UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
Curso de graduação em Geologia
GABRIEL PARENTE DA SILVA ALEM MARINHO
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DO
AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR,
BAHIA.
Salvador
2013
GABRIEL PARENTE DA SILVA ALEM MARINHO
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DO
AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR,
BAHIA.
Monografia elaborada para obtenção do título
de Bacharel em Geologia pela Universidade
Federal da Bahia - UFBa.
Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira
Pereira Cruz
Co-orientadora: Profª. Drª. Jailma Santos de
Souza
Salvador
2013
TERMO DE APROVAÇÃO
GABRIEL PARENTE DA SILVA ALEM MARINHO
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DO
AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR, BAHIA.
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia,
Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Salvador, 10 de setembro de 2013.
___________________________________________________
Profa. Dr(a). Simone Cerqueira Pereira Cruz – UFBA (Orientadora)
___________________________________________________
Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite – PETROBRAS (Examinador)
___________________________________________________
Geólogo Josafá da Silva Santos – UFBA (Examinadora)
Salvador, 10 de setembro de 2013.
“Sou argila.
Sedimento fino em suspensão.
Toda intempérie me carrega.
Parte de mim é erosão”.
Sedimento Fino
AGRADECIMENTOS
A concretização desta monografia não seria possível sem o apoio de algumas pessoas.
Então, sendo breve e objetivo, citarei, a seguir, os responsáveis pela realização de um sonho:
Meu pai e minha mãe, Jair Alem Marinho e Juciara Parente da Silva Marinho,
respectivamente. Minha irmã, Camila Parente da Silva Alem Marinho e meu irmão, Leonardo
Parente da Silva Alem Marinho. Fernanda Freitas Leal, minha parceira de sempre. Minha
professora e orientadora, Simone Cerqueira Pereira Cruz. Meu amigo e companheiro de
trabalho, Eduardo Luiz Vieira Carrilho. Rafael Ribeiro Daltro, meu semelhante. Diego Melo
Fernandes, Bianca Leone Barros, Rodolfo Santos Gasser, Drica Nascimento, Carlos Cruz,
Lucas Gontijo, Lucas Souza, Vitinho Abacaxi Matos, Fabinho, Pedroca, Ítala, Mário Coni,
M.V., Alexandre Moitinho, Nilsinho, Natália Fontes, Josafá Salsa da Silva Santos, Priscila
Freitas, os Brunos, Anderson Bunnyman Coelho, Muriel Murilove Figueiredo, Professor
Pedro Smeagol Maciel, galera de Barreiras, galera do NGB (Marcelo Carcará, Carolzinha,
Michelli, Vanderlúcia, Ravena), colegas formandos, professores, motoristas, Deraldo, Bossal,
Uenderson Eros, Vinicius Sabão Schirmer, Weltom, Daniel Leone, Paulo Henrique
Alexandrino das Virgens, Diego da Silva Leite, Vinicius da Cruz Queiroz dos Santos, Ariadne
Gomes, Fernando Lima Barbosa, Eduardo Reis de Carvalho, Celmário Mineiro Brandão,
Fabão, Jorge, Jairo, Vagner Tatuzinho, Anderson Lobo, Samuel Carvalho, Niaro Gonçalves F.
Silva, Adílio Domingos, Juliete, Malu... Seguramente, muito mais pessoas e situações fazem
parte dessa soma. Também é necessário agradecer à geologia, que me lapidou como a uma
gema.
Ao Todo do universo,
Aos meus pais,
Aos meus irmãos,
Aos meus amigos,
Aos meus amores.
Aos meus.
RESUMO
A área de estudo pertence ao contexto macrotectônico do Cráton do São Francisco, nos
domínios do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, mais especificamente em sua porção oriental,
no Cinturão Salvador-Esplanada. A carência de estudos no Cinturão Salvador-Esplanada
despertou a necessidade de contribuir para o entendimento da evolução tectônica desse
cinturão através de trabalhos de mapeamento geológico do afloramento do setor E da praia da
Paciência, Rio Vermelho, cidade de Salvador. O objetivo geral desse trabalho é contribuir
com o entendimento da evolução tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, um importante
compartimento do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Como objetivos específicos, tem-se: (i)
proceder ao levantamento das litologias e estruturas associadas com a migmatização do
afloramento situado na porção E da Praia da Paciência; (ii) realizar a análise estrutural desse
afloramento; (iii) verificar a relação entre a migmatização e as fases deformacionais
identificadas. Com os trabalhos de mapeamento geológico foi possível o levantamento de três
unidades distintas: (i) migmatito granulítico paraderivado com encraves máficos (metatexítico
e diatexítico), predominantes; (ii) diques félsicos; e (iii) rochas e sedimentos recentes,
discordantes e recobrindo as demais, cristalinas. Duas fases deformacionais compressionais
foram identificadas e denominadas de Dn e Dn+1. A primeira fase foi subdividida nos
estágios Dn’, Dn” e Dn’”. Essas fases são correlatas com as colisões riacianas interpretadas
por diversos autores, com campos de tensões compatíveis com o campo de tensão regional
que estruturou o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Com esses estudos pretende-se colaborar
para os avanços do entendimento da evolução deformacional da porção sul do Cinturão
Salvador-Esplanada e do orógeno em foco.
Palavras-chave: Cinturão Salvador-Esplanada; migmatito; zonas de cisalhamento.
ABSTRACT
The study area is inserted in the macrotectonic context of the Craton of São Francisco, in the
domain of the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, specifically in the eastern part, in the
Salvador-Esplanada Belt. The shortage of studies about the Salvador-Esplanada Belt brought
the need of contribute to the understanding of the tectonic evolution of this Belt through of
studies about geological mapping and collecting structural data. The general purpose of this
study is contribute to the understanding the tectonic evolution of the Salvador-Esplanada Belt,
which is an important compartment in the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen. The specific
purposes are: (i) to map the outcrop which is located at the east part of the Paciência beach;
(ii) to perform the structural analysis of the outcrop at the east of Paciência beach; (iii) to
analyze the relation between the migmatization and the deformation phases identified.
Through of the studies of mapping was possible to identify three distinct units: (i) the
predominant paraderivated granulite migmatite with mafic enclaves (metatexites and
diatexites); (ii) felsic dikies; and (iii) recent rocks and sediments that are discordant and are
covering the crystalline rocks. Two compressional deformational phases were identified and
named as Dn and Dn+1. The first one have been subdivided in stages Dn’, Dn’’ and Dn’’’.
These phases are correlated with the riacian collision, already interpreted by several authors,
with stress fields compatible with the regional stress field. About it, the purpose of this study
is to cooperate with the understanding of the deformational evolution in the south part of the
Salvador-Esplanada Belt and in the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen.
Keywords: Salvador-Esplanada Belt; migmatite; shear zones.
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS .............................................................................................................. 10
LISTA DE FOTOGRAFIAS .................................................................................................... 13
APÊNDICE .............................................................................................................................. 17
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ............................................................................................. 18
1.1. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA ............................ 19
1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO ....................................................................................... 21
1.3. OBJETIVOS .................................................................................................................. 21
1.4. JUSTIFICATIVA .......................................................................................................... 22
1.5. MÉTODO DE TRABALHO ......................................................................................... 22
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................. 24
2.1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................. 24
2.2. O ORÓGENO ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ .................................................... 25
2.2.1. O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá ..................................................................... 25
2.2.2. O Cinturão Salvador-Esplanada ............................................................................. 29
2.3. GEOLOGIA DE SALVADOR ..................................................................................... 31
2.3.1. Unidades litoestratigráficas e metamorfismo ......................................................... 31
2.3.2. Geologia estrutural ................................................................................................. 35
2.3.3. Geoquímica ............................................................................................................. 39
2.3.4. Geocronologia ........................................................................................................ 39
3.1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................. 41
3.2. UNIDADES MAPEADAS ............................................................................................ 42
3.2.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos43
a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado ............................................. 46
b) Migmatito Diatexítico Granulítico Paraderivado ............................................... 50
c) Encraves Máficos ............................................................................................... 54
3.2.2. Diques Félsicos ....................................................................................................... 56
3.2.3. Rochas e Sedimentos Recentes .............................................................................. 58
a) Conglomerados ......................................................................................................... 58
b) Sedimentos Recentes ................................................................................................ 60
3.3. ESTRUTURAS DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS ......................................... 60
3.3.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos61
a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado ............................................. 61
3.4. FASES DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS E EVOLUÇÃO
DEFORMACIONAL ........................................................................................................... 73
3.5. DOMÍNIOS ESTRUTURAIS IDENTIFICADOS ........................................................ 76
CAPÍTULO 4 – CONCLUSÃO ............................................................................................... 77
CAPÍTULO 5 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................... 79
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 - Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, mostrando os adjacentes cinturões
brasilianos do Neoproterozoico, as sequências de cobertura do Proterozoico (mais jovens que
1.8 Ga), a Bacia do São Francisco e o Aulacógeno do Paramirim: ES – Espinhaço
Setentrional; CD – Chapada Diamantina. Fonte: Alkmim (2004). A seta indica o retângulo no
qual está inserida a área de estudo, na cidade de Salvador....................................................... 18
Figura 1.2 - Imagem de satélite da área dos afloramentos dos setores W e E da Praia da
Paciência. Fonte: Programa Google Earth. ............................................................................... 20
Figura 1.3 – Imagem aérea da área do afloramento estudado (setor E da praia da Paciência).
Fonte: JSF Barbosa. Fotógrafo: Luiz Pereira. .......................................................................... 20
Figura 1.4 - a) Mapa do Estado da Bahia com a localização da cidade de Salvador; b) Mapa de
situação do afloramento estudado; Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado
da Bahia, SEI-BA (2000). ........................................................................................................ 21
Figura 2.1 - Mapa geológico do Estado da Bahia mostrando os domínios tectônicos-
geocronológicos arqueanos e paleoproterozoicos. Os traços das estruturas deformacionais
paleoproterozoicas, neoproterozoicas e mesozoicas estão também indicadas. Modificado de
Barbosa et al. (2012). 5 ............................................................................................................ 24
Figura 2.2 – Mapa geológico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Norte), destacando
as unidades granulíticas mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo e Suíte São José
do Jacuípe), além do Augen Granulito Riacho da Onça e granitoides paleoproterozoicos.
Modificado de Barbosa et al. (2012).6 ..................................................................................... 26
Figura 2.3 - Mapa geológico do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico do Cinturão
Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Sul) mostrando as unidades mesoarqueanas (granulitos
básicos e paraderivados), as unidades neoarqueanas-paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-
trondhjemíticos) e paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-trondhjemíticos e monzoníticos-
monzodioríticos), além de granitoides e rochas dioríticas-peridotíticas. Modificado de
Barbosa et al. (2012). 7 ............................................................................................................ 28
Figura 2.4 – Mapa geológico do Cinturão Salvador-Esplanada, mostrando as unidades
mesoarqueanas (Zona Salvador-Conde, Granitoide Pela-Porco e Zona de Cisalhamento
Aporá-Itamira), além de metagranitoides paleoproterozoicos de Salvador. Modificado de
Barbosa et al. (2012). 8 ............................................................................................................ 29
Figura 2.5 – Modelo digital de terreno mostrando o contraste topográfico entre as partes oeste
e leste do Alto de Salvador, separadas pela Falha do Iguatemi. Fonte: Barbosa et al. (2005). 9
.................................................................................................................................................. 32
Figura 2.6 – Mapa geológico da cidade de Salvador. Fonte: Souza et al. (2009).10 ............... 34
Figura 2.7 – Configuração 3D das diferentes fases de deformação dúcteis das rochas
metamórficas de Salvador. Fonte: Barbosa et al. (2005). 11 ................................................... 36
Figura 2.8 – Modelo deformacional para a área do afloramento do Hospital espanhol, com as
posições das estruturas em seção (a) e em mapa (b). Fonte: Souza-Souza (2010). 12 ............. 38
Figura 3.1 – Constituintes de um migmatito segundo Sawyer (2008). 13 ............................... 41
Figura 3.2 – Esquema mostrando as diferenças entre leucossomas (1) in situ, (2i) na fonte (in
source) ou (3) veios leucocráticos proposto por Sawyer & Brown (2008). 14 ........................ 42
Figura 3.3 – Partes constituintes de um migmatito. Modificado de Sawyer (2008). 15 .......... 43
Figura 3.4 – Imagem de satélite posicionando os principais afloramentos da praia do Rio
Vermelho com as variações composicionais de seus domínios litológicos. O retângulo
amarelo representa a área de trabalho (Apêndice 1). Fonte: Google Earth / agosto 2013. 16 . 44
Figura 3.5 – Distribuição espacial dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexíticos e
diatexíticos). 17 ........................................................................................................................ 46
Figura 3.6 – Distribuição espacial do migmatito metatexítico paraderivado. 18 ..................... 47
Figura 3.7 – Distribuição espacial do migmatito diatexítico paraderivado. 19 ........................ 51
Figura 3.8 – Distribuição espacial dos encraves máficos. 20 ................................................... 55
Figura 3.9 – Distribuição espacial dos diques félsicos. 21 ....................................................... 57
Figura 3.10 – Distribuição espacial das rochas e sedimentos recentes. 22 .............................. 59
Figura 3.11 – Diagrama de isodensidade polar para a foliação (Sn’//Sn”) no migmatito
metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 23 ....... 63
Figura 3.12 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento mineral Lxn’’ no
migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de
medidas. 24 ............................................................................................................................... 64
Figura 3.13 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis dextrais
encontradas no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N =
número de medidas. 25 ............................................................................................................. 66
Figura 3.14 – Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn+1 no migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 26 ........................... 69
Figura 3.15 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento Lxn+1 no
migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N= número de medidas.
