estruturas e tectônica da zona de transição entre os blocos jequié e

1

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

Judiron Santos Santiago

ESTRUTURAS E TECTÔNICA DA ZONA DE TRANSIÇÃO ENTRE OS BLOCOS JEQUIÉ E

ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE ITATIM, BAHIA, BRASIL

SALVADOR/BA 2010

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ESTRUTURAS E TECTÔNICA DA ZONA DE TRANSIÇÃO ENTRE OS BLOCOS JEQUIÉ E

ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE ITATIM, BAHIA, BRASIL.

Monografia apresentada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia pela Universidade Federal da

Bahia.

Orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes

Co-orientador: Prof. Ms. Geraldo Marcelo Lima

Salvador/Bahia

2010

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TERMO DE APROVAÇÃO


ESTRUTURAS E TECTÔNICA DA ZONA DE TRANSIÇÃO ENTRE OS BLOCOS JEQUIÉ E ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE

ITATIM, BAHIA, BRASIL.

Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

___________________________________________________________________________ 1º Examinador – Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes – Orientador IFBA / Instituto de Geociências, UFBA. ___________________________________________________________________________2º Examinador – Dr. Reginaldo Alves dos Santos CPRM ___________________________________________________________________________3ª Examinadora – Profª Drª Simone Cerqueira Pereira Cruz Instituto de Geociências, UFBA.

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AGRADECIMENTOS

Primeiramente, agradeço a essa energia cósmica perfeita, Deus, pela saúde e

oportunidade de fazer parte desta obra unificadora que liga as mais longínquas galáxias às

menores células.

Meu eterno agradecimento, as minhas mães, Marlene e Júlia, por serem guerreiras e

ininterruptamente me proporcionar muito amor, carinho e dedicação. Á meu pai, Nilson, e

padrinho, Nadilson, pelas lições, apoio e amor.

A meus orientadores Professores César e Marcelo, pela oportunidade, discussões,

críticas e estímulos, que contribuíram para aguçar minha criatividade, conhecimento

geológico e profissional.

Aos professores que contribuíram para minha formação e crescimento acadêmico, em

especial: Antônio Marcos, Ângela Leal, Aroldo Misi, Castro, Simone Cruz, Flávio Sampaio,

Haroldo Sá, Reginaldo Alves, Olívia Oliveira e Telésforo Martinez.

Aos funcionários do Instituto de Geociências em especial, André, Bosal, Alberto,

Caetano, Gil e Ferraz

A minha companheira Rafaela, pelo companheirismo e amor, ao longo da minha

caminhada.

A meus amigos do peito Adriano (broa), Henio (dique) e Samuel (esponja), pelos

estímulos nos momentos pouco agradáveis e muitas alegrias nos momentos de lazer.

Aos meus amigos de rocha, que fui a Bruno (Metaformica), Danilo (Show), Eduardo

(Brão), Guilherme (Guiga), Rafael (Caçador), Carlos (Ganja), Fernandinha, Felipe (Dylon),

Guilherme (Zé da Gota), Wilson (Cavalinho), Diegão, Juazeiro, Cleiton (Bahia), Lusandra,

Amanda, Thiago, Janaina, Ednie, Tatiana, Ana Fábia, Michele, Nívea e, muitos outros que

tive o prazer de conviver. Valeu, mesmo!

Muito obrigado à todos por dividiram comigo a imensidão deste universo!

5

“Vocês podem tudo.”

Nilson Santiago (meu pai)

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RESUMO A região de Itatim fica situada em uma mega-estrutura sigmoidal, em uma zona de transição

entre dois importantes segmentos crustais do estado de Bahia, o Bloco Jequié e o Orógeno

Itabuna-Salvador-Curaçá, normalmente associado a um regime tectônico regional sinistral.

Apesar disso, muito pouco se sabe sobre como se estruturou essa faixa de transição e a

importância das estruturas regionais na modelagem do relevo local, uma vez que, nesse local,

se encontra uma dos maiores concentrações de inselbergs do mundo, coincidentemente

alinhados segundo o trend regional N120º. Os litotipos metamórficos de alto e médio grau

encontram-se polideformadas no estado dúctil, interpretados em termo de evolução tectônica

colisional em quatro fases deformacionais progressivas. A primeira fase do estágio inicial da

colisão possui movimentação tectônica reversa, onde foi gerada uma foliação regional de

baixo mergulho, de orientação principal N030º e uma lineação de crescimento mineral dip-

slip, associada com o fácies de granulito. A segunda fase representa um estágio mais

avançado da colisão, onde se desenvolveu uma foliação de alto ângulo de orientação N120º e

um sistema de zonas de cisalhamento transpressivo dextral, marcada pela presença de grandes

alinhamentos estruturais no relevo em escala regional. A terceira fase é caracterizada por um

par conjugado de cisalhamento transcorrente dúctil (N140º e N010º). A quarta fase está

associada ao colapso gravitacional do orógeno, onde foi gerada uma foliação de baixo

mergulho. Por fim, baseado no estudo de estruturas dúcteis e indicadores de cinemáticos

associados, usando métodos de inversão foram possível adquirir a orientação 3-D dos campos

remotos de paleotensão para cada fase da evolução tectônica: (i) na fase inversa, σ1 foi

orientado a N120º e σ3 a N317º; (ii) na fase de transpressiva, σ1 N160º e σ3 N252º; (iii) na

terceira fase, σ1 N000º e σ3 N090º e; (iv) na fase de colapso, σ1 N041º e σ3 N082º. A

combinação destes dados sugere uma rotação do tensor principal de compressão (σ1) no

sentido horário, durante a evolução da colisão dextral, inserido em um cenário de evolutivo

tectônico regional sinistral. Isso pode ser explicado pela geometria de sigmoidal da zona de

colisão, com orientação N-S para um cenário sinistral e N120º para o cenário dextral de

expressão local. Uma observação interessante neste estudo é o controle tectônico-estrutural

exercido na evolução geomorfológica, cujos produtos constituem abruptas elevações de

rochas completamente isoladas na planície (inselbergs).

Palavras-chave: zona de colisão de blocos, rochas de alto grau metamórfico, análise estrutural, inselbergs, Itatim- Bahia.

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ABSTRACT

The region of Itatim is located at an important sigmoidal-shape collisional transition zone

between two important crustal segments of the state of Bahia, the Jequié Block and Itabuna-

Salvador-Curaçá Orogen, normally associated to a sinistral regional tectonic. In spite this,

little is known about how this zone was structured and the importance of regional structures in

the modelling of local relief, marked by the presence of a sea of inselbergs, aligned according

to the regional N120°-trend. The rocks are high to intermediate metamorphic grade and

polideformed at ductile state, such strain is interpreted in terms of collisional tectonic

evolution in four progressive phases of deformation. The first one, of the initial stage of the

collision, had a reverse kinematical tectonic during which was generated a regional low dip

foliation, with main orientation N030° and a lineation growth dip-slip, associated with the

granulite facies but related to metassomatic front, indicating local water fluid supply. The

second one represents a more advanced stage of the collision, where was developed a high

angle foliation with direction N120° and a system of transpressive dextral shear zones,

marked by the presence of large structural alignments in relief, on a regional scale. The third

phase was characterized by a pair of conjugate ductile shear zones (N140º e N110º). The

fourth phase, was associated with the gravitational collapse of orogenic belt, in which was

generated a foliation with low dip. Finally based on the study of ductile structures and

associated kinematic indicators, using inversion methods was possible to acquire the 3-D

orientation of the paleostress remote field tensors for each stage of the tectonic evolution: (i)

on the reverse phase, σ1 was oriented at N120º and σ3 at N317º; (ii) on the transpressive

phase, σ1 N160º and σ3 N252º; (iii) on the third phase, σ1 N000º and σ3 N090º and; (iv) on

the collapse phase, σ1 N041º and σ3 N082º. The combination of this data suggests a clockwise

rotation of the main stress tensor of compression, σ1, during the dextral collision evolution,

inside to a regional sinistral setting. It can be explained by the sigmoidal geometry of the

collisional zone with long N-S-trending sinistral extensions and short dextral N120o-trend

local orientation. An other interesting observation in this study is the structural-tectonic

control exercised on the relief evolution, whose products are abrupt elevations of rock

completely isolated from the plain.

Keywords: area of collision of blocks, rocks of grade high metamorphic, structural analysis, inselbergs, Itatim - Bahia.

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SUMÁRIO

LISTA DE FIGURAS vii

LISTA DE TABELAS xii

1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................... 16

1.1 Aspectos Iniciais ....................................................................................................... 16

1.3 Objetivos ................................................................................................................... 19

1.4 Justificativa ............................................................................................................... 20

1.5 Método de Trabalho ................................................................................................ 20

2. GEOLOGIA REGIONAL ................................................................................................. 22

2.1 O Cráton do São Francisco .......................................................................................... 22

2.2 Litoestratigrafia ............................................................................................................ 24

2.2.1 Bloco Jequié ............................................................................................................. 25

2.2.1.1 Complexo Jequié ................................................................................................ 25

2.2.1.2 Suíte Granítica Itaberaba................................................................................... 26

2.2.1.3 Granitóides Pós-tectônicos ................................................................................ 26

2.2.2 Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá ........................................................................... 26

2.2.2.1 Complexo Caraíba ............................................................................................. 27

2.2.2.2 Suíte São José do Jacuípe .................................................................................. 27

2.2.2.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá ............................................................................ 28

2.2.2.4 Granitóides Intrusivos sin a tardi-tectônicos, no OISC ..................................... 29

2.2.2.5 Granitóides Pós-tectônicos ................................................................................ 29

2.3 Evolução Tectônica Regional ....................................................................................... 29

2.3.1. Relações entre deformação e estruturas .................................................................. 31

3. ASPECTOS GEOLÓGICOS E GEOMORFOLÓGICOS LOCAIS ............................. 35

3.1 Unidades Litoestratigráficas ........................................................................................ 35

