principal. Este bandamento marcado pela alternncia de bandas claras,

    rosadas, de composio quartzo-feldspticas, semelhantes aos diques de

    rochas granticas e pegmatides descritos na tectonofcies 1, e bandas

    acinzentadas, de composio tonaltico a granodiortico, com caractersticas

    macroscpicas e composicionais semelhantes aos granitides da tectonofcies

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

    Sobre essa foliao desenvolve-se uma lineao de estiramento mineral

    marcado pelo quartzo e agregados poligonais de feldspatos. Esta estrutura

    posiciona-se em 22 p/ 161.

    Alternando-se com essas bandas podem ser encontrados nveis de

    composio mfica, intensamente estirados e compondo o bandamento

    gnissico. Feies de boudinagem envolvendo enclaves de rocha bsica e

    diques de granitides so comuns (Foto 4.7).

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

    S0//S1

    Ao microscpio, o aumento da deformao e atuao de mecanismos de

    recristalizao levou destruio das feies gneas do protlito, sem,

    contudo, haver a atuao de processos de reao entre minerais. A presena

    de porfiroclastos de feldspato e quartzo com subgros e manto de gros

    poligonais (textura ncleo-manto) em seu entorno sugere a atuao de

    mecanismo de recristalizao sin-tectnica por rotao de subgros. Junes

    trplices entre gros poligonais de quartzo e entre gros poligonais de

    47

  • feldspatos so comuns. Em geral, o contato entre os gros recristalizados

    reto a interlobados.

    4.4 DISCUSSO DOS RESULTADOS

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

    meso (amostra de mo) e microscpica (sees delgadas) sugere que a

    foliao do tonalito-granodiorito umbaba est relacionada com a atuao de

    processos deformacionais e mecanismos de recristalizao no estado slido.

    Tais mecanismos envolvem, sobretudo, a atuao de processos de rotao de

    subgros. Alm disso, na macro-escala, a relao plano axial da foliao

    milontica e as dobras, a assimetria das dobras, assim como a formao de um

    bandamento gnissico a partir da rotao e estiramento desses elementos, nos

    domnios mais deformados, sugerem que essas estruturas foram formadas e

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

    foliao milontica (S0//S1). A primeira possibilidade que essas estruturas

    tenham se desenvolvido em estgio sin-magmtico, ou de transio entre este,

    e o estgio slido. Os principais argumenttos neste sentido, baseado nos

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

    a) a foliao apresenta uma distribuio dmica, compatvel com a

    geometria do corpo;

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

    geometria segue a foliao principal. Ao ocorrer no interior dos granitides,

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

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

    conforme Ramsay (1980);

    c) a foliao milontica ocorre nos granitides e nos diques de aplitos

    neles encaixados. Isso significa que posterior ou contempornea com a

    formao desses corpos. A distribuio dmica da foliao milontica inserida

    tanto nos granitides, quanto nos diques, sugere, entretanto, que essas so

    coetneas. O seu carter milontico, por sua vez, sugere a atuao de

    processos de deformao associado com a colocao dos corpos gneos. O

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

    diques corrobora o carter transicional sin-magmtico-estado slido da

    deformao;

    48

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

    estudado;

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

    corpo pode sugerir a sua deformao durante a sua colocao.

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

    em campo e em lmina, uma primeira hiptese pode ser aventada para explicar

    a colocao do tonalito-granodiorito de Umbaba (Figura 4.8). Na meso-escala,

    a histria evolutiva do tonalito-granodiorito de Umbaba inicia-se com o

    desenvolvimento de uma foliao de fluxo magmtico. Diques de pegmatitos e

    aplitos so colocados sem orientao preferencial. Ao serem submetidos a um

    campo de tenso, essas estruturas so dobradas e rotacionadas, se

    paralelizando com a foliao principal S0//S1, de carter milontico. Neste

    contexto, dobras isoclinais, intrafoliais so geradas, culminando com a gerao

    de uma trama de transposio.