27 .............................................................................................................................................. 70
Figura 3.16 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento sinistrais encontradas no
migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas.
28 .............................................................................................................................................. 71
Figura 3.17 – Diagrama estereográfico de rosetas da distribuição das fraturas nos migmatitos
granulíticos paraderivados. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 29 ........................ 73
Figura 3.18 – Modelo estrutural esquemático para a área de estudo. 30 .................................. 75
Figura 3.19 – Mapa de domínios estruturais da área de trabalho. 31 ....................................... 76
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 3.1 – Granulitos paraderivados alumino-magnesianos com granada no setor
litológico A da figura 3.3. ......................................................................................................... 45
Fotografia 3.2 – Granulitos paraderivados alumino-magnesianos com granada no setor
litológico C da figura 3.3. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ......................... 45
Fotografia 3.3 – Visão geral do contato (linha amarela) entre o diatexito (acima) e o
metatexito (abaixo). Visada em planta. A seta indica o norte. ................................................. 48
Fotografia 3.4 – Detalhe do contato (linha amarela) entre os migmatitos diatexíticos
(esquerda) e metatexíticos (direita). Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .......... 48
Fotografia 3.5 – Aspecto geral do migmatito metatexítico paraderivado. Visada em planta. A
seta indica o norte. .................................................................................................................... 48
Fotografia 3.6 – Aspecto geral do migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Notar
bandamento gnáissico com níveis ricos em quartzo. Visada em planta. A bússola aponta para
o norte. ...................................................................................................................................... 49
Fotografia 3.7 – Área com neossoma difuso no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado (circulo amarelo) Visada em planta. A seta indica o norte. ................................ 49
Fotografia 3.8 – Detalhe de ocorrência de fusão in situ em migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ..................................... 49
Fotografia 3.9 – Estrutura estromática no migmatito metatexítico granulítico paraderivado,
evidenciando o fundido (parte clara) e o resíduo (parte escura). Visada em planta. A ponta do
martelo indica o norte. .............................................................................................................. 49
Fotografia 3.10 – Bandamento composicional, no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado, com intercalações de melanossoma e quartzo, formando estrutura estromática.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 50
Fotografia 3.11– Neossoma em migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em
planta. A bússola aponta para o norte. ...................................................................................... 50
Figura 3.12 – Aspecto geral do migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada em
perspectiva. A seta indica o norte. ............................................................................................ 51
Fotografia 3.13 – Vista panorâmica da área de ocorrência do migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ............................................. 51
Fotografia 3.14 – Detalhe da mesoestrutura fanerítica grossa em migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Visada em perfil. ............................................................................. 52
Fotografia 3.15 – Encraves máficos com bordas ricas em biotita em migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 52
Fotografia 3.16 – Bandamento gnáissico em migmatito diatexítico granulítico paraderivado.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 52
Fotografia 3.17 – Migmatito metatexítico granulítico paraderivado estromático imerso em
migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Notar bandamento finamente espaçado nesses
metatexitos. As bandas mais espessas de material máfico representa paleossoma de rocha
mafica, que se intercala com o paleossoma granulítico paraderivado. Visada em planta. A
bússola aponta para o norte. ..................................................................................................... 53
Fotografia 3.18 – Migmatito diatexítico granulítico paraderivado com estrutura schlieren.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 53
Fotografia 3.19 – Migmatito diatexítico granulítico paraderivado com estrutura schlieren.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 53
Fotografia 3.20 – Migmatito diatexítico granulítico paradeivado com estrutura Schölen.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 54
Fotografia 3.21 – Encrave máfico em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada
em planta. A bússola aponta para o norte. ................................................................................ 55
Fotografia 3.22 – Encrave máfico com geometria fusiforme em migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 55
Fotografia 3.23 – Encraves máficos com geometria elipsoidal em migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 56
Fotografia 3.24 – Encrave máfico alongado no migmatito diatexítico granulítico paraderivado.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 56
Fotografia 3.25 – Dique félsico subconcordante com a foliação. Visada em planta. A bússola
aponta para o norte. .................................................................................................................. 57
Fotografia 3.26 – Dique félsico subconcordante com a foliação. Visada em planta. A ponta da
lapiseira indica o norte. ............................................................................................................. 57
Fotografia 3.27 – Dique félsico discordante com a foliação e com bifurcação indicando fluxo
magmático de SW para NE. Visada em perfil, para NW. ........................................................ 58
Fotografia 3.28 – Dique pegmatítico exibindo mesoestrutura ígnea gráfica. Visada em planta.
A ponta da lapiseira indica o norte. .......................................................................................... 58
Fotografia 3.29 – Vista panorâmica da área de ocorrência do conglomerado (em destaque), em
discordância erosiva e angular com os metatexitos. Contato em amarelo. Visada em planta. A
ponta do martelo indica o norte. ............................................................................................... 59
Fotografia 3.30 – Detalhe do conglomerado da área de estudo. Visada em planta. A ponta do
martelo indica o norte. .............................................................................................................. 59
Fotografia 3.31 – Sedimentos recentes (areia de praia). Visada em planta. A ponta do martelo
indica o norte. ........................................................................................................................... 60
Fotografia 3.32 – Dobras isoclinais intrafoliais sem raiz envolvendo uma foliação Sn’ e
internas à foliação Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em
planta. A ponta da lapiseira indica o norte. .............................................................................. 61
Fotografia 3.33 – Dobra isoclinal intrafolial sem raiz envolvendo uma foliação Sn’ e internas
à foliação Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em perfil,
para NE. .................................................................................................................................... 61
Fotografia 3.34 – Vista panorâmica do bandamento composicional gnáissico e da xistosidade
(Sn’//Sn”), indicado pelas linhas amarelas, no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A seta indica o norte. ........................................................... 62
Fotografia 3.35 – Detalhe do bandamento composicional gnáissico e da xistosidade (Sn’//Sn”)
no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. O nível mais claro é quartzoso. Visada
em planta. A bússola aponta para o norte. ................................................................................ 62
Fotografia 3.36 – Dobra intrafolial, preservada em pod de deformação no migmatito
diatexítico granulítico paraderivado. Visada em seção. A ponta do martelo indica o norte. ... 65
Fotografia 3.37 – Dobras parasíticas no migmatito metatexítico granulítico paraderivado,
rotacionando a foliação Sn’//Sn”. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ...... 65
Fotografia 3.38 – Zonas de cisalhamento exibindo padrão anastomótico da folliação Sn+1 em
migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A ponta do martelo indica
o norte. ...................................................................................................................................... 67
Fotografia 3.39 – Zonas de cisalhamento (linhas amarelas) exibindo padrão anastomótico da
folliação Sn+1 em migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em perfil, para
ENE. ......................................................................................................................................... 67
Fotografia 3.40 – Foliação Sn’//Sn”//Sn+1 no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ............................................. 67
Fotografia 3.41 – Dobras de arrasto no migmatito metatexítico granulítico paraderivado
sugerindo movimento dextral. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ................... 67
Fotografia 3.42 – Dique félsico dobrado e boudinado, no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ............................................. 68
Fotografia 3.43 – Dique félsico dobrado, no migmatito metatexítico granulítico paraderivado.
Visada em perfil, para WSW. ................................................................................................... 68
Fotografia 3.44 – Boudin simétrico envolvendo encrave máfico em migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 71
Fotografia 3.45 – Detalhe de lineação de estiramento mineral (Lxn’’) marcada pelo
estiramento de quartzo em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. ........................... 71
Fotografia 3.46 – Sigmoides de foliação (em destaque) no migmatito diatexítico granulítico
paraderivado, indicando movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento. Visada em
planta. A bússola aponta para o norte. ...................................................................................... 72
Fotografia 3.47 – Sigmoides de foliação (em destaque) no migmatito diatexítico granulítico
paraderivado, indicando movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento. Visada em
planta. A bússola aponta para o norte. ...................................................................................... 72
Fotografia 3.48 – Aspecto geral da foliação anastomótica gerada por zona de cisalhamento
dúctil-rúptil em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola
aponta para o norte. .................................................................................................................. 72
Fotografia 3.49 – Detalhe do padrão anastomótico em zona de cisalhamento dúctil-rúptil em
diatexito. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................... 72
Fotografia 3.50 – Falhas sinistrais em migmatito diatexítico, cujo off-set sugere movimento
direcional sinistral aparente em plano de cisalhamento Sn+1 posicionado segundo N245.
Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ............................................................ 72
Fotografia 3.51 – Dominós antitéticos no migmatito diatexítico cujo off-set sugere movimento
direcional sinistral aparente em plano de cisalhamento Dn+1 posicionado segundo N230.
Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte. .............................................................. 72
APÊNDICE
APÊNDICE 1. Mapa Geológico da Área de Trabalho..........................................................84
18
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
Do ponto de vista geotectônico, as rochas da cidade de Salvador estão situadas no
Cinturão Salvador-Esplanada, um dos segmentos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá que se
formou durante as colisões que envolveram placas arqueanas e orógenos riacianos/orosirianos
(Barbosa & Sabaté 2003). Essas rochas encontram-se na porção setentrional do Cráton do São
Francisco (Figura 1.1), cujo substrato foi consolidado no Paleoproterozoico (Almeida 1977).
Figura 1.1 - Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, mostrando os adjacentes cinturões brasilianos do
Neoproterozoico, as sequências de cobertura do Proterozoico (mais jovens que 1.8 Ga), a Bacia do São Francisco
e o Aulacógeno do Paramirim: ES – Espinhaço Setentrional; CD – Chapada Diamantina. Fonte: Alkmim (2004).
A seta indica o retângulo no qual está inserida a área de estudo, na cidade de Salvador.
Os granulitos desse cinturão, que se estende de Salvador, na Bahia, até Buquim, em
Sergipe são, ainda, pouco estudados, tanto do ponto de vista cartográfico, quanto petrológico
19
e estrutural, sendo que os principais trabalhos que focaram os granulitos da cidade de
Salvador foram Fujimori (1968), Tanner de Oliveira (1970), Sighinolfi & Fujimori (1972,
1974), Jesus (1978), Souza (2008, 2009, 2013), Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010). Para a
região de Conde, na parte norte do cinturão, podem ser citados os trabalhos de Oliveira-Júnior
(1990), Silva et al. (1997), Silva et al. (2002), Delgado et al. (2003).
Esta monografia foi desenvolvida em um afloramento da cidade de Salvador (Figura
1.3) e, com ela, pretende-se somar esforços científicos para o entendimento da evolução
tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, no contexto do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
O afloramento cartografado é do tipo lajedo e exibe rochas granulíticas, enclaves máficos e
diques de rochas félsicas.
1.1. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
Na porção oriental do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá afloram rochas granulíticas
que se estendem por todo o litoral baiano, até o Estado de Sergipe. Apesar de alguns poucos
trabalhos já terem sido realizados nessas rochas, muitas dúvidas ainda persistem sobre o
significado desse cinturão no cenário tectônico riaciano-orosiriano regional. Mesmo com a
grande extensão do litoral a norte de Salvador, poucas são as áreas de afloramentos dos
granulitos, destacando-se alguns nas regiões de Conde e Buquim, no Litoral Norte da Bahia e
em Sergipe, respectivamente.
Na cidade de Salvador existem alguns afloramentos dessas rochas, sendo que alguns
deles estão em pedreiras de difícil acesso e outros na orla da cidade. Dentre eles, destacam-se
o afloramento da praia da Paciência, no bairro do Rio Vermelho. Esse afloramento pode ser
dividido nos setores W, onde afloram rochas com safirina (Fujimori 1988), e E, onde se
localiza o afloramento estudado (Figuras 1.2 e 1.3), cujas rochas apresentam feições de
migmatização que foram identificadas com base na classificação de Sawyer & Brown (2008).
Nesse sentido, surgem os seguintes problemas: quais as rochas e estruturas associadas com os
migmatitos presentes no afloramento do setor E da praia da Paciência? Qual evolução
estrutural pode ser sugerida a partir dos dados obtidos nesse afloramento? Qual a relação entre
a migmatização e as estruturas deformacionais identificadas? Responder a essas perguntas
representa dar um passo significativo para contribuir com os estudos das colisões riacianas na
porção setentrional do Cráton do São Francisco.
20
Figura 1.2 - Imagem de satélite da área dos afloramentos dos setores W e E da Praia da Paciência. Fonte:
Programa Google Earth.
Figura 1.3 – Imagem aérea da área do afloramento estudado (setor E da praia da Paciência). Fonte: JSF Barbosa.