9

3.1.1 Complexo Jequié ...................................................................................................... 36

3.1.2 Complexo Caraíba .................................................................................................... 38

3.1.3 Granitóide Pós-tectônico .......................................................................................... 38

3.2 Aspectos geomorfológicos ............................................................................................. 39

4. PETROGRAFIA ................................................................................................................. 41

4.2 Enderbitos ....................................................................................................................... 41

4.3 Charnoenderbito .............................................................................................................. 44

4.4 Sienogranito .................................................................................................................... 45

4.5 Monzogranito .................................................................................................................. 48

5. ESTRUTURAS .................................................................................................................. 50

5.1 – Estruturas Dúcteis ..................................................................................................... 51

5.1.1 Estruturas da Fase Dn ............................................................................................... 52

a) Estruturas Sn e LXn .................................................................................................... 52

b) Eixos de Dobras Lβn .................................................................................................. 53

5.1.2 Estruturas da Fase Dn+1 ............................................................................................ 56

a) Estruturas Sn+1 e LXn+1 .............................................................................................. 56


5.1.3.1 Zonas de Cisalhamentos..................................................................................... 59


5.1.4.1 Estruturas Sn+3 e LXn+3 ....................................................................................... 62

5.2 Estruturas Rúpteis ........................................................................................................ 65

5.2.1 Fraturas e Veios ........................................................................................................ 65

5.2 Campos de tensão .......................................................................................................... 67

6. DISCUSSÕES ..................................................................................................................... 69

6.1 Fases Deformacionais ................................................................................................... 69

6.1.1 Fase deformacional Dn ............................................................................................. 69

6.1.2 Fase deformacional Fase Dn+1 .................................................................................. 70

10



6.2 Evolução Estrutural e Tectônica ................................................................................. 71

6.3 Herança tectônico-estrutural na influência da geomorfologia ........................................ 73

7. CONCLUSÕES ................................................................................................................... 76

8. REFERÊNCIAS ................................................................................................................. 78

11

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1 - Mapa dos compartimentos gotectônicos do Cráton do São Francisco (CSF) no estado da Bahia. Modificado de Barbosa & Sabaté (2004).

Figura 1.2 - Mapa de localização e acesso à área de estudo. Modificado de (CEI, 1994).

Figura 1.3 - Mapa de caminhamento e localização dos afloramentos estudados e das amostras coletadas, com a geologia local simplificada. A área de estudo está inserida da zona de transição entre o BJ e o OISC.

Figura 2.1 - O Cráton do São Francisco e suas faixas de dobramentos marginais neoproterozóicas. Modificado de Pimentel & Silva (2003).

Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando a compartimentação tectônica e os principais elementos estruturais. Modificado de Nunes & Melo (2007).

Figura 2.3 - Posições postulada por Barbosa (2003), dos quatro blocos arqueanos e início da colisão paleoproterozóica.

Figura 2.4 - Perfis tectônicos do centro-sul baiano, enfatizando a tectônica paleoproterozíca. Em (a) Estágio intermediário da colisão paleoproterozóica. Em (b) Estágio final da orogênese com cavalgamento do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá sobre o BJ e deste sobre o BG. Retirado de Barbosa & Sabaté, 2003.

Figura 2.5 - Síntese das estruturas planares e lineares encontradas no segmento sul do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá e suas respectivas hierarquias espaciais e temporais (Correa Gomes et al., 2005).

Figura 3.1 – Mapa Geológico da região de Itatim. Modificado de Nunes & Melo (2007).

Figura 3.2 – Xenólitos de composição máfica em (a). Encrave com borda de alteração, seccionado por uma zona de cisalhamento sinistral com orientação N010º/88º em (b).

Figura 3.3 – Granito porfirítico. Em (a) a ponta da grafite mostra um fenocristal de k-feldspato. Em (b) detalhe de cristais centimétricos de mesopertita.

Figura 3.4 – Litotipos do Complexo Caraíba. Em (a) gnáisse com presença de k-feldspatos alongados. Em (b) migmatito deformado.

Figura 3.5 – Mapa de modelo digital de terreno SRTM (Shutter Radar Tomography Mission) com orientação principal do relevo, NW-SE. Toponímia de algumas inselbergs: 1-Piedade; 2-Leão; 3-São Geraldo; 4-Tocas; 5-Máscara; 6-Agenor; 7-Letreiro; 8-Torre. E das Serras: 9- Cipó; 10-Coité. Em (b) orientação das principais elevações topográficas, máximo em N120º.

Figura 3.6 – Variedades de formas dos inselbergs, da região de Itatim: (a) Tocas, (b) Máscara, (c) inselbergs de dimensão decamétrica e (d) Enxadão.

12

Figura 4.1 – Contato intrusivo entre o enderbito e o granito. Em (a) borda de alteração metassomática entre os litotipos. Em (b) fotomicrografia com a associação mineralógica do enderbito. Notar segregação entre os níveis félsica e máfica, constituindo um bandamento composicional.

Figura 4.3 – Fotomicrografia do enderbito. Em (a) Inclusões de biotita e opaco no hiperstênio. Em (b) associação entre hiperstênio, biotita e opaco. Luz plana.

Figura 4.4 – Fotomicrografia do charnoenderbito. Em (a) disposição da associação mineralógica. Em (b) hiperstênio destabilizado para anfibólio. Luz plana.

Figura 4.5 - Diagrama modal QAP (Streckeisen, 1976), mostrando a classificação da amostra J-04.

Figura 4.6 – Corpo diminuto de sienogranito intrusivo no enderbito.

Figura 4.7 - Diagrama modal (Streckeisen, 1976), mostrando a classificação das amostras J-01 e J-02.

Figura 4.8 - Fotomicrografia do Sienogranito. Em (a) textura inequigranular com tendência porfirítica, observar cristal de mesopertita no centro. Em (b) textura mimerquítica.

Figura 4.9 – Fotomicrografia do Sienogranito. Em (a) borda mais heterogênea do cristal de mesopertita. Em (b) plagioclásio incluso na mesopertita. Em (c) destabilizado com biotita e, em (d) opaco hexagonal.

Figura 4.10 - Diagrama modal (Streckeisen, 1976), mostrando a classificação das amostras F-08 e F-19.

Figura 4.11 – Fotomicrografia do monzogranito. Em (a) aspecto mesocróspico (b) cristais de quartzo alongados maiores. Em (c) aglomerado máfico destabilizado, constituído por biotita e opaco. Em (d) opacos com hábito alongado.

Figura 4.12 - Borda de alteração metassomática (a). Mesopertita com presença de exsolução mais intensa nas bordas. Nicois cruzados.

Figura 5.1 – Mapa de modelo digital de terreno SRTM (Shutter Radar Tomography Mission). Em (a) lineamentos estruturais interpretados. Em (b) diagrama de roseta dos lineamentos estruturais do relevo.

Figura 5.2 - Diagramas em rosetas das estruturas planares, Sn, totais. (a) Rosetas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar, a guirlanda representa o plano máximo. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.3 - Diagramas das estruturas lineares, LXn, totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

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Figura 5.4 – Em (a) a foliação Sn subhorizontal de atitude N033º/40ºSE. Em (b) detalhe o plano XZ que mostra a relação S/C, indicativo de movimento reverso. A prancheta simula o plano tridimensionalmente no espaço.

Figura 5.5 - Diagramas dos eixos de dobras, Lβn, totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior de rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.6 – Dobra com Lβn paralelo a LXn.

Figura 5.7 - Mapa de distribuição das estruturas da Fase Dn.

Figura 5.8 - Mapa de distribuição das estruturas da Fase Dn+1

Figura 5.9 - Diagramas das estruturas planares, Sn+1, totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar, a guirlanda representa o plano máximo. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.10 - Diagramas das estruturas lineares, LXn+1, totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.11 – Zona de cisalhamento de cinemática dextral, transpondo a foliação pretérita (Sn) que assume formas sigmoidais.

Figura 5.12 - Intrusão granítica dobrada pela fase Dn+1.

Figura 5.13 - Diagramas das zonas de cisalhamento, ZCs, totais. (a) Projeção dos planos de cisalhamentos dextrais e (b) Projeção dos planos de cisalhamentos sinistrais. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.14 - Pares conjugados de cisalhamento rúptil-dúctil a dúctil, com direção de campo de tensão aproximadamente N-S.

Figura 5.15 - Mapa de distribuição das estruturas Fase Dn+2.


Figura 5.17 - Diagramas das estruturas lineares, LXn+3, totas. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-area Schmidt-Lambert.

Figura 5.18 – Em (a) plano de arrasto associado ao plano Sn+3, evidenciando o movimento sinistral. Em (b) visão em perfil, mostrando dobra de cisalhamento normal.

Figura 5.19 – Em (a) foliação subhorizontal (Sn+3). Em (b) transposição do plano Sn+1, pela foliação Sn+3.

14


Figura 5.21 - Diagramas das fraturas totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.22 – Em (a) falha de atitude N020º/82ºNW. Em (b) detalhe mostrando

microestrutura pull apart associada a cinemática sinistral.

Figura 5.23 – Adensamento de fraturas subverticais e subhorizontais, encontrado nos

inselbergs.

Figura 5.24 - Diagramas dos veios totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.18 – Orientações dos paleotensores locais, das fases deformacionais, obtidos pelo método de inversão (Srivastava et al. 1995).

Figura 6.1 – A forma do anteparo, representado pelo Bloco Jequié (BJ) condiciona a variação local da cinemática para o mesmo campo de tensão principal (�1).

Figura 6.2 - Quadro esquemático, simulando as paleotensões locais e suas estruturas associadas a um campo remoto de tensão regional.

Figura 6.3 - Distribuição das estruturas em relações aos tensores locais.