    Na micro-escala, a formao da foliao magmtica, possivelmente,

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

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

    deformao no estado plstico com recristalizao sin-tectnica dos minerais j

    cristalizados e formao de uma foliao milontica (S0//S1) em estgio

    transicional entre o magmtico e slido. Sendo o resfriamento mais rpido na

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

    cristalizao, enquanto no ncleo imperam processos em estado plstico, na

    borda imperam processos no estgio slido, que levaram paralelizao da

    trama.

    A distribuio dos elementos estruturais sugere que o nvel de

    exposio atual aflora a poro dos pltons em que os planos de achatamento

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

    exposta cpula do granitide. A presena do sinforme na poro oeste do

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

    conforme modelo apresentado por Choukroune, 1995.

    Segundo essa hiptese a deformao do Umbaba e sua colocao

    possivelmente est relacionada com a evoluo da zona de cisalhamento de

    49

  • Ibiassuc-Iguatemi-Mocambo. Tal fato sugerido pela relao espacial entre

    os campos de tenses encontrados, a distribuio dos elementos estruturais,

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

    figuras 4.8 apresenta a relao espacial e temporal entre a evoluo da zona

    de cisalhamento em questo e a evoluo da foliao magmtica-

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

    apresenta o campo de tenso associado.

    Hiptese I: Colocao do tonalito-granodiorito Umbaba em condies

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

    Hiptese II: A colocao do tonalito-granodiorito Umbaba seja anterior

    nucleao da zona de cisalhamento Ibiassuc-Iguatemi-Mocambo (Figura

    4.9). Um fator que vai de encontro a esta hiptese a concordncia entre a

    foliao (S0) do tonalito-granodiorito Umbaba e a foliao milontica sin-

    gnaissificao. Um outro aspecto o fato da foliao magmtica ser plano axial

    das dobras nucleadas em diques granticos.

    50

  • Figura 4.8 - Hiptese I que explicaria de evoluo deformacional para explicar a evoluo da

    trama no Granitide Umbaba. Ver texto para discusso. L=liquido, C=cristal, P=porfiroclasto,

    GR=novo gro poligonal

    Figura 4.9 Correlao entre o campo de tenso da zona de cisalhamento Ibiassu-Iguatemi-

    Mocambo e o campo encontrado no Granitide Umbaba. Em azul, a tenso principal mxima.

    51

  • CAPTULO 5 CONCLUSES

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

    1. No tonalito-granodiorito Umbaba podem ser individualizadas duas

    tectonofcies distintas associadas com a formao de rochas da fcies

    milontica. A primeira, denominada de tonalito-granodiorito Umbaba foliado,

    possui feies do protlito gneo muito bem preservadas, permitindo classific-

    la como protomilontica. A segunda, o tonalito-granodiorito Umbaba

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

    granodiorito Umbaba. Nesta tectonofcies, feies de deformao e

    processos de recristalizao coexistem com feies reliquiares do protlito

    gneo, nos termos milonticos. Nos termos ultramilonticos, a trama primria foi

    quase totalmente destrudas pelas feies de deformao no estado slido.

    2. O tonalito-granodiorito Umbaba possui uma foliao marcada pela

    orientao de cristais, predominantemente, de plagioclsio e biotita pouco

    deformados imersos em uma matriz granodiortica. Tal relao sugere que

    trata-se de uma foliao formada ainda no estgio magmtico. O termo

    gnaissificado possui uma foliao milontica materializada pela presena de

    textura mortar e granoblstica. Tais caractersticas sugerem que trata-se de

    foliao gerada em estado slido. O estgio submagmtico no foi verificado

    nessas rochas.

    3. Texturas ps magmticas/ps gnaissificao so encontradas nessas

    rochas e representadas por feies que sugerem a presena de fluido

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

    condies de fcies xisto verde.

    4. A distribuio da foliao nas tectonofcies identificadas sugere uma

    estrutura dmica alongada segundo aproximadamente, NS. Os elementos

    estruturais obtidos sugerem duas hipteses. A primeira prope que o tonalito-

    granodiorito em questo foi colocado sob regime transpressional sinistral, cuja

    evoluo est relacionada com a presena de zonas de cisalhamento

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

    Na segunda, a colocao do tonalito-granodiorito estudado anterior

    nucleao da zona de cisalhamento Ibiassuc-Iguatemi-Mocambo

    52

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