Fotógrafo: Luiz Pereira.
21
1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO
A área de estudo está localizada na Praia da Paciência, situada na Rua da Paciência, no
bairro do Rio Vermelho, em Salvador (Figura 1.4). O acesso ao afloramento é feito por via
asfaltada. A partir da portaria principal do Campus Ondina da Universidade Federal da Bahia,
toma-se a Avenida Adhemar de Barros por 450 metros até o seu entroncamento com a
Avenida Oceânica. A partir desse ponto, percorre-se 1,3 km até o afloramento, no sentido do
bairro de Itapuã.
Figura 1.4 - a) Mapa do Estado da Bahia com a localização da cidade de Salvador; b) Mapa de situação do
afloramento estudado; Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado da Bahia, SEI-BA (2000).
1.3. OBJETIVOS
Este trabalho tem como objetivo geral contribuir com o entendimento da evolução
tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, um importante compartimento do Orógeno
Itabuna-Salvador-Curaçá. Como objetivos específicos, tem-se:
a) proceder ao levantamento das litologias e estruturas associadas com a migmatização,
no afloramento situado na porção E da praia da Paciência;
22
b) realizar a análise estrutural desse afloramento;
c) verificar a relação entre a migmatização e as fases deformacionais identificadas.
1.4. JUSTIFICATIVA
A porção ocidental do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá possui um vasto acervo de
publicações, podendo ser citados os trabalhos de Padilha & Melo (1991), Melo et al. (1995),
Teixeira (1997), Mascarenhas et al. (1998), Leite et al. (2001) Leite (2002), Delgado et al.
(2003), Barbosa et al. (2005), Barbosa et al. (2012), dentre outros. Esse grande volume de
dados é devido a importância desse orógeno, do ponto de vista das correlações mundiais, para
a reconstrução de um supercontinente riaciano-orosiriano (Teixeira et al. 2007, Leite et al.
2008), bem como pelo potencial metalogenético e prospectivo do seu setor oriental (Teixeira
et al. 2007). O potencial metalogenético desse setor está ligado ao fato de o mesmo abrigar
importantes depósitos econômicos ao longo de sua extensão, o que motiva a realização de
estudos por pesquisadores e empresas.
Embora o setor ocidental tenha um vasto conjunto de dados, o setor oriental ainda é
pouco estudado. Acredita-se que, como o Cinturão Salvador-Esplanada (Barbosa &
Dominguez 1996) não hospeda nenhum depósito mineral importante, há, significativamente,
uma menor quantidade de trabalhos realizados nesse setor, embora Salvador e região
metropolitana necessitem de estudos geológicos que contribuam com os estudos
hidrogeológicos, geotécnicos e de verificação das áreas de risco.
O afloramento selecionado trata-se de um laboratório natural para o treinamento
acadêmico de estudos de evolução crustal em terrenos polideformados e metamorfisados, bem
como permitirá levantar dados geológicos de detalhe, visando colaborar com o entendimento
da evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, como mencionado anteriormente.
1.5. MÉTODO DE TRABALHO
Para atingir com maior eficiência os objetivos propostos, os trabalhos foram
executados obedecendo ao seguinte método:
1. Revisão e Levantamento Bibliográfico – Nessa etapa foram realizadas pesquisas
bibliográficas sobre a geologia, regional e local, permitindo reunir informações geológicas
sobre o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, com direcionamento para o Cinturão Salvador-
Esplanada.
23
2. Planejamento, análise, síntese de informações e conhecimentos bibliográficos e
elaboração do projeto – Nessa etapa foram reunidos os conhecimentos adquiridos na etapa
anterior a fim de elaborar o projeto de pesquisa, que foi entregue ao professor da disciplina
GEOA75 – Trabalho Final de Graduação I.
3. Confecção de mapa geológico preliminar, na escala 1:450 – Nessa etapa, utilizando
a fotografia aérea da figura 1.3, foi confeccionado um mapa geológico preliminar a partir da
sobreposição da mesma com papel vegetal. Nesse mapa preliminar foram esboçadas as
interpretações dos principais traços estruturais do afloramento estudado.
4. Trabalhos de Campo – Essa etapa totalizou 27 dias efetivos e nela foram levantados
dados geológicos relacionados com as litologias do afloramento estudado, suas relações de
contato e principais estruturais associadas com a migmatização e com as deformações dúcteis
e rúpteis (foliações, lineações, fraturas, dentre outras). O levantamento dos dados estruturais
foi realizado com o auxílio da bússola geológica Brunton, tendo sido adotado o Método
“Regra da Mão Direita”. Com a conclusão do mapa foi selecionada uma seção composta a fim
de representar o arcabouço estrutural e melhor compreender a evolução deformacional das
unidades encontradas na área estudada.
5. Confecção do mapa final – Nessa etapa, o mapa final foi escaneado e digitalizado
no Corel Draw, bem como georreferenciado, utilizando o software ArcGis 9.3.
6. Tratamento dos dados estruturais – Os dados coletados na etapa de campo (planos e
linhas) foram tratados no software Stereonet (for Windows, Duyster 2000), visando construir
os diagramas estereográficos.
7. Integração dos dados e confecção da monografia – As informações e os dados
obtidos nas etapas anteriores foram compilados e interpretados para a confecção da
monografia, relatório integrante da disciplina GEOA76 – Trabalho Final de Graduação.
24
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL
2.1. INTRODUÇÃO
A área de trabalho está situada na parte setentrional do Cráton do São Francisco
(CSF), unidade tectônica delimitada por Almeida (1977). Essa porção se consolidou no final
do Paleoproterozoico, com a colagem das placas Gavião, Serrinha, Jequié e Itabuna-Salvador-
Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002), dando origem ao Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá
(Barbosa & Sabaté 2002, 2004). Em contexto regional, nesse orógeno podem ser
individualizados os cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002, 2003, 2004)
e Salvador-Esplanada (Barbosa & Dominguez 1996) (Figura 2.1).
Figura 2.1 - Mapa geológico do Estado da Bahia mostrando os domínios tectônicos-geocronológicos arqueanos e
paleoproterozoicos. Os traços das estruturas deformacionais paleoproterozoicas, neoproterozoicas e mesozoicas
estão também indicadas. Modificado de Barbosa et al. (2012). 5
25
As rochas do afloramento estudado estão situadas na porção sul do Cinturão Salvador-
Esplanada (Barbosa & Dominguez 1996), cujas estruturas dominantes orientam-se,
preferencialmente, segundo N045°.
2.2. O ORÓGENO ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ
O Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá – OISC (Barbosa & Sabaté 2002, 2004) estende-
se desde a região de Itabuna, no sul da Bahia, até a região próxima a cidade de Curaçá, ao
norte do estado, com estruturas que se orientam, em geral, segundo N-S (Barbosa & Sabaté
2002).
A estruturação desse orógeno ocorreu pela colisão de placas continentais,
denominadas Uauá, Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha (Figura 2.1)
(Barbosa & Sabaté 2002). As estruturas regionais que marcam essa colisão são dobras
recumbentes e normal horizontal, além de zonas de cisalhamento reversas regionais (Fase
Dn+1), que evoluíram para zonas de cisalhamento transpressionais a transcorrentes (Fase
Dn+2), com tensão principal regional segundo NW-SE (Barbosa & Sabaté 2002).
As colisões continentais associadas com a evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-
Curaçá levaram à formação de bacias sedimentares e arcos magmáticos que foram
deformados e metamorfisados na fácies granulito.
No OISC reconhece-se uma faixa contínua de granulitos que foi individualizada por
Barbosa & Sabaté (2002) como Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e Cinturão Salvador-
Esplanada.
2.2.1. O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá
O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá – CISC consiste de granulitos tonalítico-
trondhjemíticos e de intrusões de monzonitos-monzodioritos, todos deformados e re-
equilibrados na fácies granulito, além de encraves de rochas supracrustais granulitizadas, que
estão orientados paralelamente às estruturas deformacionais (Barbosa et al. 2012).
Na parte norte do CISC (Figura 2.2) afloram, principalmente, granulitos ortognáissicos
do Complexo Caraíba e, subordinadamente, granulitos máficos da Suíte São José do Jacuípe,
além de metassupracrustais do Complexo Tanque Novo-Ipirá, bem como granitoides
sieníticos e graníticos, que foram alojados durante um evento colisional do Paleoproterozoico
(Barbosa et al. 2012).
26
Figura 2.2 – Mapa geológico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Norte), destacando as unidades
granulíticas mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo e Suíte São José do Jacuípe), além do Augen
Granulito Riacho da Onça e granitoides paleoproterozoicos. Modificado de Barbosa et al. (2012).6
De acordo com Barbosa et al. (2012), a parte norte desse cinturão exibe uma foliação
gnáissica como estrutura predominante, com orientação geral NE-SW. Ainda de acordo com
esses autores, na zona de colisão entre o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e o Bloco Gavião, no
embasamento a leste da Serra de Jacobina, especialmente no Greenstone Belt de Mundo Novo
e na Sequência Vulcanossedimentar Contendas-Mirante (Marinho 1991), as deformações
paleoproterozoicas mais antigas, de caráter tangencial, levaram ao desenvolvimento de dobras
recumbentes cujos planos axiais e foliações ficaram sub-horizontalizados (Mascarenhas &
27
Silva 1994). Esses autores relatam, também, a presença de dobras com flancos rompidos e
com planos axiais mergulhando 20-30° para leste, sendo a vergência geral para W. As zonas
de cisalhamento são reversas e as lineações de estiramento são de alta obliquidade.
A segunda fase de deformação teria gerado dobras normal-horizontais, que foram
transpostas por zonas de cisalhamento de alto ângulo de mergulho, com movimentação
dominantemente sinistral-reversa a sinistral (Fase Dn+2’) (Barbosa & Sabaté 2002).
A porção sul do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Figura 2.3) corresponde a uma
faixa de deformação com direção N10°E (Barbosa et al. 2012), na qual são encontrados: (i)
granulitos monzoníticos e monzodioríticos com pórfiros centimétricos de plagioclásio, de
idade paleoproterozoica; (ii) granulitos tonalítico-trondhjemíticos do Neoarqueano e
Paleoproterozoico; (iii) faixas contendo granulitos básicos e granulitos paraderivados, cuja
idade ainda não foi determinada.
De acordo com Barbosa et al. (2012), à leste da cidade de Itabuna a estrutura
predominante é uma foliação gnáissica que, com orientação geral NE-SW e mergulhos de
médio a alto ângulo, progressivamente, inflete para NW-SE na região de Amargosa, tendendo
a contornar as rochas do Bloco Jequié. Ainda nesse setor, em direção a norte, essa estrutura
inflete novamente para norte, nas imediações da cidade de Santa Luz. Os registros
deformacionais mais antigos da colisão entre as placas Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié e
dessa com a placa Gavião, na parte sul, são foliações de baixo ângulo (Barbosa et al. 2012).
Segundo esses autores, a fase deformacional dúctil paleoproterozoica mais antiga permitiu a
separação de dois domínios estruturais. No primeiro, a oeste, encontram-se rochas do Bloco
Jequié, onde as deformações foram de menor intensidade, sendo possível reconhecer
estruturas dobradas, associadas a zonas de cisalhamento com lineação de estiramento de alta
obliquidade, além de leques imbricados e duplexes. Dobras intrafoliais podem ser observadas
e essas estruturas encontram-se transpostas por zonas de cisalhamento.
No segundo domínio, a leste, predominam as rochas do Cinturão Itabuna-Salvador-
Curaçá e a observação de estruturas dobradas se faz menos frequente, devido à obliteração das
deformações da segunda fase, sobretudo pelas transcorrências de natureza transpressiva
sinistral (Barbosa et al. 2012).
28
Figura 2.3 - Mapa geológico do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá
(Parte Sul) mostrando as unidades mesoarqueanas (granulitos básicos e paraderivados), as unidades
neoarqueanas-paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-trondhjemíticos) e paleoproterozoicas (granulitos
tonalítico-trondhjemíticos e monzoníticos-monzodioríticos), além de granitoides e rochas dioríticas-peridotíticas.
Modificado de Barbosa et al. (2012). 7
29
2.2.2. O Cinturão Salvador-Esplanada
O Cinturão Salvador-Esplanada – CSE (Barbosa & Dominguez 1996) (Figura 2.4)
representa uma faixa de metamorfitos de alto e médio graus que ocorre da cidade de Salvador
(Bahia) até a cidade de Buquim (Sergipe), possuindo uma orientação geral N045°.
Figura 2.4 – Mapa geológico do Cinturão Salvador-Esplanada, mostrando as unidades mesoarqueanas (Zona
Salvador-Conde, Granitoide Pela-Porco e Zona de Cisalhamento Aporá-Itamira), além de metagranitoides
paleoproterozoicos de Salvador. Modificado de Barbosa et al. (2012). 8
30
Na região de Salvador, as rochas desse segmento são, predominantemente, gnaisses
orto e paraderivados, que foram equilibrados em condições metamórficas de alto grau (fácies
granulito) (Cruz 2005, Souza 2008, 2009, 2013, Souza-Souza 2010). De acordo com esses
autores, essas rochas são truncadas por diques máficos e graníticos. Por sua vez, nas
proximidades da cidade de Esplanada ocorrem granodioritos e granitos alcalinos, bem como
ortognaisses de natureza cálcio-alcalina e anfibolitos de origem gabróica e química típica de
tholeiítos (Oliveira-Júnior 1990).