Figura 6.4 – Faixa de comportamento dúctil heterogêneo. Em (a) esquemática de deformação, desenvolvendo faixas de deformações mais concentradas, zonas de high strain, em torno de faixas de deformação mais brandas, zonas de low strain. Em (b) relevo residual associado a zonas de low strain, Serra do Coité.

Figura 6.5 – Zona de high strain dissecada, região de Itatim-Ba.

Figura 6.6 - Evolução do modelo, em função do grau de fraturas subhorizontais e subverticais que se intersectam formando ângulos retos entre si. Foto original no canto inferior direito, Milagres-Ba.

15

LISTA DE TABELAS

Tabela 4.1 - Composição mineralógica modal do enderbito.

Tabela 4.2 - Composição mineralógica modal do charno-enderbito.

Tabela 4.3 - Composição mineralógica modal do sienogranito.

Tabela 4.4 - Composição mineralógica modal do monzogranito.

16

1. INTRODUÇÃO 1.1 Aspectos Iniciais

A região de Itatim, área de estudo dessa monografia, situa-se em uma estratégica

posição na porção oriental do Cráton do São Francisco (CSF) (Almeida, 1969; 1977), ou seja,

exatamente na zona de transição e de colisão entre dois importantes segmentos crustais do

estado da Bahia, o Bloco1 Jequié (BJ) (Cordani, 1973) e o Orógeno2 Itabuna-Salvador-Curaçá,

OISC, (Barbosa & Sabaté 2002; 2004). Além disso, nesse local, se encontra uma das maiores

concentrações de inselbergs do mundo (Lima et al. 2009), alinhados segundo o trend regional

N120º. Apesar dos inúmeros trabalhos sobre os domínios tectônicos supracitados, muito

pouco se sabe sobre como se estruturou essa faixa de transição e a importância das estruturas

regionais na modelagem do relevo local.

1 Entende-se como Bloco como uma unidade crustal de dimensão variável (pluridecaquilométrica a

pluriectoquilométrica) com estrutura própria, ora homogênea, ora heterogênea, se comportando como um

segmento litosférico globalmente estável, durante processos tectônicos posteriores, dos quais também, em geral,

participa. O termo é aplicado quando não existem critérios suficientes para definir uma área cratônica (Barbosa

& Sabaté, 1996). 2 Entende-se como orógeno um província tectônica onde se desenvolvem os mais diversos processos geológicos

relacionados ao confronto de placas litosféricas e à origem das grandes cadeias montanhosas da Terra. Colisões

envolvendo placa oceânica em subducção sob placa com borda continental, são do tipo acrescionário (e.g. os

Andes); quando está envolvida a colisão de duas massas continentais, o orógeno é do tipo colisional (e.g.

Himalaias) (GLOSSÁRIO GEOLÓGICO, 2010).

17

Na tentativa de contribuir para o entendimento dos eventos geológicos que estruturaram

esse limite tectônico, foi realizado um estudo das estruturas e dos litotipos da região próxima

ao contato entre o BJ e o OISC. Como esses domínios se encontram nas fácies granulito e

anfibolito essa apreciação possibilita a análise de segmentos profundos da crosta continental,

hoje expostos, de modo a compreender os movimentos e as forças atuantes na evolução

paleoproterozóica deformacional desta porção continental. Essa evolução vai desde os eventos

compressionais até os extensionais, estes últimos normalmente relacionados a um colapso

gravitacional.

Os inselbergs correspondem a maciços granitóides, concentrados nos arredores de

Itatim, que apesar da variedade de formas e dimensões, possuem similar orientação

longitudinal. Isto demonstra a relação com as estruturas nucleadas durante a colisão dos

paleoblocos supracitados.

1.2 Localização e Acesso a Área de Estudo

Localizada na região centro-oriental do Estado da Bahia, a área de estudo está inserida

a folha do IBGE de Milagres (SD.24-V-B-V, escala 1:100.000). Situada na região entorno das

cidades de Itatim e Milagres, esta área faz parte da zona de transição entre o BJ e o OISC

(Figura 1.1).

O acesso a área, partido de Salvador, é feito pela rodovia BR-324 até a cidade de Feira

de Santana e daí pela rodovia BR-116 até o município de Itatim. À 28 km desta cidade

encontra-se o município de Milagres. Itatim situa-se, aproximadamente, a 225 quilômetros de

Salvador (Figura 1.2).

18

Figura 1.1 - Mapa dos compartimentos gotectônicos do Cráton do São Francisco (CSF) no Estado da Bahia. CAM-Cráton Amazônico, CRP - Cráton Rio de la Plata. CSL - Cráton São Luís, BG - Bloco Gavião, BS - Bloco Serrinha, BJ - Bloco Jequié, CSC - Cinturão Salvador-Curaçá, CI - Cinturão Itabuna, CSE - Cinturão Salvador-Esplanada, LCMJ - Lineamento Contendas-Mirante-Jacobina, GBRI - Greenstone Belt do Rio Itapicuru, ES - Serra do Espinhaço Setentrional, CD - Chapada Diamantina, FS - Faixa Sergipana, FA - Faixa Araçuaí, BCA - Bacia de Camamu-Almada, BR - Bacia do Recôncavo, BT - Bacia de Tucano. Modificado de Barbosa & Sabaté (2004).

19

Figura 1.2 – Em (a) mapa de localização e acesso à área de estudo. Em (b) mapa de situação. Modificado de (CEI, 1994).

1.3 Objetivos

O objetivo geral desse trabalho foi a análise das estruturas formadas na orogenia

paleoproterozóica que afetaram e reestruturaram os litotipos do OISC e do BJ, de modo a

contribuir para uma melhor compreensão da evolução geológica e geomorfológica.

Os objetivos específicos foram:

a) descrever e classificar petrograficamente os principais litotipos locais;

b) proceder à análise estrutural das estruturas locais visando elaborar um modelo de

evolução deformacional;

c) obter as orientações dos campos de tensão locais, e relações com os campos de tensão

regionais (far-field stresses);

20

d) compreender a evolução morfológica na zona de transição entre o BJ e OISC.

1.4 Justificativa

Em colisões continentais as bordas dos blocos crustais funcionam como anteparo. De

modo que a relação angular entre a geometria desses segmentos sobre uma mesma orientação

do campo de paleotensão possibilita variações específicas na cinemática. A área de estudo se

encontra justamente em uma porção onde o limite entre o BJ e o Bloco Itabuna-Salvador-

Curaçá (BISC) possui orientação geral NW-SE, contrastado com as orientações,

predominantemente, NNE-SSW e N-S ao longo de todo OISC.

A proposta do estudo em questão é a análise das estruturas na zona de transição, nessa

região, de modo a contribuir na construção do conhecimento científico da análise tectônico-

estrutural sobre a colisão entre o BJ e o BISC, e a influência deste evento na estruturação

geomorfológica local.

1.5 Método de Trabalho Para o desenvolvimento da pesquisa foi realizado, inicialmente, uma revisão

bibliográfica acerca da evolução tectônica, unidades geológicas e seus litotipos utilizando

livros, artigos científicos e periódicos relacionados à colisão paleoproterozóica no Estado da

Bahia e no mundo. Neste estudo foram abordados temas relevantes à temática proposta, como

questões relacionadas ao estudo tectônico-estrutural de colisões oblíquas, análise de

particionamento de stress em orógenos, e a evolução geomorfológica, em especial à

apreciação dos inselbergs.

Na fase posterior, foram analisadas imagens de modelo digital de terreno, SRTM

(Shutter Radar Tomography Mission), da NASA, com resolução de 30 metros. Estas imagens

serviram de base para traçar os principais alinhamentos estruturais, orientação e extensão dos

inselbergs. Foram utilizadas as ferramentas 3D Analyst e Rose Diagram do software Arcgis®.

Na fase de campo, a sistemática de trabalho consistiu na identificação das litologias e

coleta de amostras para estudo petrográficos. Além disso, houve a coleta de dados de

estruturas planares e lineares, tais como: foliações, lineações de crescimento/estiramento

mineral, zonas de cisalhamento e dobras. A hierarquização destas estruturas com base na

relação de truncamento, além da dedução das cinemáticas associadas a esses planos por meio

21

do estudo de marcadores cinemáticos, tais como: relação S/C, dobras assimétricas. O mapa de

caminhamento com a localização dos afloramentos estudados e amostras coletadas é mostrado

na Figura 1.3. Os dados estruturais levantados em campo foram organizados em tabelas no

programa Microsoft EXCEL®2007. Posteriormente, iniciou-se o tratamento estatístico em

diagramas estereográficos, utilizando o software Stereonett® (Duyster, 2000).

Figura 1.3 - Mapa de caminhamento e localização dos afloramentos estudados e das amostras coletadas, com a geologia local simplificada. A área de estudo está inserida da zona de transição entre o BJ e o OISC.

Para a análise dos campos de tensões locais associados com as estruturas dúcteis, foi

utilizado o método de inversão proposto por Srivastava et al. 1995, que considera a lineação

de crescimento/estiramento mineral rebatido no plano da foliação, como um indicador

cinemático tal como slickenlines para um plano rúptil. Os paleocampos foram obtidos

utilizando o programa FaultkinWin® (Allmendinger 2001, versão 1.1), onde foram obtidos os

diedros T (extensão) e P (compressão) e os parâmetros de tensor momento, ou de Bingham,

com os pontos de concentração 1, 2, 3 representando os melhores ajustes para os tensores

principais, σ3, σ2 e σ1 respectivamente.

22

2. GEOLOGIA REGIONAL

A colisão continental que levou a estruturação dos litotipos da área de pesquisa possui

sua história metamórfica deformacional inserida na evolução do CSF (Almeida, 1969; 1977).

Portanto, é imperativa uma apresentação desta importante unidade tectônica. A seguir, serão

descritas as principais unidades litoestratigráficas que compõem os terrenos polideformados

metamórficos de alto grau do BJ e OISC, além do modelo evolutivo regional.