Oliveira-Júnior (1990) subdividiu o CSE em dois domínios tectônicos, que nomeou
como Zonas. O primeiro domínio ocupa a porção extremo oeste do cinturão e consiste da
Suíte Granitoide Teotônio-Pela Porco e de milonitos da Zona Aporá-Itamira. O segundo
domínio tectônico compreende a Zona Salvador-Conde, que está situada próxima à costa
atlântica, sendo composta tanto por rochas da fácies anfibolito (região de Conde), quanto por
rochas da fácies granulito (região de Salvador). Essa zona de cisalhamento situa-se no
extremo oeste do Cinturão Salvador-Esplanada, tendo aproximadamente 75 km de extensão,
cerca de 10 km de largura e direção NE-SW. A sua extensão NE está encoberta pelos
depósitos fanerozoicos do grupo Barreiras e das bacias do Recôncavo e Tucano Sul (Barbosa
et al. 2012). Nessa zona predominam milonitos, porém migmatitos com estruturas dobradas,
schlieren e estromáticas podem ser encontradas em partes menos afetadas pela milonitização
(Barbosa et al. 2012). Segundo Oliveira-Júnior (1990), o movimento das deformações por
cisalhamento é sinistral e afetou migmatitos e granitoides mais antigos, milonitizando-os de
forma retrógrada e orientando-os, indistintamente, na direção NE-SW.
A ligação tectônica entre o Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e o Cinturão Salvador-
Esplanada ainda não está clara o suficiente, principalmente devido à carência de mapeamento
geológico em escala de detalhe nesse cinturão (Barbosa et al. 2012) e por essa ligação estar
coberta pelas rochas sedimentares da Bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Os principais
estudos realizados foram na cidade de Salvador. Nessa cidade, os melhores afloramentos de
rochas granulíticas ocorrem em antigas pedreiras e na faixa de praia. Nessa última, a variação
da maré controla a exposição das rochas.
31
2.3. GEOLOGIA DE SALVADOR
Na cidade de Salvador podem ser identificadas: (i) rochas metamórficas de alto grau;
(ii) unidades da Bacia Sedimentar do Recôncavo-Tucano-Jatobá; (iii) coberturas sedimentares
tércio-quaternárias. A partir dessas unidades litológicas, e relacionando com a tectônica
fanerozoica ligada à separação do Atlântico, Barbosa et al. (2005) individualizaram três
domínios geológicos principais, a saber:
a) Alto de Salvador (Barbosa & Dominguez 1996): horst limitado, a oeste, pela falha
de Salvador e constituído por rochas metamórficas de alto a médio graus, com
intrusivas monzo-sieno-graníticas e truncada por um enxame de diques máficos.
b) Bacia sedimentar do Recôncavo: limitada, a leste, pelo sistema de falhas de
Salvador, a oeste, pela falha de Maragogipe, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá
e, a sul, pelo sistema de falhas da Barra. Essa bacia foi preenchida por sedimentos
mesozoicos e, regionalmente, possui como embasamento os gnaisses granulíticos
do Bloco Serrinha, a oeste e norte, granulitos do Cinturão Itabuna-Salvador-
Curaçá, a oeste e sudoeste, granulitos do Cinturão Salvador-Esplanada, a leste e
nordeste, e rochas sedimentares da Faixa Sergipana (Neoproterozoico), a norte.
c) Depósitos terciários e quaternários da margem Atlântica: sedimentos areno-
argilosos do Grupo Barreiras, bem como coberturas recentes do Quaternário,
correspondentes às areias de praia.
Com relação ao Alto de Salvador, Barbosa et al. (2005), Cruz (2005) e Barbosa &
Souza (2007) subdividiram dois domínios topográfico-geográficos, que são separados
pela Falha do Iguatemi (Figura 2.5). Na parte oeste, onde a altitude média é superior a 60
metros, ocorrem granulitos, enquanto que na parte leste as altitudes são inferiores a 30 metros
e, além de rochas da fácies granulito, são também encontradas rochas da fácies anfibolito.
2.3.1. Unidades litoestratigráficas e metamorfismo
Os primeiros estudos petrográficos e mineralógicos das rochas granulíticas situadas no
Alto de Salvador foram realizados por Fujimori & Allard (1966) e Fujimori (1968).
Jesus (1978), Souza (2008, 2009, 2013), Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010)
realizaram estudos em escala de detalhe nos afloramentos das praias do Farol de Itapuã, do
Farol da Barra, do Morro do Cristo e na praia defronte do Hospital Espanhol,
respectivamente. Esses autores relataram a presença de rochas orto e paraderivadas, além de
32
diques máficos e félsicos. Em discordância erosiva com essas rochas metamórficas,
comumente ocorrerem pacotes de arenitos de praia e conglomerados.
Figura 2.5 – Modelo digital de terreno mostrando o contraste topográfico entre as partes oeste e leste do Alto de
Salvador, separadas pela Falha do Iguatemi. Fonte: Barbosa et al. (2005). 9
Jesus (1978) individualizou seis litotipos, metamórficos e ígneos, nos arredores do
Farol de Itapuã, classificando-os como granulitos, granoblastitos, diopsidito, meta-biotita
gabro, pegmatito e diabásio. Aos granulitos e granoblastitos de composição granodiorítica,
bem como aos granulitos básicos, foi atribuída uma origem sedimentar pelítica.
Os granulitos com granadas, predominantemente almandíferas, do Farol da Barra
foram estudados quimicamente por Fujimori & Fyfe (1984). Em seu trabalho, esses autores
concluíram que o protólito para essas rochas teria sido um solo residual pré-cambriano
(Fujimori 1988). Fujimori & Fyfe (1984) também descreveram, nesse afloramento,
diopsiditos, granulitos máficos e granulitos félsicos que, de acordo com esses autores,
sofreram polimetamorfismo. Ainda segundo os mesmo autores, três condições metamórficas
distintas podem ser citadas. A primeira foi marcada por um pico metamórfico em condições
em torno de 7.5-9 kbar e 840-900°C (condições de fácies granulito de pressão intermediária).
Após esse pico metamórfico, houve um retrometamorfismo com diminuição de pressão,
dando origem a uma associação com cordierita, em condições metamórficas em torno de
33
750°C e 3 kbar. Posteriormente, outro episódio deu origem a uma associação com biotita, em
condições em torno de 6.75-7.5 kbar e 525-550°C.
Retomando os trabalhos em escala de detalhe (1:1000) na cidade de Salvador e
utilizando a classificação litológica de Barbosa et al. (2005), Barbosa & Souza (2007), Souza
(2008) encontraram as seguintes litologias no afloramento do Farol da Barra: (i) encraves
ultramáficos e máficos granulitizados; (ii) granulitos paraderivados aluminosos, granitos
granadíferos e quartzitos com granada; (iii) granulitos ortoderivados tonalíticos; e (iv) diques
máficos e monzo-sienograníticos.
Após estudos petrográficos e litogeoquímicos realizados por Souza (2009) e Souza et
al. (2010), os litotipos granulíticos ortoderivados do Alto de Salvador foram subdivididos em
granulitos tonalíticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos monzocharnockíticos e
granulitos quartzo-monzodioríticos. Com as informações obtidas em seu trabalho, e com base
em trabalhos anteriores, essa autora pôde atualizar o mapa geológico da Cidade de Salvador
(Figura 2.6).
Trabalhando em uma escala de 1:500, Oliveira (2010) separou três litotipos no
afloramento do Morro do Cristo, quais sejam: (i) rochas ultramáficas granulitizadas; (ii)
granulitos ortoderivados (tonalitos e quartzo-gabros); (iii) diques máficos e sienograníticos.
Por sua vez, Souza-Souza (2010) identificou unidades litológicas, metamórficas e
ígneas, no afloramento da praia defronte do Hospital Espanhol, sendo elas: (i) tonalito
granulítico; (ii) encraves máficos; (iii) granada monzogranito milonitizado; (iv) granulitos
alumino-magnesianos que, de acordo com o autor, podem constituir o grupo das rochas
paraderivadas de Souza (2008, 2009); (v) diques de doleritos e de sienogranitos.
A comparação entre os mapas geológicos apresentados por Souza (2008, 2009, 2013),
Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010) sugere uma segura correlação geológica entre os
afloramentos estudados por esses autores.
Reunindo os resultados dos estudos mais recentes realizados no embasamento de
Salvador, Barbosa et al. (2012) identificaram: (i) granulitos paraderivados, onde estão
incluídos os granulitos alumino-magnesianos, granulitos granadíferos, granulitos básicos e
quartzitos; (ii) encraves de granulitos ultramáficos e máficos; (iii) granulitos ortoderivados,
compostos de granulitos tonalíticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos monzo-
charnockíticos e granulitos quartzo-monzodioríticos; (iv) corpos e veios monzo-
sienograníticos; e (v) diques máficos, metamórficos e não metamórficos.
Segundo Souza (2013), durante a deformação paleoproterozoica, as rochas do Farol de
Itapuã experimentaram condições de pressão em torno de 8.6 kbar e temperatura em torno de
830°C. As idades U-Pb de 2.09 Ga obtidas dos zircões metamórficos dessas rochas indicaram
que a primeira fase deformacional é contemporânea ao metamorfismo de alto grau. Ainda de
acordo com a autora, uma segunda fase deformacional transpressional (2.06 Ga, U-Th em
monazita) e simultânea com a colocação dos corpos e veios monzo-sienograníticos tardi-
tectônicos, gerou condições de pressão e temperatura em torno de 7.5 kbar e 780°C,
respectivamente.
2.3.2. Geologia estrutural
Estudando os afloramentos nas proximidades do Farol de Itapuã, Jesus (1978)
identificou três fases principais de deformações. De acordo com esse autor, na primeira fase,
as rochas sofreram metamorfismo e anatexia e transposição por zonas de cisalhamento anti-
horárias de direção N045°. Nessa fase, estruturas rúpteis com orientação N-S teriam sido
nucleadas. O tensor geral para essa fase apresenta direção aproximada N020°. Ainda de
acordo com o mesmo autor, num segundo evento deformacional houve a recristalização das
rochas e o fim do metamorfismo, com milonitização em zonas de cisalhamento. Para essa fase
foi determinado um tensor geral de direção aproximada NW-SE. A terceira fase foi marcada
pela intrusão dos diques de diabásio que, por não apresentarem indícios de metamorfismo,
foram interpretados, pelo autor, como tardios aos episódios de deformação. Esse evento foi
acompanhado de intenso fraturamento e tem as direções do tensor geral variando entre N-S e
NE-SW.
Barbosa et al. (2005), estudando as estruturas dúcteis da parte oeste do Alto de
Salvador (Figura 2.7), identificaram pelo menos três fases deformacionais. Segundo os
autores, a fase Dn+1 deformou um bandamento preexistente (Sn), gerando dobras
recumbentes de superfícies axiais (Sn+1) e eixos sub-horizontais, sendo esses últimos
caracterizados por lineações de estiramento mineral dip-slip. A fase Dn+2 é progressiva ao
evento Dn+1, tendo dobrado as superfícies anteriores, gerando, em zonas de high strain,
dobras isoclinais a apertadas, de orientação geral N030° a N090°, com superfícies axiais sub-
verticais (Sn+2) e eixos de baixo caimento, embora haja locais onde esses são encontrados
mais inclinados, em torções. É também atribuída a essa fase uma transpressão de cinemática
ora sinistral, ora dextral, que dobrou a superfície anterior (Sn+1) isoclinalmente e formou
faixas com cinemáticas alternadas. A terceira fase, Dn+2’, é marcada por zonas de
36
cisalhamento transcorrente, sub-verticais e sub-paralelas às superfícies axiais Sn+2, com
lineações de estiramento mineral strike-slip. Localmente, essas zonas podem ser encontradas
transpondo as estruturas das fases anteriores.
Figura 2.7 – Configuração 3D das diferentes fases de deformação dúcteis das rochas metamórficas de Salvador.
Fonte: Barbosa et al. (2005). 11
Com relação às deformações rúpteis que cortam os granulitos, cinco conjuntos
principais de falhas e fraturas são mencionados por Barbosa et al. (2005), a saber:
(i) N060° - N090°, que hospedam diques máficos metamórficos e metamonzo-
sienogranitos;
(ii) N040° - N070°, onde se encontram muitos corpos tabulares monzo-
sienograníticos;
(iii) N120° - N160°, onde se alojam os diques máficos não metamórficos;
(iv) N30° e N40°, cujos representantes mais importantes são as falhas de
Salvador e Iguatemi, respectivamente (Barbosa et al. 2005);
(v) N130° - N140°, paralelas às falhas transferentes da Bacia do Recôncavo.