2.1 O Cráton do São Francisco O CSF é um segmento da litosfera continental, consolidado no final do

Paleoproterozóico, e posteriormente parcialmente retrabalhado no final do Neoproterozóico,

Esta unidade tectônica é delimitada por faixas de dobramentos neoproterozóicas, quais sejam:

Brasília, ao sul e oeste; Rio Preto a noroeste; Riacho do Pontal e Sergipana, a norte; e Araçuaí

a sudeste (Almeida, 1977) (Figura 2.1).

O CSF possui uma ampla extensão territorial, ocupando quase a totalidade do estado da

Bahia e porções do estado de Minas Gerais e Sergipe. Na porção baiana vários trabalhos

foram desenvolvidos por diversos pesquisadores, sendo amplamente sintetizados nos trabalho

de Barbosa (1997; 2003). O embasamento do setor norte do CSF teve sua mais importante

estruturação na chamada Orogênese Paleoproterozóica (Barbosa & Sabaté 2002), que foi

responsável pela amalgamação de quatro segmentos crustais arqueanos: o Bloco Gavião, o

23

Bloco Jequié, o Bloco Serrinha e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Dominguez,

1996).

O Bloco Gavião (BG) ocupa a porção centro-leste do cráton e compreende o núcleo

mais antigo. Composto por TTGs metamorfisado no fácies anfibolito (Barbosa, 2003). E

ainda, por mais duas gerações de granitóides e unidades supracrustais, como os greenstone

belts de Contendas Mirante, Umburanas, Guajerú e Mundo Novo, todos metamorfisados no

fácies xisto verde.

O Bloco Jequié (BJ), localizado a nordeste do CSF, é formado por migmatitos e rochas

plutônicas enderbíticas-charnockíticas, além de seqüências vulcanossedimentares, todo

conjunto metamorfisado na fácies granulito.

O Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (BISC) (Barbosa & Sabaté, 2002; 2004) compreende

uma faixa constituída por rochas de alto grau metamórfico, de aproximadamente 800 km de

direção sub-meridiana, que se estende de sul a norte do Estado da Bahia. Este segmento

divide-se próximo a latitude de Salvador, formando um ramo denominado de Cinturão

Salvador-Esplanada (Barbosa & Dominguez, 1996). O BISC é composto por

tonalitos/trondhjemitos, subordinadamente charnockitos, monzodioritos e faixas de rochas

supracrustais. Compõem também seus litotipos, faixas de rochas shoshoníticas, como também

tonalitos e trondhjemitos sin-colisionais. Durante a Orogênese Paleoproterozóica, todos os

constituintes foram metamorfisados na fácies granulito.

O Bloco Serrinha (BS), é um segmento de crosta Arqueana granito-greenstone, formado

por ortognaisses graníticos-granodioríticos e tonalíticos e as seqüências greenstone belt do

Rio Itapicuru e Capim. As intrusões de granitóides paleoproterozóico presentes são

relacionadas às fases deformacionais regionais (Alves da Silva, 1994 in Leite, 2002).

24

Figura 2.1 - O Cráton do São Francisco e suas faixas de dobramentos marginais neoproterozóicas. Modificado de Pimentel & Silva (2003). 1 – Terrenos arqueano-paleoproterozóico com restos de sequências greenstone belt; 2 – Coberturas sedimentares meso/neoproterozóicos; 3 – Coberturas sedimentares neoproterozóicas; 4 – Coberturas terciárias e quartenárias; 5 – Falhas e cavalgamentos; 6 – Zonas dobradas; 7 - Limites do CSF proposto por Almeida (1997); 8 – Limites do CSF proposto por Cruz (2004). Faixas de dobramentos marginais: FS – Faixa Sergipana; FRPT – Faixa Riaco do Pontal; FRP – Faixa Rio Preto; FB – Faixa Brasília; FRG – Faixa Alto do Rio Grande; FA – Faixa Araçuai.

2.2 Litoestratigrafia

Nessa seção serão discutidas as rochas que compõem o substrato do BJ e do OISC. De

uma maneira geral, esses compartimentos abrigam rochas de médio a alto grau metamórfico,

que apresentam história de deformação polifásica.

A principal unidade litoestratigráfica representante do BJ abrange o complexo

homônimo, enquanto que no domínio do OISC os litótipos estão inseridos nos Complexo

Caraíba e Tanque Novo-Ipirá, e na Suíte São José do Jacuípe. Fazem parte ainda destes

25

segmentos crustais, granitóides intrusivos sin a tardi-tectônicos que no BJ, pertencem à Suíte

Granítica Itaberaba, e granitóides pós-tectônicos. Tais unidades estão expostas, de modo

simplificado na Figura 2.2.

Figura 2.2 - Mapa geológico simplificado, mostrando a compartimentação tectônica e os principais elementos estruturais. Modificado de Nunes & Melo (2007).

2.2.1 Bloco Jequié

A maior parte dos litotipos do Bloco Jequié está inserida no Complexo Jequié. Nesse

sentido podem ser identificados rochas metamáficas e rochas granitóides intrusivas, incluindo

aquelas pertencentes à Suíte Itaberaba, além de corpos granitóides pós-tectônicos.

2.2.1.1 Complexo Jequié

Essa unidade composta por ortognaisses granulíticos de composição granítica a

tonalítica, localmente com presença de trondhjemitos, representa o mais expressivo conjunto

litológico do BJ. Os ortognaisses granulíticos em contato com o domínio do OISC (Complexo

Caraíba e da Suíte Granítica de Itaberaba) exibem feições que podem ser interpretados como

associadas a retrometamorfismo, evidenciado pela presença de frentes de alteração

hidrotermal, sobretudo potassificação. Reunidas nesta unidade, estão duas unidades de

charnockitos-enderbíticos, uma de baixa concentração de TiO2, e outra, de alto teor de TiO2

26

(Fornari & Barbosa, 1994). Um conjunto de rochas, em parte supracrustais, composto por

gnaisse gabronorítico, formações ferríferas, quartzito e calcissilicática integram esse

complexo.

Um corpo alongado meridionalmente, de granada-biotita-gnaisse com porções

migmatizadas e outro lenticular de gnaisse kinzingítico, de dimensão quilométrica, foram

incorporados por Nunes & Melo (2007) ao Complexo Jequié.

O Complexo Jequié possui geocronologia paleo a mesoarquena, com idades U-Pb

(SHRIMP) de 2,81 Ga e 2,68 Ga nas suítes charnockítico-enderbíticas entre 2,47 Ga e 2,71

Ga em gnaisses charnockíticos, respectivamente segundo Alibert & Barbosa (1992) apud

Nunes & Melo (2007) e Silva et al. 1992.

2.2.1.2 Suíte Granítica Itaberaba

A Suíte Granítica Itaberaba aflora, principalmente, a norte da cidade de Itaberaba. O

corpo mais expressivo é alongado na direção N-S, e possui a forma em “S”. De acordo com

Fernandes (1991), essa suíte abrange quatro diferentes fácies.

A fácies composta por granitos com biotita possui pequenas intercalações de

leucogranitos de granulação grossa a pegmatítica, com biotita ou granada. Essas rochas

possuem cor cinza rosado, com textura porfirítica marcada por feldspato potássico. Uma

segunda fácies com granulação fina é constituídas por rochas aplíticas, cinza a cinza-rosado,

que possui contato gradacional com a anterior. A terceira fácies deste domínio é de natureza

equigranular, composta por biotita-granada granitos rosa-acinzentados ou brancos. Por fim, a

quarta fácies é constituída por hornblenda-biotita leucogranitos.

Para essa suíte Fernandes (1991) obteve idades em torno de 2,1 Ga (método Rb-Sr), que

foi interpretada como sendo a idade do metamorfismo granulítico que afetou as encaixantes,

durante a Orogênese Paleoproterozóica.

2.2.1.3 Granitóides Pós-tectônicos

No BJ ocorrem corpos de granitóides intrusivos no Complexo Jequié, constituindo três

pequenos stocks de composição granítica a granodioritica até sienítica.

2.2.2 Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá

27

As rochas do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC) estão distribuídas nas seguintes

unidades: Complexo Caraíba, Suíte São José do Jacuípe e Complexo Tanque Novo-Ipirá,

além de granitóides intrusivos sin, tardi a pós-tectônicos.

2.2.2.1 Complexo Caraíba

O Complexo Caraíba é unidade de maior representatividade do OISC, que faz limite

tectônico transpressional com as unidades do BJ. Este complexo inclui ortognaisses

granulíticos de composição tonalítico-trondhjemítico-granodiorítica. Nunes & Melo (2007)

divide-a em três litofácies.

Uma litofácies é composta por ortognaisses enderbíticos, charnoenderbíticos e

charnockíticos, que possuem foliação definida por minerais formados durante o

metamorfismo ocorrido a 2.072 Ma, datado pelo método U-Pb (SHRIMP) (Silva, 1997).

Outra litofácies são os produtos de fusão parcial de fase leucossomática sieno a

monzogranítica. De menor expressão areal, a terceira litofácies é composta por ortognaisses

mangerítico e charnockítico.

Nas zonas de cisalhamento que marcam o contato entre o OISC e o BJ, os litotipos,

apresentam-se fortemente deformados e são transformados por retrometamorfismo, embora

ainda estejam presentes restos dos enderbitos-charnockitos. Segundo Kosin et al. (2003) a

presença do hiperstênio em equilíbrio com hornblenda e biotita nos ortognaisses sugere

condições de metamorfismo características da transição da fácies anfibolito-granulito em

horblenda-biotita migmatitos.

Teixeira & Melo (1991) apud Nunes & Melo (2007), baseados nos padrões

geoquímicos e razões isotópicas Sr87/Sr86, defendem que os gnaisses enderbíticos e

associados, tem sua origem relacionada a fusão parcial de uma crosta, anfibolitizada,

subductada em zona de gradiente geotérmico elevado. Tal crosta oceânica estaria

representada, atualmente, por inclusões noríticas encontradas nos ortognaisses.

2.2.2.2 Suíte São José do Jacuípe

A Suíte São José do Jacuípe compreende uma associação máfica-ultramáfica, composta

de gabro-noritos, ferrogabros e peridotitos, e ocorrência subordinada de leucogabros (Kosin et

28

al., 2003). Esta unidade ocorre como lentes descontínuas tectonicamente imbricadas no

Complexo Caraíba, bem exposta nas proximidades da zona limítrofe com o BJ, à noroeste da

área de estudo.

Quimicamente esta suíte pertence à série toleiítica, com características similares às do

toleiítos de cadeia mesoceânicas, MORB (Texeira, 1997). Com base das características

geoquímicas, especula-se que a Suíte São José do Jacuípe represente os restos de uma crosta

oceânica, de idade arqueana baseada em zircões de 2,69Ga encontrados em um xenólito no

enderbito TTG do Complexo Caraíba (Silva et al., 1997).

2.2.2.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá

As rochas do Complexo Tanque Novo-Ipirá ocorrem na parte ocidental do OISC,

imbricadas como extensas lentes no Complexo Caraíba. Apesar de ser uma unidade

predominantemente metassedimentar, rochas metamáfico-ultramáficas ocorrem associadas.

Ocupando extensas lentes, que se dispõem de forma contínua, ou em pequenos corpos

isolados, ocorrem gnaisses calcissilicáticos ricos em tremolita, além de quartzito, formação

ferrífera bandada, mármore e gnaisse quartzo-feldspático (Nunes & Melo 2007). Nesta

unidade ocorre ainda ortoanfibolitos, metagabros, meta-hornblenditos, hornblenda-granulitos

e metaperidotitos.

Segundo Melo et al. (2001) os metabasitos e metaultrabasitos que ocorrem neste

domínio, representados por ortoanfibolitos, metagabros, meta-hornblenditos, hornblenda

granulitos e metaperidotidos, podem ter suas origens relacionadas tanto a lavas basálticas

como a diques/soleiras intrusivos, ou serem, em parte, níveis da Suíte São José do Jacuípe

integrados tectonicamente.

Os quartzitos ocorrem puros, recristalizados, levemente feldspáticos. Essas rochas

possuem colocação clara, próximo ao branco, ou com variação para acinzentado a esverdeado,

devido à presença de tremolita. Nos arredores de Ipirá é possível observar um afloramento

desse corpo.

À nordeste de Castro Alves foi individualizado um corpo de formação ferrífera, sendo

constituído por quartzo e óxido de ferro (magnetita e hematita).

29

2.2.2.4 Granitóides Intrusivos sin a tardi-tectônicos, no OISC

Este domínio é caracterizado por duas suítes, associadas ao evento colisional

Paleoproterozóico. A primeira suíte aflora a norte e sudeste da área, composto por de orto-

augengnaisses granulíticos, monzoníticos a quartzomonzoníticos, com foliação presente e

porfiroclastos de feldspatos potássico. Esta suíte configura uma extensa faixa encaixada no

Complexo Caraíba, denominada Riacho da Onça, por Sampaio (1992) e Pereira (1992) apud

Nunes & Melo (2007). Datações realizadas por Silva et al. (1997), apontam idade U-Pb

(SHIRIMP) de 2.126 Ma para essas rochas.

A outra suíte se estende em torno do povoado de Tamanduá, à norte da área, intrudida

nos complexos Caraíba e Tanque Novo-Ipirá, sendo constituído por horblenda-biotita

augengnaisses sienograníticos a graníticos, com foliação proeminente. São freqüentes

enclaves metamáficos.

2.2.2.5 Granitóides Pós-tectônicos

Estes granitóides ocorrem como corpos de dimensões variadas, entre dois e mais de

trezentos quilômetros quadrados. Eles são constituídos por monzo a sienogranitos, com

sienitos subordinados. De maneira geral, são porfiríticos, de granulação grossa a equigranular

e apresentam foliação de fluxo magmático. Na região entre as cidades de Ipirá e Capim

Grosso, é comum a presença de veios pegmatíticos relacionados à granitogênese pós-

tectônica.

2.3 Evolução Tectônica Regional

O Cráton do São Francisco (CSF) é formado por um conjunto de blocos antigos,

suturados por sucessivos mecanismos tectônicos de acresções crustais e/ou colisões

continentais no final do Paleoproterozóico (Barbosa, 2003a).

A colisão teria ocorrido com movimento de quatro blocos no sentido NW-SE,

identificado pela presença de falhas de empurrão e zonas de cisalhamento pós-colisionais

(Barbosa, op cit.) (Figura 2.3). Este modelo tectônico atribui que a origem do Orógeno

Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC) está relacionada ao estágio final da colisão continente-

30

continente, resultante da edificação de um arco continental e geração da cadeia de montanha,

hoje exposta sua raiz devido a processos erosivos.

Figura 2.3 - Posições postulada por Barbosa (2003), dos quatro blocos arqueanos e início da colisão

paleoproterozóica.

De acordo com Barbosa (2003) no inicio da colisão houve com o cavalgamento do

Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, sobre o Bloco Jequié e deste sobre o Bloco Gavião (Figura

2.4). Na região sul do OISC, Barbosa (1986), atesta a subducção para oeste, através do

zoneamento geoquímico fornecido pelas seqüências magmáticas toleíticas, cálcio-alcalinas e

shoshoniticas.

No estágio final, da colisão houveram intrusões charnockíticas e graníticas, e

movimentação transcorrente tardio sinistral, por volta de 2,0 Ga (Barbosa, 2003a). São

exemplos deste evento tardio, a intrusão charnockítica de Brejões, no BJ, e múltiplas intrusões

graníticas, a norte do OISC (Leite, 2002). Intrusões tardi-orogeneticos, de composição

sienítica (e.g. Sienito de Itiuba, São Félix), de idade 1,9 a 2,1 Ga (Conceição, 1993) são

colocados nesse contexto.

A colisão mudou o zoneamento metamórfico original, colocando fácies de mais alto

grau, sobre fácies de menor grau metamórfico, de modo a transformar os litotipos do BJ, da

31

fácies anfibolito para a fácies granulito, devido à sobreposição do OISC (Barbosa, 2003a).

Na parte central do OISC o metamorfismo alcançou a fácies granulito e, nas bordas,

fácies anfibolito e xisto verde, conforme identificado nas zonas de transição entre a parte

central do Orógeno e os Blocos Gavião e Serrinha (Barbosa, 2003a).

Entre o Bloco Jequié e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, as condições físico-químicas

refletem condições uniformes do metamorfismo em fácies granulito (Barbosa 1986, 1989,

1990 apud Barbosa & Fonteilles 1991). Os mesmos autores, através de análises

termométricas, indicam temperaturas máximas alcançadas de 830ºC a 850ºC, com pressões

médias situadas entre 5 e 7 Kbar.

Figura 2.4 - Perfis tectônicos do centro-sul baiano, enfatizando a tectônica paleoproterozíca. Em (a) Estágio intermediário da colisão paleoproterozóica. Em (b) Estágio final da orogênese com cavalgamento do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá sobre o BJ e deste sobre o BG. Retirado de Barbosa & Sabaté, 2003.

2.3.1. Relações entre deformação e estruturas

Em um estudo geotectônico, as estruturas representam as fontes de informações mais

acessíveis. Tais dados refletem os padrões deformacionais nucleados por movimentos e

processos originados no interior da Terra. As análises das estruturas e suas relações

permitem hierarquiza-las e associa-las a determinados estágios de um ou sucessivos eventos

32

deformacionais, permitindo a compreender a história evolutiva de uma região e os produtos

gerados. O estudo das feições geométricas se mostra mais completo à luz da orientação dos

campos de tensões e de suas variações no tempo.

Neste cenário, alguns trabalhos já contemplaram a análise tectono-estrutural da colisão

paleoproterozóica, especificamente entre a colisão do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (BISC)

e o Bloco Jequié (BJ). Durante este evento se formaram alinhamentos tectônicos, que refletem

o elevado grau de estruturação dos litótipos. A colisão é identificada pela presença de falhas

de empurrão e zonas transcorrentes tardias (Barbosa, 2003c). As transcorrências tiveram uma

cinemática em geral sinistral, como demonstram elementos de trama monoclínica vistos em

seções paralelas às lineações de estiramento, normais ao acamamento composicional dos

metamorfitos (Alves da Silva & Barbosa, 1997).

No BJ, a análise e interpretações de Barbosa (1986;1990); Alves da Silva et al. (1996);

Barbosa et al. (2003), permitiram a estes autores hierarquizar as estruturas em quatro fases

principais. A primeira delas foi reconhecida em dobras recumbentes com eixos sub-

horinzontais (N010º-015ºE) e vergência para oeste. A segunda fase, materializada em dobras

com planos axiais verticalizados. A fase seguinte, coaxial a fase anterior, nucleou dobras

apertadas, com planos axiais N-S, redobrando os eixos das dobras anteriores. E por fim, a

quarta fase, transversal, formando um padrão estrutural de domos e bacias.

No OISC, devido sua grande extensão, a análise tectono-estrutural é dividida em

compartimento sul e compartimento norte. Padilha (1992) apud Carvalho et al. (2003) cita a

evolução tectônica da porção norte do OISC, gerado através de dois principais eventos

deformacionais transpressivos, identificados por cavalgamentos com vergência tanto para W,

quanto para E, constituindo uma zona axial de uma estrutura em flor positiva. Pardilha &

Melo (1991) apud Barbosa & Dominguez (1996) interpretaram cinco episódios

deformacionais para a mesma região. Os dois episódios iniciais, compressivos, composta por

cisalhamentos dúcteis de baixo ângulo para NE, e elemento lineares com alto rake, com

vergência para oeste e desenvolvimento de nappes. A estas fases iniciais, podem associar

dobras deitadas e thrusts de baixo ângulo (Barbosa, 1997). As três fases seguintes são

desenvolvidas em etapas incrementais transcorrentes; uma apresenta dobras normais dispostas

en échelon e eixos N-S, e plano axial vertical, determinando uma foliação, não penetrativa,

paralela aos cisalhamentos transcorrentes; a posterior gerou estrutura transpressiva sinistral, e

por fim; a última, associado a estruturas formadas por dobras amplas, transversais as

estruturas antecedentes, e por falhas conjugadas NW-SE e NE-SW. Deformações

33

transcorrentes tardias são atribuídas para o alojamento de corpos sieniticos alcalinos (e.g.