Barbosa et al. (2012) sugerem que as estruturas dúcteis dos litotipos estudados na
região de Salvador tenham sido atingidas pelas mesmas deformações que atingiram a Zona
Aporá-Itamira e a Suíte Teotônio-Pela Porco. Ainda, segundo esses autores, as três fases
37
deformacionais encontradas em Salvador foram geradas em condições de temperatura
correspondente àquela da fácies granulito e tiveram a evolução deformacional semelhante à
que foi descrita para o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Souza (2008) realizou uma análise estrutural das rochas do afloramento do Farol da
Barra e identificou três fases deformacionais. Segundo a autora, a primeira fase (Dn),
predominantemente dúctil, gerou uma foliação (Sn) paralela ao bandamento gnáissico, além
de boudinar as rochas mais competentes. As lineações de estiramento mineral (Lxn) dessa
fase, stike-slip, estão associadas com zonas de cisalhamento dextrais a dextrais-reversas. Na
segunda fase (Dn+1), zonas de cisalhamento subverticais, com cinemática
predominantemente dextral, truncaram as estruturas da primeira fase e desenvolveram
lineações de estiramento mineral (Lxn+1). A terceira fase (Dn+2) possui caráter menos
penetrativo, tendo gerado uma foliação (Sn+2) de alto ângulo de mergulho e uma lineação de
estiramento mineral (Lxn+2), dip-slip, associada com zonas de cisalhamento com cinemática
reversa. Posteriormente, a fase rúptil gerou cinco conjuntos principais de falhas e fraturas. A
autora relacionou as deformações citadas à evolução do Cinturão Salvador-Esplanada,
sugerindo diferenças de estilos deformacionais e de ambiência tectônica com relação ao
Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá. O conjunto de estruturas rúpteis foi relacionado, pela
mesma, com as falhas de Salvador (N020°-N030°), da Barra (N080°-N090°) e com as falhas
transferentes da Bacia do Recôncavo (N120°-N130°).
A análise estrutural realizada por Souza-Souza (2010) no afloramento da praia
defronte do Hospital Espanhol, no Bairro da Barra, permitiu a identificação de uma fase
deformacional denominada de Dn (Figura 2.8). Essa fase foi subdividida pelo autor em três
estágios progressivos: Dn’, Dn’’ e Dn’’’. O estágio Dn’ foi responsável pela geração da
foliação Sn’//Sn-1 e pela formação do bandamento gnáissico, bem como de dobras isoclinais,
lineação de estiramento (Lxn’), lineação mineral (Lmn’), boudins e duplexes. A vergência
geral do movimento é de NE para SW. No estágio Dn’’ foram nucleadas dobras suaves a
abertas, com envoltória simétrica e, tardiamente, diques félsicos instalaram-se. O estágio
Dn’’’ foi marcado pela instalação de zonas de cisalhamento rúptil-dúctil. Embora existam
diferenças de nomenclatura, os resultados obtidos por Souza-Souza (2010) são muito
semelhantes aos obtidos por Barbosa et al. (2005).
38
Figura 2.8 – Modelo deformacional para a área do afloramento do Hospital espanhol, com as posições das
estruturas em seção (a) e em mapa (b). Fonte: Souza-Souza (2010). 12
Após as deformações citadas, diques máficos que são citados por Corrêa-Gomes et al.
(1996) como relacionados a uma extensão neoproterozoica, truncam as estruturas anteriores.
Entretanto, Souza-Souza (2010) sugere que os diques máficos do afloramento defronte do
Hospital Espanhol, na Barra, possuem orientações compatíveis com os campos de tensão
relacionados com a fase Dn, por ele identificada, e que, regionalmente, varia entre NNE-SSW
(estágios Dn’ e Dn’’) e NNW-SSE (estágios tardi Dn’’ e Dn’’’). Diante disso, esse autor
39
sugeriu que a colocação dessas rochas pode estar relacionada com um magmatismo
paleoproterozoico, ao invés de neoproterozoico. Truncando esses diques, um conjunto de
zonas de cisalhamento rúpteis e fraturas foi desenvolvido com orientação preferencial
segundo N120°-N130°. Foi sugerido que essa última fase deformacional possa estar
relacionada com a abertura da Bacia do Recôncavo e do Oceano Atlântico Sul.
2.3.3. Geoquímica
Analisando o comportamento geoquímico dos elementos maiores (exceto o sódio e o
potássio), traços e, principalmente Elementos Terras Raras (ETR), Souza (2009) pôde
caracterizar os protólitos dos granulitos ortoderivados do Alto de Salvador e agrupar as rochas
em: (i) subtipos T1 e T2, dos granulitos tonalíticos; (ii) subtipos CHED1, CHED2 e CHED3,
dos granulitos charnoenderbíticos; (iii) subtipos QMZD1, QMZD2 e QMZD3, dos granulitos
quartzo-monzodioríticos. Os resultados obtidos mostraram que os granulitos tonalíticos T1 e
T2 são pobres em potássio. Já os granulitos charnoenderbíticos, monzocharnockíticos e
quartzo-monzodioríticos são ricos nesse elemento. De acordo com a autora, essas rochas se
originaram a partir de magmas cálcio-alcalinos, excetuando-se os granulitos
charnoenderbíticos do subtipo CHED3, que seriam provenientes de magmas transicionais
tholeiíticos/cálcio-alcalinos. Essas rochas são enriquecidas em ETR, o que justifica a presença
de granada (Souza et al. 2010). Os granulitos ortoderivados encontrados em Salvador teriam
se formado a partir de uma ou mais fontes cálcio-alcalinas e foram submetidos a um evento
metamórfico granulítico, ao mesmo tempo que estavam sendo deformados.
Dados geoquímicos realizados em amostras de monzogranitos e sienogranitos do
afloramento do setor W da praia da paciência (Figura 1.2), no bairro do Rio Vermelho, por
Souza (2013) permitiram que a autora classificasse essas rochas como subalcalinas e
peraluminosas, destacando que esses litotipos são enriquecidos em ETR leves e possuem forte
anomalia negativa de Eu. Nos diagramas de ambiência tectônica, tais rochas estão dispostas
no campo dos granitos derivados de material crustal, exibindo valores negativos de ɛNd(t) (-
6,08).
2.3.4. Geocronologia
Silva et al. (2002), realizaram estudos U-Pb (SHRIMP, zircão) em amostras do
embasamento mesoarqueano do Domínio Salvador-Esplanada, tendo obtido uma idade de
40
cristalização de ca. 3000 Ma. A partir desse dado, os autores interpretaram que esse cinturão
seria uma extensão oriental do denominado “Cráton de Serrinha”.
Outra amostra do embasamento mesoarqueano do Domínio Salvador-Esplanada foi
também datada por Silva et al. (2002). Trata-se do granodiorito foliado de Aporá, cuja
amostra foi coletada na estrada entre as cidades de Aporá e Itamira, tendo sido obtida a idade
2924 ± 25 Ma (U-Pb, SHRIMP, zircão). Essa idade foi interpretada como associada com a
cristalização da rocha. Uma idade 207
Pb/206
Pb (discordante) de 1926 ±25 foi obtida para as
mesmas rochas e interpretada como associada com o metamorfismo. Por sua vez, Silva et al.
(2002) obtiveram a idade U-Pb (SHRIMP, zircão) de 2169± 4 8 (centro) e 495±35 (borda)
para zircões de hornblenda-biotita ortognaisse granítico de Conde, na localidade homônima.
A primeira foi interpretada como a idade de cristalização do magma granítico, ao passo que a
segunda foi interpretada como a idade associada com a influência do Evento Brasiliano na
região.
Da comparação entre as idades Rb-Sr e U-Pb encontradas por Silva Filho et al. (1977)
em monzogranitos e quartzo-monzogranitos da Suíte Teotônio-Pela Porco e das encontradas
por Silva et al. (2002) no Granodiorito Aporá, foi possível remeter ambas ao metamorfismo
paleoproterozoico (Barbosa et al. 2012). Desta forma, a idade 495±35 obtida por Silva et al.
(2002) ainda carece de entendimento.
Do exposto, verifica-se uma ampla carência de dados geocronológicos para o Cinturão
Salvador-Esplanada. Souza (2009) ressalta a necessidade de se realizar datações
geocronológicas e pesquisas mais aprimoradas, sobretudo, nos granulitos paraderivados, com
o intuito de se obter uma melhor definição dos eventos formacionais/deformacionais
ocorridos na área.
Como mencionado anteriormente, Souza (2013) encontrou duas idades para o
metamorfismo das rochas granulíticas do setor sul do Cinturão Salvador-Esplanada: (i) 2.09
Ga (Zircão, U-Pb, Laser Ablation), que associou ao metamorfismo progressivo; e (ii) 2.06 Ga
(U-Th em monazita), que associou com o metamorfismo regressivo relacionado com
transcorrências. No afloramento do setor W da praia da Paciência (Figura 1.2) foram datadas
amostras de monzogranitos e sienogranitos, tendo sido obtida uma idade-modelo (TDM) em
torno de 2.9 Ga, sugerindo uma fonte mesoarqueana para esse litotipo. Já a idade U-Pb
(Zircão, LA-ICPMS) obtida para a cristalização das rochas foi 2064±36 Ma. De acordo com a
autora, essa idade é similar às idades U-Pb (SHRIMP) e Pb-Pb (evaporação) obtidas por
diversos autores para os granitos tardi-tectônicos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
41
CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA LOCAL E ANÁLISE ESTRUTURAL
3.1. INTRODUÇÃO
No afloramento do setor E da praia da Paciência (Figura 1.2) podem ser observadas
feições que sugerem a atuação de processos de anatexia. Por esse motivo, este capítulo será
iniciado com a apresentação de um arcabouço teórico sobre migmatitos.
Segundo Sawyer & Brown (2008), migmatito é uma rocha heterogênea encontrada em
áreas de médio e alto graus metamórficos e que consiste de duas ou mais partes
petrograficamente diferentes. Uma dessas partes (neossoma) foi formada por fusão parcial
com segregação do material fundido a partir da fração sólida (protólito).
A figura 3.1 destaca os principais constituintes de um migmatito, quais sejam: (i)
protólito, que é a rocha que foi fundida e que deu origem ao neossoma; (ii) neossoma, que é a
porção formada por fusão parcial; (iii) leucossoma, constituinte do neossoma, que é a parte
clara, leucocrática do neossoma consistindo, dominantemente, de feldspatos e quartzo; (iv)
melanossoma, constituinte do neossoma, que é a parte escura do neossoma rica em minerais
máficos como biotita, granada, cordierita, ortopiroxênio, hornblenda ou clinopiroxênio; (v)
paleossoma, que é a rocha que não fundiu, ou seja, que não foi afetada por fusão parcial.
Figura 3.1 – Constituintes de um migmatito segundo Sawyer (2008). 13
42
De acordo com Sawyer & Brown (2008), em migmatitos o leucossoma pode ser
classificado como: (i) in situ, (ii) na fonte (in source) ou pode formar veios leucocráticos
(Figura 3.2). No primeiro caso, a fusão acontece sem que haja movimentação do leucossoma.
No segundo caso, há formação de veios e diques, mas a movimentação é restrita ao domínio
de fusão. No terceiro e último caso, o leucossoma sai do domínio de fusão e vai hospedar-se
nas rochas encaixantes.
Figura 3.2 – Esquema mostrando as diferenças entre leucossomas (1) in situ, (2i) na fonte (in source) ou (3)
veios leucocráticos proposto por Sawyer & Brown (2008). 14
De acordo com Sawyer (2008), a classificação morfológica de migmatitos (Figura 3.3)
deve estar relacionada, principalmente, com a intensidade de fusão e representada pela fração
de neossoma que está presente no migmatito. Sendo assim, metatexito é um migmatito
heterogêneo na escala de afloramento no qual as estruturas pré-fusão parcial são amplamente
preservadas no paleossoma. Já o diatexito é caracterizado por ser um migmatito em que
domina o fundido, no qual o neossoma está amplamente distribuído.
3.2. UNIDADES MAPEADAS
O afloramento estudado é do tipo lajedo e se encontra bem preservado dos processos
intempéricos. Em algumas porções do afloramento, que normalmente não são alcançadas
pelas ondas, há uma camada de regolito e sedimentos, permitindo o crescimento de uma
vegetação rasteira de praia. Nessas áreas, a cor do solo gerado pela alteração intempérica é,
em geral, amarelo alaranjado.
43
De acordo com a classificação de migmatitos proposta por Sawyer & Brown (2008) e
Sawyer (2008), as rochas do afloramento do setor E da Praia da Paciência podem ser
classificadas como metatexitos e diatexitos. No afloramento estudado foram mapeadas e
descritas, macroscopicamente, três unidades distintas (Apêndice 1), sendo elas: (i) o
migmatito granulítico paraderivado com encraves máficos, que se subdivide em metatexítico
e diatexítico; (ii) os diques félsicos; (iii) rochas e sedimentos recentes.
Figura 3.3 – Partes constituintes de um migmatito. Modificado de Sawyer (2008). 15
3.2.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos
Das rochas orto e paraderivadas relatadas por Jesus (1978), Souza (2008, 2009),
Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) e Barbosa et al. (2012), apenas as paraderivadas foram
encontradas (em contexto de análise macroscópica) no afloramento do setor E da Praia da
Paciência. Essas rochas foram classificadas como metatexíticas e diatexíticas.