Sienito de Itiuba) (Barbosa, 1997).

Nos terrenos do sul do OISC, o padrão deformacional é associado ao cisalhamento,

transpressivo e transcorrente sinistral, que controla a sobreposição com o BJ (Barbosa &

Dominguez, 1995; Barbosa et al., 2004). Arcanjo et al. 1992 identificaram quatro fases de

deformações tectônicas. A primeira fase formou por um bandamento gnássico original. A fase

posterior apresenta uma foliação de plano axial de baixo ângulo de mergulho, orientado

N010º-020ºE, o qual se associa a dobras recumbentes isoclinais (Barbosa, 1986; Barbosa et

al., 1992 apud Barbosa & Dominguez, 1996). Os planos anteriores são transpostos por uma

foliação subvertical, penetrativa, que controla o trend regional (N010º-020º), acompanhada

por lineação de baixo rake, evidenciando um transporte tectônico transpressivo, formado no

terceiro estágio. A quarta fase, composta por uma foliação espaçada, pouco penetrativa, de

direção N70E.

Corrêa-Gomes et al.(2005) ao estudar o embasamento da bacia de Almada, inserida no

sul do OISC, discrimina estruturas de fases iniciais, relacionadas à colisão frontal, tais como

dobras isoclinais, foliações de baixo ângulo com lineação mineral do tipo dip-slip, que

evoluem para dobras normais e foliações subverticais (Figura 2.5). Desenvolveu-se,

posteriormente, uma fase de transcorrência, com lineação do tipo strike-slip, indicativo de

zonas de cisalhamentos. Corrêa-Gomes et al.(op. cit.) analisando a morfologia do OISC,

compreende que o contorno deste segmento age como planos “c” de cisalhamento simples

orientados N-S, inferindo a orientação do σ1 do campo remoto de tensão situou-se entre

N150º e N135º e de σ3 entre N60º e N45º. Desse modo, o orógeno também representaria um

mega indicador cinemático, como resultado dessa sucessão de deformações reversas e

transcorrentes. Ao final das fases compressivas seguiu-se uma extensão possivelmente

relacionada ao colapso do orógeno, com inversão de orientação dos tensores principais:

máximo (σ1) e mínimo (σ3), do campo remoto de tensão.

34

Sn + 1

Sn

Sn

+1 L

x+1

Sn + 2

Sn

+2

Lx+

2

Sn + 2 ’

Sn

+2’

Lx+

2’

Figura 2.5 - Síntese das estruturas planares e lineares encontradas no segmento sul do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá e suas respectivas hierarquias espaciais e temporais (Correa Gomes et al., 2005).

Os diversos trabalhos citados, em conjunto, admitem a existência de uma fase

tectônica reversa, com presença de falhas de empurrão, as quais estão associadas lascas

tectônicas (e.g. Banda de Ipiaú, em Barbosa et al., 2007); uma fase transcorrente/transpressiva

sinistral, que desenvolve dobras apertadas que evoluíram até a transposição e uma fase mais

nova extensional. O contorno de grandes intrusões e os traços das zonas de cisalhamentos

principais reflete, em geral, a geometria de eventos relativamente tardios (Passchier et al.,

1993). As evidências mostram que não existem diferenças marcantes da evolução estrutural

entre os dois domínios, na porção norte e sul do OISC, sugerindo que os eventos

deformacionais afetaram indistintamente toda a área (Barbosa et al., 2003b).

35

3. ASPECTOS GEOLÓGICOS E GEOMORFOLÓGICOS

LOCAIS

As estruturas mais proeminentes da área de estudo compõem um sistema de zonas de

cisalhamentos contracionais e transpressionais de orientação NW-SE, condicionando o

contato do Bloco Jequié (BJ) com o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC). Essas zonas

de cisalhamento variam de frontais a oblíquas, em função da geometria do anteparo, ou seja,

do limite do BJ (Nunes et. al., 2007).

Na faixa transacional entre esses segmentos crustais supracitados, uma característica

geomorfológica chama a atenção. A presença de abruptas elevações rochosas residuais

contrasta com o relevo aplainado, denominadas de inselbergs. Estas expressões do relevo

exibem orientação longitudinal similar ao trend regional dos lineamentos.

3.1 Unidades Litoestratigráficas

As rochas da área de pesquisa estão inseridas nos Complexos Jequié e Caraíba,

incluindo, ainda, a presença granitóide pós-tectônicos. A divisão apresentada por Nunes &

Melo (2007), baseado em critérios composicionais e petrográficos, é apresentado na Figura

3.1.

36

Figura 3.1 – Mapa Geológico da região de Itatim. Modificado de Nunes & Melo (2007).

3.1.1 Complexo Jequié

Este domínio abrange a maior extensão da área, sendo composto por rochas para e

ortoderivadas, que são individualizadas por Nunes & Melo (2007) em unidades menores.

Na porção SW, estão reunidas, indistintamente, em uma unidade com duas seqüências

cogenéticas com variação geoquímica (Fornari & Barbosa, 1992). Essas rochas apresentam

cor original que varia de cinza a verde acinzentada cor de alteração rosa e granulometria

média, com foliação marcada por biotita e feldspato. Encaixadas nestes litotipos faixas

supracrustais, compostas por gnaisse gabronorítico, formações ferríferas e calcissilicática

(Nunes & Melo 2007). Estas rochas são intrudidas por um corpo granitóide pós-tectônico, a

oeste de Milagres. Incorporados nos charnockítos-enderbitos são também encontrados

encraves máficos, por vezes dobrados, comprovando o caráter intrusivo dessas rochas (Figura

3.2). Os enclaves são de composições, aparentemente, anfibolítica a norítica e,

freqüentemente, exibem bordas de alteração passando progressivamente para granulitos.

37

Figura 3.2 – Xenólitos de composição máfica em (a). Encrave com borda de alteração, seccionado por uma zona

de cisalhamento sinistral com orientação N010º/88º em (b).

Outra porção individualizada é composta por ortognaisses granulíticos que formam uma

faixa de orientação NW-SE, a qual faz contato transpressivo com os litotipos do Complexo

Caraíba. Os litotipos exibem sinais de retrometamorfismo e apresentam composição granítica

a tonalítica, muitas vezes, com níveis enriquecidos com mesopertita (Figura 3.3). Os

granitóides gnáissicos possuem cor original cinza claro e cor de alteração rosa são,

comumente, porfiríticos e apresentam bandamento composicional paralelo a foliação regional

e níveis milonitizados.

Figura 3.3 – Granito porfirítico. Em (a) a ponta da grafite mostra um fenocristal de k-feldspato. Em (b) detalhe de cristais centimétricos de mesopertita.

Todos os litotipos deste domínio são cortados por veios pegmatíticos que muitas vezes

apresentam auréola metassomática, com crescimento de mesopertitas centimétricas, sendo

comum a presença de hiperstênio.

38

3.1.2 Complexo Caraíba

O Complexo Caraíba ocupa a porção norte-nordeste da área pesquisada, formando uma

faixa de orientação NW-SE. Esta unidade litoestratigráfica é subdividida na área por Nunes &

Melo (2007) em duas faciologias quimicamente diferentes.

A litofácies que faz contato com a unidade do Complexo Jequié é composta por

ortognaisses enderbíticos, charnoenderbíticos e charnockíticos cinza-esverdeado e cor de

alteração esbranquiçada a amarelada, de granulação média a grossa, com foliação presente.

Nas regiões próximas à zonas de cisalhamentos, os litotipos exibem feições de alteração

hidrotermal de natureza potássica.

A outra litofácies é constituída por ortognaisses granulíticos, que se modificam por

retrometamorfismo, em horblenda-biotita gnaisses migmatizados, fortemente deformados nas

zonas de cisalhamentos (Figura 3.4).

Figura 3.4 – Litotipos do Complexo Caraíba. Em (a) gnáisse com presença de k-feldspatos alongados.

Em (b) migmatito deformado.

3.1.3 Granitóide Pós-tectônico

No BJ corpos de granitóides de composição granítica a granodioritica são intrusivos no

Complexo Jequié, na porção oeste do município de Milagres.

39

3.2 Aspectos geomorfológicos

A região de estudo é formada por relevo aplainado (peneplano), com presença de

abruptas elevações rochosas residuais, em contraste com a superfície plana. Tais morfologias

são denominadas de inselbergs (Figura 3.5).

Figura 3.5 – Mapa de modelo digital de terreno SRTM (Shutter Radar Tomography Mission) com orientação principal do relevo, NW-SE. Toponímia de algumas inselbergs: 1-Piedade; 2-Leão; 3-São Geraldo; 4-Tocas; 5-Máscara; 6-Agenor; 7-Letreiro; 8-Torre. E das Serras: 9- Cipó; 10-Coité. Em (b) orientação das principais elevações topográficas, máximo em N120º.

Inselbergs são montanhas monolíticas ou grupos delas, que surgem abruptamente em

meio às paisagens, cuja formação geológica consiste principalmente de rochas graníticas ou

gnáissicas (Porembski et al., 1998). São produtos da ação de um grupo de fatores que

40

condicionam o desgaste do protólito de maneira diferencial, resultando em um relevo residual

com uma variedade de dimensões e formas. Essas abruptas elevações maciças estão inseridas

na transição do BJ e do OISC, entre o sistema de zonas de cisalhamentos transpressionais, de

orientação principal NW-SE.