Utilizando a figura 3.4, alguns argumentos podem ser levantados para classificar essas
rochas como paraderivadas, quais sejam: (i) intensa variação modal no bandamento gnáissico
das rochas cartografadas no domínio litológico B; (ii) a presença de litotipos paraderivados
com ortopiroxênio, biotita vermelha e safirina, além de quartzo, granada (Fotografia 3.1),
sillimanita, cordierita, plagioclásio (Fujimori & Allard 1966, Fujimori 1968) no domínio
litológico A; (iii) a presença de porfiroblastos de granada, que chegam a medir seis
centímetros de diâmetro (Fotografia 3.2), associados com biotita e feldspatos, em litotipos
com características semelhantes aos descritos na literatura como granulitos paraderivados
44
alumino-magnesianos (Barbosa et al. 2005) no domínio litológico C; (iv) a presença de níveis
quartzosos intercalados nas rochas granulíticas paraderivadas cálcio-ferro-magnesianas do
domínio litológico B (Figura 3.4), o que sugere a presença de metachert impuro; (iv) a
presença líquidos ricos em quartzo associados aos domínios de migmatização no domínio B; e
(v) aliado aos demais argumentos ressalta-se, ainda, a ausência de porfiroclastos de feldspatos
nas rochas estudadas no domínio litológico B.
Desta forma, sugere-se que a variação composicional entre os domínios A, B e C da
figura 3.4 representa uma característica associada com a variação na composição do
bandamento do protolito sedimentar em escala menor do que a escala de trabalho.
Figura 3.4 – Imagem de satélite posicionando os principais afloramentos da praia do Rio Vermelho com as
variações composicionais de seus domínios litológicos. O retângulo amarelo representa a área de trabalho
(Apêndice 1). Fonte: Google Earth / agosto 2013. 16
45
Fotografia 3.1 – Granulitos paraderivados alumino-
magnesianos com granada no setor litológico A da
figura 3.3.
Fotografia 3.2 – Granulitos paraderivados alumino-
magnesianos com granada no setor litológico C da
figura 3.3. Visada em planta. A bússola aponta para
o norte.
Essa unidade, como um todo, corresponde a 74% da área estudada, ocupando 5.782 m²
(Apêndice 1 e Figura 3.5). Ao longo de todo o afloramento as rochas exibem porções
migmatizadas e abrigam encraves máficos com formas sigmoidais ou lenticulares, além de
serem truncadas por diques félsicos. Em algumas porções são encontradas estreitas camadas
de conglomerado recobrindo as mesmas, em contato angular e erosivo.
46
Figura 3.5 – Distribuição espacial dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexíticos e diatexíticos). 17
As principais estruturas deformacionais identificadas nessa unidade são: foliação Sn,
que compreende um bandamento composicional e uma xistosidade a ele paralelizada, dobras
isoclinais intrafoliais sem raiz, boudins, além de lineação de estiramento, bem como zonas de
cisalhamento rúpteis (falhas) e dúcteis, sigmoides de foliação, dobras de arrasto (drag folds),
dominós sintéticos e antitéticos, e fraturas.
a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado
Essas rochas correspondem a, aproximadamente, 57% da área de estudo, ocupando
4406 m² (Apêndice 1 e Figura 3.6), na porção sudeste do afloramento. O contato dessas
rochas com os migmatitos diatexíticos granulíticos paraderivados (Fotografias 3.3 e 3.4) é
brusco e se faz através de zona de cisalhamento sinistral.
A rocha é anisotrópica e possui cor cinza esverdeada (Fotografias 3.5 e 3.6). A
principal feição estrutural é um bandamento composicional milimétrico e, por vezes,
centimétrico, que é marcado, principalmente, pela alternância de níveis félsicos com
proporções variáveis de quartzo, feldspato potássico, plagioclásio e níveis com piroxênio e
biotita, bem como encraves máficos boudinados e níveis ricos em quartzo. A observação de
47
uma lâmina delgada dessa rocha, em microscópio petrográfico, permitiu identificar a presença
de plagioclásio, microclina, biotita, anfibólio, ortopiroxênio, quartzo e minerais opacos, em
sua composição mineralógica. Em alguns locais é possível observar domínios ricos em
leucossoma (Fotografias 3.7 e 3.8) e, nesse caso, o corpo exibe geometria irregular e contatos
difusos. Nesse caso, esse leucossoma pode ser classificado como in situ (Sensu Sawyer &
Brown (2008)).
Figura 3.6 – Distribuição espacial do migmatito metatexítico paraderivado. 18
A principal estrutura migmatítica dessas rochas é a estromática (Fotografias 3.9 e
3.10). Nesse caso, é possível observar níveis milimétricos ricos em feldspato potássico e
quartzo, paralelizados com o bandamento gnáissico da rocha. Nessas estruturas, as bordas
ricas em minerais máficos, constituem o resíduo da fusão parcial do protólito. Diques de
sienogranitos são observados e conectados com domínios em que a fusão é difusa (Fotografia
3.11), sugerindo uma movimentação do fundido e colocação em fraturas abertas durante a
migmatização. Esse é um exemplo de leucossoma do tipo “na fonte” de Sawyer & Brown
(2008).
48
Fotografia 3.3 – Visão geral do contato (linha amarela)
entre o diatexito (acima) e o metatexito (abaixo). Visada
em planta. A seta indica o norte.
Fotografia 3.4 – Detalhe do contato (linha
amarela) entre os migmatitos diatexíticos
(esquerda) e metatexíticos (direita). Visada em
planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.5 – Aspecto geral do migmatito
metatexítico paraderivado. Visada em planta. A
seta indica o norte.
49
Fotografia 3.6 – Aspecto geral do migmatito
metatexítico granulítico paraderivado. Notar
bandamento gnáissico com níveis ricos em quartzo.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.7 – Área com neossoma difuso no
migmatito metatexítico granulítico paraderivado
(circulo amarelo) Visada em planta. A seta indica
o norte.
Fotografia 3.8 – Detalhe de ocorrência de fusão in situ
em migmatito metatexítico granulítico paraderivado.
Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte.
Fotografia 3.9 – Estrutura estromática no migmatito
metatexítico granulítico paraderivado, evidenciando o
fundido (parte clara) e o resíduo (parte escura). Visada
em planta. A ponta do martelo indica o norte.
50
Fotografia 3.10 – Bandamento composicional,
no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado, com intercalações de
melanossoma e quartzo, formando estrutura
estromática. Visada em planta. A bússola
aponta para o norte.
Fotografia 3.11– Neossoma em migmatito
metatexítico granulítico paraderivado.
Visada em planta. A bússola aponta para o
norte.
b) Migmatito Diatexítico Granulítico Paraderivado
Essa rocha corresponde a 17% da área, 1376 m² (Apêndice 1 e Figura 3.7), ocupando a
porção oeste do lajedo (Fotografias 3.12 e 3.13). Encontra-se em um nível mais avançado de
alteração intempérica, em comparação com os metatexitos, provavelmente devido a maior
densidade de fraturas e zonas de cisalhamento, que servem de caminho para a percolação de
água, potencializando os efeitos do intemperismo químico nessas rochas, bem como pelo
grande volume de K-feldspato presente.
A rocha é anisotrópica e, quanto à granulometria, exibe mesoestrutura fanerítica
grossa (Fotografia 3.14). Possui coloração vermelho rosado com descontínuos domínios cinza
escuros, cuja cor é atribuída às faixas de paleossoma máfico (Fotografia 3.15). Em alguns
casos é possível observar níveis irregulares de material máfico imerso no neossoma. Esses
domínios máficos são considerados como paleossoma pois, nesse afloramento,
provavelmente, a rocha máfica não fundiu, tendo em vista a composição rica em K-feldspato
do neossoma. Possivelmente, os elementos da trama representam porções dos encraves
máficos que foram assimilados pelo neossoma. Nesse caso, nota-se a presença de biotita na
borda dos encraves. A presença desse mineral está, provavelmente, relacionada com a
Melanossoma
Leucossoma
51
interação da rocha máfica com o leucossoma. Em alguns casos, um proeminente bandamento
gnáissico é observado com a alternância de leucossoma e paleossoma máfico biotitizado
(Fotografia 3.16). Em alguns locais ainda é possível reconhecer domínios metatexíticos nessas
rochas (Fotografia 3.17).
Figura 3.7 – Distribuição espacial do migmatito diatexítico paraderivado. 19
Figura 3.12 – Aspecto geral do migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Visada em perspectiva. A
seta indica o norte.
Fotografia 3.13 – Vista panorâmica da área de
ocorrência do migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta
para o norte.
52
Fotografia 3.14 – Detalhe da mesoestrutura fanerítica
grossa em migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em perfil.
Fotografia 3.15 – Encraves máficos com bordas ricas
em biotita em migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para
o norte.
Fotografia 3.16 – Bandamento gnáissico em migmatito
diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta.
A bússola aponta para o norte.
Uma lâmina delgada dessa unidade foi analisada, permitindo identificar quartzo, K-
feldspato, biotita, minerais opacos e traços de apatita em sua composição mineralógica. Grãos
poligonais de feldspato alcalino envolvendo porfiroclastos foram observados e sugerem
milonitização.
Estruturas como schlieren (Fotografias 3.18 e 3.19) e schölen (Fotografia 3.20) são
encontradas nesses migmatitos. As estruturas schlieren (Fotografias 3.18 e 3.19) ocorrem
como finas faixas de minerais máficos, que estão orientados segundo os planos de foliação
53
dessas rochas. Já a estrutura schölen (Fotografia 3.20), ocorre associada com fragmentos de
rocha máfica imersos no leucossoma.
Fotografia 3.17 – Migmatito metatexítico granulítico
paraderivado estromático imerso em migmatito
diatexítico granulítico paraderivado. Notar bandamento
finamente espaçado nesses metatexitos. As bandas
mais espessas de material máfico representa
paleossoma de rocha mafica, que se intercala com o
paleossoma granulítico paraderivado. Visada em
planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.18 – Migmatito diatexítico granulítico
paraderivado com estrutura schlieren. Visada em
planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.19 – Migmatito diatexítico granulítico
paraderivado com estrutura schlieren. Visada em
planta. A bússola aponta para o norte.
54
Fotografia 3.20 – Migmatito diatexítico granulítico
paradeivado com estrutura Schölen. Visada em planta. A
bússola aponta para o norte.
c) Encraves Máficos
Os encraves máficos representam 2% das rochas cartografadas, ocupando 208 m²
(Apêndice 1 e Figura 3.8). Essas rochas estão pouco alteradas pelo intemperismo e seus
contatos são bruscos com as encaixantes. Suas encaixantes são os migmatitos metatexíticos e
diatexíticos granulíticos paraderivados, havendo uma maior densidade de encraves na porção
oeste da área, onde afloram os diatexitos. Geralmente, os corpos são descontínuos, com
dimensões máximas centimétricas a métricas, variando de oito centímetros a treze metros. A
geometria é fusiforme a elipsoidal (Fotografias 3.21 a 3.24) e constituem boudins em geral
simétricos (Fotografia 3.15), que se distribuem paralelamente ao bandamento gnáissico. Nessa
escala de trabalho são rochas isotrópicas e melanocráticas com coloração variando do cinza
escuro ao verde escuro. A granulação é fanerítica fina, embora ocorra, por vezes, fanerítica
média. Uma lâmina de uma amostra de encrave máfico coletada na área foi analisada ao
microscópio, tendo sido observada a presença de plagioclásio, anfibólio, biotita,
clinopiroxênio, ortopiroxênio e traços de quartzo e minerais opacos. A biotita apresenta-se,
preferencialmente, na borda dos boudins, quando em contato com o leucossoma.
55
Figura 3.8 – Distribuição espacial dos encraves máficos. 20
Fotografia 3.21 – Encrave máfico em migmatito
diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta.
A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.22 – Encrave máfico com geometria
fusiforme em migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para
o norte.
56
Fotografia 3.23 – Encraves máficos com geometria
elipsoidal em migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta
para o norte.
Fotografia 3.24 – Encrave máfico alongado no
migmatito diatexítico granulítico paraderivado.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte.
3.2.2. Diques Félsicos
Nessa unidade (Apêndice 1 e Figura 3.9) foram cartografados os diques com
espessuras maiores ou iguais a 40 cm. Já os diques com espessuras menores que 40 cm, foram
representados com a simbologia apropriada (Apêndice 1), devido à escala de trabalho. Esses
diques, que representam 1% do afloramento, são tabulares (Fotografias 3.25 a 3.27) e
ocorrem, por vezes, boudinados, dobrados ou deslocados por zonas de cisalhamento.
A coloração dessas rochas varia de vermelho claro a rosado e a alteração intempérica é
incipiente. As rochas são isotrópicas e apresentam granulometria fanerítica média a grossa.
Em alguns locais exibem mesoestruturas ígneas gráfica (Fotografia 3.28) e porfirítica, com
grãos centimétricos de k-feldspato e quartzo imersos em matriz fanerítica média.
Os contatos com as rochas encaixantes são predominantemente retos, abruptos e, em
geral, discordantes com a foliação do migmatito granulítico, embora, por vezes, ocorram
subconcordantemente posicionados com relação a essa estrutura (Fotografias 3.25 e 3.26).
57
Figura 3.9 – Distribuição espacial dos diques félsicos. 21
Fotografia 3.25 – Dique félsico subconcordante com a
foliação. Visada em planta. A bússola aponta para o
norte.
Fotografia 3.26 – Dique félsico subconcordante com a
foliação. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica
o norte.
Em alguns diques é possível notar a presença de estruturas indicadoras de sentido de
fluxo magmático. Sendo assim, nesse afloramento algumas bifurcações entre diques sugerem
que o fluxo magmático nesses corpos foi de SW para NE, como ilustra a fotografia 3.27.
Foliação
Foliação
58
Fotografia 3.27 – Dique félsico discordante com a
foliação e com bifurcação indicando fluxo magmático
de SW para NE. Visada em perfil, para NW.
Fotografia 3.28 – Dique pegmatítico exibindo
mesoestrutura ígnea gráfica. Visada em planta. A
ponta da lapiseira indica o norte.
3.2.3. Rochas e Sedimentos Recentes
a) Conglomerados
Os conglomerados (Apêndice 1 e Figura 3.10) (Fotografias 3.29 e 3.30) ocorrem na
porção sudeste da área cartografada, em camadas lenticulares com espessuras centimétricas, e
representam 8% do afloramento, ocupando 609 m². Essas rochas recobrem as áreas mais
rebaixadas e são de mesma natureza que os conglomerados descritos por Oliveira (2010) e
Souza-Souza (2010). O arcabouço dessas rochas é constituído por seixos, grânulos, matacões
e blocos dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexitos e diatexitos). Os clastos
apresentam baixa esfericidade e foram formados in situ (beach rock) em virtude da presença
de sistemas de fraturas ortogonais entre si e de esfoliação esferoidal dos migmatitos. Além de
rocha, também são observados bioclastos provenientes da vida marinha. Esses estão
cimentados por material carbonático.
Foliação
59
Figura 3.10 – Distribuição espacial das rochas e sedimentos recentes. 22
Fotografia 3.29 – Vista panorâmica da área de
ocorrência do conglomerado (em destaque), em
discordância erosiva e angular com os metatexitos.
Contato em amarelo. Visada em planta. A ponta do
martelo indica o norte.
Fotografia 3.30 – Detalhe do conglomerado da área de
estudo. Visada em planta. A ponta do martelo indica o
norte.
60
b) Sedimentos Recentes
A unidade dos sedimentos recentes representa 15%, ocupando 1143 m² (Figura 3.10)
(Fotografia 3.31) e é constituída por areia (quartzo) e restos de conchas, carapaças, espículas
de equinoderma e algas, que se acumulam nas partes mais baixas do afloramento, recobrindo
os migmatitos granulíticos paraderivados (metatexitos e diatexitos) e os conglomerados. Esses
sedimentos sofrem influência da oscilação das marés, sendo retrabalhados constantemente.
Fotografia 3.31 – Sedimentos recentes (areia de praia).
Visada em planta. A ponta do martelo indica o norte.
3.3. ESTRUTURAS DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS
Na escala da fotografia aérea utilizada neste trabalho é possível observar lineamentos
estruturais com orientação geral NE-SW, que refletem uma foliação deformacional
denominada, genericamente, Sn (Apêndice 1). Essa estrutura encontra-se ondulada e truncada
por estruturas que se mostram, nessa escala, como lineamentos estruturais mais proeminentes,
retilíneos e correspondem a zonas de cisalhamentos e fraturas.
Nos itens a seguir serão descritas as estruturas deformacionais que foram levantadas
durante os trabalhos de campo. Os dados estruturais são apresentados utilizando o azimute e o
mergulho, seguido do quadrante, pela “Regra da Mão Direita”. Na área estudada foram
identificadas estruturas compressionais relacionadas com duas fases deformacionais,
denominadas de Dn e Dn+1. Em função da superposição de estruturas, a fase Dn foi
subdividida nos estágios Dn’, Dn’’ e Dn’’’. Além disso, falhas e fraturas associadas com as
deformações panafricanas também foram cartografadas.
61
Primeiramente, essas estruturas serão apresentadas separadamente, por rocha, para em
seguida serem interpretadas à luz da análise estrutural clássica, com interpretações das fases
deformacionais. Para facilitar as discussões, as superfícies e linhas serão hierarquizadas com
seus respectivos índices, referentes aos estágios e fases deformacionais.
3.3.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos
Neste item serão abordadas as estruturas deformacionais da unidade dos migmatitos
granulíticos paraderivados, separando as porções metatexítica e diatexítica, bem como seus
encraves máficos. As estruturas associadas aos diques serão descritas separadamente.
a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado
A estrutura mais antiga dessas rochas é a foliação Sn’, que ocorre associada com
dobras isoclinais, intrafoliais, sem raiz, que se posicionam internamente à foliação Sn”. Essa
foliação Sn’ corresponde a um bandamento gnáissico com uma xistosidade Sn’ associada
(Fotografias 3.32, 3.33). A presença dessa estrutura sugere que um bandamento mais antigo,
Sn’, foi dobrado e paralelizado a um bandamento mais novo (Sn’//Sn”) durante a deformação
progressiva. Desta maneira, as dobras isoclinais, intrafoliais, sem raiz ficaram preservadas em
pods de deformação.
Fotografia 3.32 – Dobras isoclinais intrafoliais sem raiz
envolvendo uma foliação Sn’ e internas à foliação
Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A ponta da lapiseira
indica o norte.
Fotografia 3.33 – Dobra isoclinal intrafolial sem raiz
envolvendo uma foliação Sn’ e internas à foliação
Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em perfil, para NE.
Sn’//Sn’’ Sn’
Sn’//Sn’’
Sn’
62
A principal estrutura deformacional associada com essas rochas é a foliação Sn’//Sn”.
Essa foliação compreende um bandamento composicional gnáissico, de escala milimétrica a
centimétrica, constituído por intercalações de bandas claras, quartzo-feldspáticas, e escuras,
ricas em minerais máficos (piroxênio, biotita, anfibólio) (Fotografias 3.34 e 3.35), bem como
por níveis descontínuos de encraves máficos melanocráticos boudinados e níveis quartzosos.
Além disso, pode ser observada uma xistosidade Sn’’ que se posiciona paralelamente ao
bandamento gnáissico. Essa estrutura é marcada pela orientação preferencial de biotita,
piroxênio e anfibólio.
Fotografia 3.34 – Vista panorâmica do bandamento
composicional gnáissico e da xistosidade (Sn’//Sn”), indicado
pelas linhas amarelas, no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A seta indica o norte.
Fotografia 3.35 – Detalhe do bandamento composicional
gnáissico e da xistosidade (Sn’//Sn”) no migmatito metatexítico
granulítico paraderivado. O nível mais claro é quartzoso. Visada
em planta. A bússola aponta para o norte.
O diagrama de isodensidade polar da figura 3.11 mostra o plano máximo da foliação
Sn’//Sn” posicionado em N226/64 NW. Nesse diagrama, nota-se uma ampla dispersão dos
dados, especialmente no quadrante SE.
Sn”
Sn”
63
Figura 3.11 – Diagrama de isodensidade polar para a foliação (Sn’//Sn”) no migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 23
Hospedada no plano da foliação Sn’//Sn” desenvolve-se uma lineação de estiramento
mineral (Lxn’’), que é marcada por quartzo, feldspato potássico e plagioclásio. Nessas rochas,
essa estrutura é de difícil reconhecimento devido à escassez de planos bem expostos da
foliação Sn’//Sn”. Das 10 medidas realizadas nesse setor, a maior concentração está situada
no quadrante NW, com dispersões no quadrante NE. Embora o trend geral esteja posicionado
no quadrante NW, uma medida posiciona-se segundo 06 p/ 264 (Figura 3.12).
64
Figura 3.12 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento mineral Lxn’’ no migmatito
metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 24
Outro elemento importante e interno à foliação Sn’//Sn’’ são os encraves máficos, que
se encontram estirados, com eixo maior posicionado paralelamente ao eixo x do elipsoide de
deformação finita que gerou a foliação Sn’’. São corpos boudinados que exibem geometrias
fusiformes a elipsoidais (Fotografias 3.21 a 3.24), com dimensões centimétricas a métricas –
de oito centímetros a treze metros, como citado anteriormente. Alguns desses corpos são
simétricos, outros, assimétricos. A foliação externa (Sn) os contorna, indicando que são
rochas mais antigas do que essa foliação.
Uma dobra intrafolial (Sn’//Sn’’) foi encontrada preservada em um pod de deformação
no diatexito, envolvida pela superfície Sn+1 (Fotografia 3.36). A superfície
Sn’//Sn’’encontra-se dobrada e é possível observar a presença de dobras parasíticas
(Fotografia 3.37), em M ou W, com charneira (Lbn’’’) em geral subhorizontal e posicionada
segundo ENE-WSW. As dobras não desenvolveram foliação plano axial e, de acordo com o
ângulo interflanco, podem ser classificadas como dobras fechadas a cerradas. Essas dobras
apresentam charneiras arredondadas e envoltórias assimétricas em M ou W. São harmônicas,
com plano axial mergulhando com ângulo superior a 60° e para NW. Essas características
sugerem vergência para SE, ou seja, contrária ao mergulho do plano axial das dobras, que
constituem uma segunda geração observada no afloramento estudado.
65
Fotografia 3.36 – Dobra intrafolial, preservada em pod
de deformação no migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em seção. A ponta do martelo
indica o norte.
Fotografia 3.37 – Dobras parasíticas no migmatito
metatexítico granulítico paraderivado, rotacionando a
foliação Sn’//Sn”. Visada em planta. A ponta da
lapiseira indica o norte.
Truncando a foliação Sn’//Sn” e as dobras nos metatexitos foram observadas zonas de
cisalhamento (Fotografias 3.38 e 3.39) dúctil-rúpteis a rúptil-dúcteis. Essas zonas são
estreitas, com espessuras variando entre dois e dez centímetros (Fotografia 3.40) e apresentam
um padrão anastomótico. Em muitos casos, elas são subparalelas à foliação Sn”. Em seu
interior, há diminuição da granulometria da rocha encaixante da zona de cisalhamento e uma
foliação milonítica pode ser observada. Essa estrutura reorienta a foliação Sn’//Sn”, logo,
pode ser denominada de Sn’//Sn”//Sn+1. Infelizmente, a observação da lineação de
estiramento não foi possível, principalmente pelo fato do afloramento ser um lajedo, não
havendo exposição desses planos de cisalhamento. Dobras de arrasto (Fotografia 3.41) são os
indicadores de movimento associados com essas zonas de cisalhamento e rotacionam a
foliação Sn’//Sn”, bem como as dobras de segunda geração. A principal estrutura observada
foi encontrada na porção central da área de trabalho, no setor dos metatexitos, indicando
movimento aparente dextral (Apêndice 1).
A figura 3.13 apresenta o diagrama com os planos das zonas de cisalhamento que,
nessas rochas, apresentam, em geral, orientação NE-SW e movimento aparente dextral.
Lbn’
’’
Sn’//Sn’’
66
Figura 3.13 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis dextrais encontradas no migmatito
metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 25
Associadas com as zonas de cisalhamento ocorrem um terceiro conjunto de dobras que
rotacionam os antiformes e sinformes anteriornente mencionados. As dobras aparecem no
apêndice 1 e podem ser identificadas pela mudança na trajetória da foliação Sn’//Sn”. Em
função do ângulo interflanco, que varia de 70° a 120°, essas estruturas podem ser classificadas
como abertas. Além disso, essas estruturas possuem envoltória simétrica, charneira
arredondada e são harmônicas. A análise de flancos sucessivos permite verificar que se tratam
de dobras com charneira de alto ângulo, com valores de caimento mais frequentes entre 65° e
83°.
67
Fotografia 3.38 – Zonas de cisalhamento exibindo
padrão anastomótico da folliação Sn+1 em migmatito
metatexítico granulítico paraderivado. Visada em
planta. A ponta do martelo indica o norte.
Fotografia 3.39 – Zonas de cisalhamento (linhas
amarelas) exibindo padrão anastomótico da folliação
Sn+1 em migmatito metatexítico granulítico
paraderivado. Visada em perfil, para ENE.
Fotografia 3.40 – Foliação Sn’//Sn”//Sn+1 no
migmatito metatexítico granulítico paraderivado.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.41 – Dobras de arrasto no migmatito
metatexítico granulítico paraderivado sugerindo
movimento dextral. Visada em planta. A bússola
aponta para o norte.
Diques félsicos, isotrópicos, truncam a foliação dessas rochas (Fotografias 3.25 a
3.28). Esses diques encontram-se ora subparalelizados, ora truncando a foliação principal.