Em Itatim os inselbergs possuem extensões de até, aproximadamente, mil metros por

setecentos metros de largura, acompanhadas por uma variedade de formas, que são

encontradas lado a lado. A orientação longitudinal desses maciços, isto é, em relação ao eixo

maior, estão dispostos, aproximadamente, N120º (Figura 3.6).

Independentemente de sua dimensão, gênese e evolução, estas expressões

geomorfológicas relacionam-se a um complexo de fatores (climáticos, estrutural, etc.),

interligados entre si, que confluíram para o seu aparecimento, em especial, nesta zona de

transição entre blocos crustais.

Figura 3.6 – Variedades de formas dos inselbergs, da região de Itatim: (a) Tocas, (b) Máscara, (c) inselbergs de dimensão decamétrica e (d) Enxadão.

41

4. PETROGRAFIA

4.1 Introdução

Neste capítulo serão apresentados os resultados obtidos através do estudo petrográfico,

com descrições dos aspectos textural e mineralógico dos principais litotipos encontrados na

área estudada. É aqui analisada, ainda, a relação de contato entre os litotipos, visto que foi

notado no campo contatos com borda de alteração metassomática, na relação entre corpos de

composição sienogranítica e enderbítica,

Na classificação petrográfica, foi empregada a terminologia proposta por Streckeisen

(1976), utilizando os valores modais de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio, do

diagrama Q-A-P, através do qual foram distinguidos quatro tipos composicionais. Dois da

série charnockíticas: enderbito e charno-enderbito, onde notada a presença de hiperstênio; e

dois do grupo de composição granítica: sienogranito e monzogranito.

4.2 Enderbitos

Ao longo da seção estudada esses litotipos ocorrem em lajedos. Possuem contatos

intrusivos com rochas de composições graníticas, formando as bordas de alterações

metassomáticas (Figura 4.1a). Os enderbitos apresentam granulometria média, são

homogêneos, mesocráticos, de cor original verde acinzentada e foliação incipiente, tendendo a

isotropia.

42

Figura 4.1 – Contato intrusivo entre o enderbito e o granito. Em (a) borda de alteração metassomática entre os litotipos. Em (b) fotomicrografia com a associação mineralógica do enderbito. Notar segregação entre os níveis félsica e máfica, constituindo um bandamento composicional. Nicois cruzados. Pl – Plagioclásio; Hy – hiperstênio; Cpx – Clinopiroxênio; Anp - Plagioclásio antipertítico.

Em secção delgada, a lâmina analisada possui textura granoblástica inequigranular,

com contatos entre as fases minerais são predominantemente suturados, com recristalização

em bordas curvas (Figura 4.1b). O bandamento composicional é representado pela

compartimentação de um nível félsico, composto por plagioclásio (com variedade

antipertítico), quartzo e microclinio e um nível máfico, formado por hiperstênio, biotita,

clinopiroxênio e opaco. Os minerais essenciais ocorrem xenoblásticos a subidioblásticos. A

apatita compõe a fase acessória e ocorre idioblástica. A composição modal mineralógica é

exibida na Tabela 4.1 e a plotagem das composições no diagrama QAP (Streckeisen, 1976)

esta apresentado na Figura 4.2. A paragênese mineral de fácies granulito é representada por

quartzo, plagioclásio, antipertita, hiperstênio e clinopiroxênio. A destabilização do hiperstênio

para anfibólio sugere o retrometamorfismo.

Tabela 4.5 - Composição mineralógica modal do enderbito.

ROCHA COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA MODAL

Enderbito Pl (39%); Hy (16); Anf (4%); Cpx (15%); Qtz (12%); Bt (4%); Mi (3%); Antp (3%); Op (3%); Ap (1%)

Qtz – Quartzo; Pl – Plagioclásio; Antp – Plagioclásio antipertítico; Anf – Anfibólio; Mi – Microclina; Hy – Hiperstênio; Cpx – Clinopiroxênio; Bt – biotita Op – opacos; Ap – apatita.

43


O plagioclásio possui germinação segundo a lei Albita e está saussuritizado.

Localmente, ocorre incluso em cristal maior de antipertita. Por vezes, apresenta mimerquita

no contato com o quartzo.

Os hiperstênios variam de marrom a verde claro, com duas gerações distintas pela

associação mineral. A família de hiperstênio maior, com tamanho médio de 3mm, possue uma

direção preferencial, a qual se associam os clinopiroxênios, biotitas e opacos (Figura 4.3). Os

opacos são neoformados entre as fraturas do mineral dessa geração. A família de hiperstênio

menor, tamanho médio de 0,8 mm, aparece com contatos curvos com plagioclásio entre os

cristais maiores de hiperstênio. Localmente, o hiperstênio está incluso no plagioclásio,

indicando cristalização precoce. A microclina apresenta germinação periclina incompleta, em

forma de agulhas, além de exibir extinção ondulante.

Figura 4.3 – Fotomicrografia do enderbito. Em (a) Inclusões de biotita e opaco no hiperstênio. Em (b) associação entre hiperstênio, biotita e opaco. Luz plana.

44

4.3 Charnoenderbito

O charnoenderbito foi observado em grandes lajedos. As rochas são mesocráticas, com

cor original cinza esverdeado e possui granulometria média. A foliação regional é presente,

embora incipiente.

A rocha em lâmina delgada exibe textura granoblástica, inequigranular. As fases

minerais possuem contatos curvos a suturados (Figura 4.4a). Essas rochas possuem maiores

quantidades de quartzo modal e menores de máficos, quanto comparados com o enderbito

(Tabela 4.2). O surgimento do anfibólio desestabilizando os cristais de hiperstênio, evidencia

o retrometamorfismo (Figura 4.4). A deformação é percebida pela alongação dos cristais de

quartzo e plagioclásio. A plotagem das composições no diagrama QAP (Streckeisen, 1976) é

apresentado na Figura 4.5.

Figura 4.4 – Fotomicrografia do charnoenderbito. Em (a) disposição da associação mineralógica. Em (b) hiperstênio destabilizado para anfibólio. Luz plana.

O plagioclásio é subédrico a anédrico, germinados segunda a lei Albita. Ele ocorre

saussuritizados e exibe duas granulometria distintas: com tamanhos médios de 2 mm, para a

mais grossa, e de 0,5 mm para a mais fina.

O clinopiroxênio e ortopiroxênio (hiperstênio) possuem cor marrom claro a

esverdeados e são xenoblásticos. Aparecem com grau de desestabilização alto, passando a

anfibólio, e subordinadamente para biotita (Figura 4.6-b).

A biotita ocorre na cor marrom e apresenta pleocroísmo marrom-escuro a marrom-

pálido, a marrom avermelhado.

O microclínio possui germinação periclina pouco deformada e exibe intercrescimento

pertítico.

45

Os minerais acessórios constituídos por apatita e zircão são idioblásticos. A apatita ocorre inclusa nos plagioclásios, e o zircão em associação com a biotita.

Tabela 4.6 - Composição mineralógica modal do charnoenderbito.


Charno-enderbito Pl(36%); Qtz(30%); Pe(10%); Hy(8%); Anf(6%); Mi (5%); Bi(5%); Ap(1%)

Qtz – Quartzo; Pl – Plagioclásio; Anf- Anfibólio; Pe – Pertita; Hy – Hiperstênio; Bi – biotita; Ap – apatita.


4.4 Sienogranito

Os sienogranitos ocorrem em lajedos, comumente como corpos intrusivos no enderbito

(Figura 4.6). São holo a leucocráticos e possuem coloração original cinza e rósea, quando

alterados. Apesar de exibir foliação, essa superfície é incipiente com tendência isotrópica. A

composição mineralógica modal é apresentada na Tabela 4.3 e a plotagem da composição

modal na Figura 4.7.

Figura 4.6 – Corpo diminuto de sienogranito intrusivo no enderbito.

46

Figura 4.7 - Diagrama modal (Streckeisen, 1976), mostrando a classificação das amostras J-01 e J-02.

Em lâmina delgada a rocha apresenta textura inequigranular com tendência porfirítica

(Figura 4.8a). A fase principal é composta por mesopertita, quartzo, microclinio, plagioclásio,

e mais a biotita, é constituída por cristais anédricos a subédricos, enquanto que a fase

acessória é composta por apatita e zircão são euédricos (Tabela 4.3). A presença da

deformação é notada, ainda que incipiente, pelo estiramento de quartzo e plagioclásio e

orientação da biotita.

Figura 4.8 - Fotomicrografia do Sienogranito. Em (a) textura inequigranular com tendência porfirítica, observar

cristal de mesopertita no centro. Em (b) textura mimerquítica.

Tabela 4.7 - Composição mineralógica modal do sienogranito.


Sienogranito Me (45%); Qtz (20%); Mi (15%); Pl (10%); Bi (5%); Op (3%); Zr (1%); Ap (1%)

Me (42%); Qtz (30%); Pl (10%); Bi (8%); Op (5%); Mi (3%); Zr (1%); Ap (1%)

ABREVIAÇÃO: Qtz – Quartzo; Me – Mesopertita; Pl – Plagioclásio; Antp – Plagioclásio antipertítico; Mi – Microclina; Hy – Hiperstênio; Cpx – Clinopiroxênio; Bi – biotita Op – opacos; Ap – apatita.

47

A mesopertita é a principal fase mineral. Ela possui exsolução em bastões mais

heterogêneas nas bordas e extinção ondulante (Figura 4.9a). Localmente a mesopertita

engloba o quartzo, que também possui extinção ondulante.

O plagioclásio é germinado segundo a lei Albita. Este mineral ocorre da destabilização

da mesopertita(Figura 4.9b).