Algumas dessas estruturas encontram-se dobradas (Fotografias 3.42 e 3.43) e outras são
tabulares. Esses corpos, possivelmente, representam leucossomas que foram injetados em
planos de fraturas durante a migmatização.
Sn’//Sn’’
Sn+1
Sn+1
Sn’//Sn’’
68
Fotografia 3.42 – Dique félsico dobrado e boudinado,
no migmatito metatexítico granulítico paraderivado.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.43 – Dique félsico dobrado, no migmatito
metatexítico granulítico paraderivado. Visada em
perfil, para WSW.
Truncando as estruturas descritas são encontradas falhas com orientação N000/40, com
movimento predominantemente dextral. Além disso, fraturas integram o conjunto de
estruturas rúpteis.
Sn’//Sn’’
69
b) Migmatito Diatexítico Granulítico Paraderivado
A principal estrutura dessas rochas é uma foliação (Sn’//Sn”//Sn+1) (Figura 3.14), que se
encontra paralelizada a um bandamento gnáissico. Esse bandamento é constituído por
intercalação de leucossoma sienogranítico, encraves máficos (Fotografia 3.44) e estruturas
migmatíticas do tipo schlieren. Essas estruturas de migmatização estão hospedadas em bandas
escuras constituídas de minerais máficos. Uma xistosidade marcada pela orientação
preferencial de biotita e anfibólio ocorre paralelizada a esse bandamento. Na única lâmina
examinada dessas rochas, observou-se a presença de porfiroclastos de K-feldspato
contornados por grãos poligonais. Uma lineação de estiramento mineral (Fotografia 3.45),
marcada principalmente pelo estiramento do quartzo, foi desenvolvida durante o
cisalhamento, que gerou a superfície Sn+1. Essa lineação (Lxn+1) apresenta máximo em 36
p/ 350 (Figura 3.15).
Figura 3.14 – Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn+1 no migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 26
70
Figura 3.15 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento Lxn+1 no migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N= número de medidas. 27
Internamente à foliação (Sn+1) ainda é possível observar dobras cerradas a isoclinais,
intrafoliais, envolvendo a foliação Sn’//Sn”. Além disso, boudins de encraves máficos são
observados (Apêndice 1). Esses boudins são predominantemente simétricos, mas, estruturas
assimétricas podem ser observadas (Fotografia 3.21). Associada com foliação (Sn+1) e com
as zonas de cisalhamento dúcteis foram observados indicadores de movimento tais como
sigmoides de foliação (Fotografias 3.46 e 3.47) e dobras de arrasto. Essas estruturas (foliação,
lineação de estiramento, boudins, dobras intrafoliais e indicadores de movimento), em
conjunto, sugerem a presença de uma zona de cisalhamento que trunca o domínio dos
migmatitos diatexíticos com movimento sinistral reverso.
A figura 3.16 apresenta o diagrama com os planos das zonas de cisalhamento que, nos
diatexitos, apresentam movimento aparente sinistral. A análise do diagrama permite
demonstrar que as zonas de cisalhamento instaladas nessas rochas, com esse movimento,
posicionam-se segundo NE-SW. Truncando as zonas de cisalhamento dúcteis são observadas
zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis e falhas, anastomóticas (Fotografias 3.48 e 3.49) a
planares (Fotografias 3.50 e 3.51). Os indicadores de movimento são falhas sinistrais
(Fotografia 3.50) e dominós antitéticos (Fotografia 3.51).
71
Figura 3.16 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento sinistrais encontradas no migmatito diatexítico
granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 28
Fotografia 3.44 – Boudin simétrico envolvendo
encrave máfico em migmatito diatexítico granulítico
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para
o norte.
Fotografia 3.45 – Detalhe de lineação de estiramento
mineral (Lxn’’) marcada pelo estiramento de quartzo
em migmatito diatexítico granulítico paraderivado.
Sn+1
72
Fotografia 3.46 – Sigmoides de foliação (em destaque) no
migmatito diatexítico granulítico paraderivado, indicando
movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.47 – Sigmoides de foliação (em destaque) no
migmatito diatexítico granulítico paraderivado, indicando
movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento.
Visada em planta. A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.48 – Aspecto geral da foliação anastomótica
gerada por zona de cisalhamento dúctil-rúptil em migmatito
diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A
bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.49 – Detalhe do padrão anastomótico em zona
de cisalhamento dúctil-rúptil em diatexito. Visada em planta.
A bússola aponta para o norte.
Fotografia 3.50 – Falhas sinistrais em migmatito diatexítico,
cujo off-set sugere movimento direcional sinistral aparente
em plano de cisalhamento Sn+1 posicionado segundo N245.
Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte.
Fotografia 3.51 – Dominós antitéticos no migmatito
diatexítico cujo off-set sugere movimento direcional sinistral
aparente em plano de cisalhamento Dn+1 posicionado
segundo N230. Visada em planta. A ponta da bússola indica o
norte.
Sn+1
Sn’//Sn’’
Sn+
1
Sn’’
Sn’//Sn””
Sn+1
Sn’’
73
Com relação às fraturas, embora a figura 3.17 mostre uma ampla dispersão dos dados,
pode ser observada a presença de dois trends principais, um NNW-SSE e outro NE-SW.
Figura 3.17 – Diagrama estereográfico de rosetas da distribuição das fraturas nos migmatitos granulíticos
paraderivados. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 29
3.4. FASES DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS E EVOLUÇÃO
DEFORMACIONAL
Como já mencionado anteriormente, o levantamento estrutural realizado no
afloramento do setor leste da praia da Paciência permitiu identificar duas fases de deformação
compressionais, finitas e progressivas (Figura 3.18). A primeira fase (Dn), que possivelmente
está relacionada com a tectônica tangencial que estruturou o Cinturão Salvador-Esplanada,
pode ser subdivida em três estágios (Dn’, Dn’’ e Dn’’’). A geometria das estruturas dessa fase
é compatível com o desenvolvimento de um Fold Thrust Belt.
A fase Dn é correlacionável com a fase Dn+1 de Barbosa & Sabaté (2002). O primeiro
estágio (Dn’) pôde ser identificado pela presença de dobras intrafoliais associadas com um
bandamento gnáissico e xistosidade, que sugerem a existência de uma superfície Sn’. Com a
progressão da deformação, essa estrutura foi rotacionada, dobrada e paralelizada ao plano de
fluxo do segundo estágio de deformação (Dn’’). Nesse estágio houve a geração de uma
74
foliação (Sn’//Sn”) que envolve um novo bandamento gnáissico e uma xistosidade, bem como
uma lineação de estramento mineral (Lxn”), além de dobras intrafoliais e boudins. A
vergência dessa fase não pôde ser determinada. Essa fase é anterior à formação dos
migmatitos e dos diques associados. No terceiro estágio de deformação (Dn’’’), dobras
fechadas a apertadas com vergência para SE foram nucleadas. Essa vergência pode estar
associada com a vergência geral do Cinturão Salvador-Esplanada ou as dobras podem ser
parasíticas de dobras regionais. Associada com essa fase de deformação pode-se interpretar
que a tensão principal máxima regional, provavelmente, foi subhorizontal e posicionada
segundo NW-SE. Já a tensão regional mínima, posicionou-se verticalmente. Durante ou
tardiamente ao estágio Dn’’’ houve o desenvolvimento da migmatização e, nesse contexto,
leucossomas alojaram-se em bolsões, formando os leucossomas in situ (Sensu Sawyer &
Brown 2008) e outros migraram para fraturas, gerando diques. Esses diques foram
posicionados truncando ou aproveitando as estruturas anteriormente nucleadas.
A segunda fase (Dn+1) está associada com a tectônica transpressional do Cinturão
Salvador-Esplanada. Essa tectônica é de caráter transcorrente e marcada por zonas de
cisalhamento dúcteis, dúctil-rúpteis e rúptil-dúcteis que truncam as estruturas da fase Dn.
Algumas dessas zonas possuem orientação NE-SW e NNE-SSW e movimento aparente
sinistral, enquanto outras possuem orientação NE-SW e movimento aparente dextral. A fase
Dn+1, em questão, é correlacionável com a fase Dn+2 de Barbosa & Sabaté (2002). Durante a
sua evolução foi gerada a foliação milonítica (Sn+1), que trunca e estrutura os leucossomas de
diatexitos, bem como uma lineação de estiramento mineral (Lxn+1) e dobras intrafoliais,
envolvendo a superfície Sn’//Sn”. Além disso, dobras abertas foram geradas, nos metatexitos,
pela interferência das zonas de cisalhamento com as estruturas da fase Dn. Nessa fase,
possivelmente, as tensões principais máxima e mínima regionais, respectivamente, foram
subhorizontais e posicionaram-se segundo NW-SE e NE-SW.
75
Figura 3.18 – Modelo estrutural esquemático para a área de estudo. 30
Considerando que: (i) os diques são estruturas associadas com a migmatização e que
alguns estão dobrados e cisalhados pela fase Dn+1, enquanto que outros são tabulares; (ii) que
o leucossoma dos diatexitos também está truncado por essas estruturas; (iii) que alguns
leucossomas estão dobrados pela fase Dn (estágio Dn’’’); pode-se sugerir que a migmatização
é tardi Dn’’’ a sin Dn+1, podendo ocorrer tardiamente à fase Dn+1.
Um conjunto de falhas com orientação N-S e movimento aparente dextral não são
compatíveis com os campos de tensão das fases Dn e Dn+1. Possivelmente, essas estruturas
rúpteis estão associadas com as deformações distensionais panafricanas.
Início da migmatização: tardi Dn’’’ a sin Dn+1
76
Sistemas de fraturas são observados nas rochas estudadas e, possivelmente,
relacionados com a abertura do Oceano Atlântico e com a evolução da Bacia do Recôncavo.
Essas estruturas truncam aquelas das fases Dn e Dn+1.
3.5. DOMÍNIOS ESTRUTURAIS IDENTIFICADOS
Dois domínios estruturais foram identificados na área de estudo (Figura 3.19). No
domínio 1, a leste, predominam as estruturas da fase Dn. No domínio 2, a oeste, predominam
as estruturas da fase Dn+1. Ambos os domínios encontram-se truncados por estruturas rúpteis
do evento mesozoico.
Figura 3.19 – Mapa de domínios estruturais da área de trabalho. 31
77
CAPÍTULO 4 – CONCLUSÃO
Do que foi apresentado e discutido no presente trabalho, conclui-se que:
1) Na área do afloramento do setor E da praia da Paciência foram identificadas três
unidades mapeáveis, sendo elas: (i) migmatitos granulíticos paraderivados cálcio-
ferro-magnesianos com encraves máficos, que se subdividem em metatexítico e
diatexítico; (ii) diques félsicos; e (iii) rochas e sedimentos recentes.
2) O levantamento do arcabouço estrutural permitiu identificar duas fases de deformação
compressional (Dn e Dn+1) na área de trabalho. A fase Dn é subdividida nos estágios
progressivos Dn’, Dn’’ e Dn’’’. O primeiro está representado por uma foliação
(bandamento e xistosidade) presente em dobras intrafoliais do estágio seguinte. O
segundo nucleou uma foliação Sn’//Sn”, bem como lineação de estiramento mineral e
dobras isoclinais intrafoliais. O terceiro estágio foi responsável pela geração de dobras
com vergência para SE. Essa fase (Dn) é correlacionável com a fase Dn+1 de Barbosa
& Sabaté (2002). Durante a fase Dn+1 houve a formação de zonas de cisalhamento
anastomóticas com cinemática variando entre sinistral reversa, para as NW-SE a NE-
SW, e dextral aparente, para as ENE. Essa fase (Dn+1) pode ser correlacionada com a
fase Dn+2 dos mesmos autores. As estruturas das fases Dn e Dn+1 refletem campo de
encurtamento regional com tensão máxima posicionada segundo NW-SE. A tensão
mínima variou de vertical, para a fase Dn, a horizontal e segundo NE-SW, para a fase
Dn+1.
3) As rochas paraderivadas encontram-se migmatizadas, formando desde leucossomas in
situ, gerando bolsões, a diques félsicos. Esses diques são concordantes a discordantes
e correspondem a leucossomas de composição sienogranítica. Alguns deles
encontram-se dobrados e rotacionados pelas estruturas da fase Dn+1 e outros,
entretanto, são tabulares. Diante desses modos de ocorrência, sugere-se que a
migmatização que originou essas rochas ocorreu tardiamente à fase Dn’’’ e sin a tardi
Dn+1. Essas fases deformacionais apresentam provável idade paleoproterozoica.
4) Recomenda-se um estudo petrográfico e geoquímico nas rochas do afloramento do
setor leste da praia da Paciência para definir e classificar, petrologicamente, as rochas
desse afloramento e confirmar a sua natureza paraderivada, bem como a realização de
datações e estudos litogeoquímicos nos encraves máficos acrescentando, assim, dados
79
CAPÍTULO 5 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ABRAHÃO FILHO, E.A. Mapeamento Multi-escalar de Estruturas da Área de
Influência da Porção Sul da Falha de Salvador, Bahia. Trabalho Final de Graduação.
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