A microclina exibe germinação polissintética com inclusões poiquilíticas, extinção

ondulante.

São presentes duas gerações de biotita, uma de cor marrom claro a escuro, e outra

marrom avermelhado. Ambas apresentam associação com opacos. Estes variam de euédricos

hexagonal a subédricos, quando contato com a biotita (Figura 4.9c,d).

Figura 4.9 – Fotomicrografia do Sienogranito. Em (a) borda mais heterogênea do cristal de mesopertita. Em (b) plagioclásio incluso na mesopertita. Em (c) destabilizado com biotita e, em (d) opaco hexagonal.

48

4.5 Monzogranito

Os monzogranitos correspondem às rochas coletados nos inselbergs, especificamente

nos da Tocas e do Letreiro. Os litotipos encontrados são leucocráticos e enriquecidos em

quartzo, em comparação os outros litotipos analisados, possuem cor original rosa a cinza e

apresentam foliação. A composição mineralógica modal é mostrada na Tabela 4.4 e a

plotagem no diagrama QAP, na Figura 4.10.

Tabela 8.4 - Composição mineralógica modal do monzogranito.


Monzogranito Qtz (38%); Pl (26%); Me (22%); Bi (5%); Op (2%); Ap (1%); Zr (1%)

Qtz (35%); Pl (33%); Me (15%); Mi (10%); Bi (5%); Op (2%); Ap(1%)

Figura 4.10 - Diagrama modal (Streckeisen, 1976), mostrando a classificação das amostras F-08 e F-19.

Em comparação com os sienogranito possuem maior valor modal em quartzo, e

menores valores de mesopertita, que por vezes apresentam destabilizados para microclinio.

O quartzo é anédrico, possuindo com dois tamanhos predominantes, uma com

aproximadamente 3 mm, e outra com tamanho médio 0,5 mm. Seus contatos são curvos e

exibem extinção ondulante, os cristais maiores apresentam alongados (Figura 4.11b).

Os plagioclásios são anédricos, freqüentemente saussuritizados e possuem contatos

curvos com outros minerais.

As biotitas possuem cor marrom claro a avermelhada, localmente cloritizadas, se associam

com opacos, os quais aparecem destabilizados, exibindo contatos serrilhados (Figura 4.11-c).

Os opacos são subédricos a euédricos, com formas alongadas, e estão associados com

plagioclásio (Figura 4.11d).

49

Figura 4.11 – Fotomicrografia do monzogranito. Em (a) aspecto mesocróspico (b) cristais de quartzo alongados maiores. Em (c) aglomerado máfico destabilizado, constituído por biotita e opaco. Em (d) opacos com hábito alongado.

4.6 Borda de alteração metassomática

A borda metassomática, no contato entre os sienogranitos e o enderbitos, possui

composição modal próxima do corpo granítico, com total substituição dos constituintes

máficos (Figura 4.12). Em relação à encaixante, o enderbito, a auréola de alteração apresenta

aumento do quartzo, diminuição do plagioclásio, surgimento de mesopertita e ausência do

hiperstênio. A mesopertita apresenta maior desarmonização do centro para a borda do cristal,

indicatriz do processo metassomático, com ação de fluidos magmáticos (Figura 4.12b).

Figura 4.12 - Borda de alteração metassomática (a). Mesopertita com presença de exsolução mais intensa nas bordas. Nicois cruzados.

50

5. ESTRUTURAS

Neste capítulo, serão descritas as estruturas que foram observadas, na área de estudo,

próximas à região limítrofe entre o Bloco Jequié (BJ) e o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá

(OISC). Para isso foram estudados os aspectos geométricos e cinemáticos observados nos

litotipos da região. Esse estudo teve o intuito de tentar correlacionar as estruturas com os

diferentes estágios temporais dos eventos deformacionais.

A colisão entre o BJ e o BICS, no Paleoproterozóico (Barbosa & Dominguez 1996),

imprimiu fortes traços estruturais dos litotipos da área estudada, tais como falhas de empurrão

e zonas transcorrentes tardias (Barbosa & Sabaté, 2003). Estes traços são ressaltados nos

grandes lineamentos observáveis em escala regional (Figura 5.1). A direção desses

lineamentos regionais reflete, na área de estudo, a orientação das estruturas: foliações

miloníticas, bandamentos, lineações de estiramento/crescimento mineral, falhas e fraturas.

Com base no estudo das estruturas dúcteis, foram observadas as relações de

truncamento/transposição, a relação espacial e os indicadores cinemáticos associados. Desse

modo foi possível se fazer a separação de quatro fases deformacionais: uma fase

predominante compressiva, outras duas dominadas por deformação transpressional e uma fase

transextensiva (possivelmente relacionada ao colapso do orógeno), como será visto mais a

frente. Fechando a história tectônica local foram geradas as estruturas rúpteis, representado

por fratura, falhas e veios, marcando, dessa forma, a mudança de deformações do nível crustal

mais profundo para um nível crustal mais raso.

51

Para um melhor entendimento das deformações, fases tectônicas, estruturas planares e

lineares geradas, foram utilizadas as letras D para as fases de deformação, S para as

superfícies geradas e L para as lineações.

Serão apresentadas, a seguir, as estruturas dúcteis e rúpteis, obedecendo à relação

temporal de nucleação, posteriormente, os paleocampos de tensões locais, obtidos a partir

desses dados.

Figura 5.1 – Mapa de modelo digital de terreno SRTM (Shutter Radar Tomography Mission). Em (a) lineamentos estruturais interpretados. Em (b) diagrama de roseta dos lineamentos estruturais do relevo.

5.1 – Estruturas Dúcteis

As foliações foram hierarquizadas, segundo critérios de truncamento e transposição.

Como não foi possível identificar a superfície primária, essas superfícies foram nomeadas

aqui, como Sn, Sn+1 e Sn+2, etc., conforme sua relação temporal da mais antiga para a mais

jovem. A mesma sistemática foi utilizada para nomear das lineações de

52

estiramento/crescimento, contidas em seus respectivos planos: LXn, LXn+1 e LXn+2, etc. Por

fim, as fases deformacionais hierarquizadas como Dn, Dn+1 e Dn+2, etc.

As estruturas dúcteis são marcadas pelo estiramento de grãos de plagioclásio, de quartzo

e de minerais máficos associados. A distribuição destas estruturas será mostrada a seguir.

5.1.1 Estruturas da Fase Dn

As estruturas Sn e LXn correspondem aos registros mais antigos do evento

deformacional, encontradas na maior parte da área, obliteradas pela fase posterior e por

processos de fusão parcial (anatexia). Entretanto, foram observáveis em porções menos

deformadas, ou seja, em zonas de low strain da fase mais nova.

a) Estruturas Sn e LXn

A foliação Sn é penetrativa, definida pela orientação preferencial de quartzo,

plagioclásio e subordinamente biotita, os planos são ressaltados pela atuação diferencial do

intemperismo. Para a foliação Sn foram obtidas 78 medidas, sendo as orientações mais

freqüentes, distribuídas da seguinte forma: N031º-N040º (28%), N021º-N030º (27%) e

N011º-N020o (12%) (Figura 5.2). Estes planos apresentam mergulhos de baixos ângulos, que

variam entre SE, principalmente, e NW, com máximo de concentração em 72 p/ N120 e plano

máximo igual a N030º/18ºNW, sugerindo uma superfície dobrada.

As lineações de crescimento/estiramento, LXn, marcada pelo quartzo e plagioclásio,

possuem caimentos sub-horizontais para NW, principalmente, e SE, com máximo de

concentração em N305/24º. As distribuições predominantes são: N301º-N310º (40%), N131º-

N140 (17%), N281º-N290º (10%) e N91º-N100º (10%) (Figura 5.3). A lineação LXn possui

direção ortogonal à do plano Sn na qual está contida, o que caracteriza uma lineação do tipo

dip-slip. Em campo a cinemática associada a esses planos foi do tipo reversa, indicada pela

estrutura S/C (Figura 5.4).

53

Figura 5.4 – Em (a) a foliação Sn subhorizontal de atitude N033º/40ºSE. Em (b) detalhe o plano XZ que mostra a relação S/C, indicativo de movimento reverso. A prancheta simula o plano tridimensionalmente no espaço.

b) Eixos de Dobras Lβn

Os eixos de dobras, Lβn, possuem direções N131º-N140º (62,5%), N111º-N120º (25%)

e N281º-290º (17%), no total de 8 atitudes obtidas, com máximo de concentração em

N132o/30o (Figura 5.5). Estes possuem direção paralela a LXn, o que sugere mesma relação

temporal na gênese. Estão presentes em dobras isoclinais com plano axial verticalizados,

devido à sobreposição da fase Dn+1, encontradas em xenólitos máficos, que apresentam bordas

alteradas, com hornblenda no seu interior.

Figura 5.2 - Diagramas em rosetas das estruturas planares, Sn, totais. (a) Rosetas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar, a guirlanda representa o plano máximo. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.3 - Diagramas das estruturas lineares, LXn, totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

54

Figura 5.5 - Diagramas dos eixos de dobras, Lβn, totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior de rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.6 – Dobra com Lβn paralelo a LXn.

A distribuição das estruturas relacionadas com a fase de deformação Dn, está

concentrada principalmente na porção SW na área de estudo, mais para a borda do BJ. E em

algumas zonas de low stain no centro da área (Figura 5.7).

55

Figura 5.7 - Mapa de distribuição das estruturas da Fase Dn.

56

5.1.2 Estruturas da Fase Dn+1

A Dn+1 representa a fase mais importante no rearranjo tectônico, nucleando uma

foliação, Sn+1, penetrativa, que se reflete nos lineamentos regionais.

a) Estruturas Sn+1 e LXn+1

As estruturas relacionadas com a fase de deformação Dn+1 possuem distribuição

homogênea, ao longo de todos os afloramentos da área de estudo (Figura 5.8).

Foram coletadas 170 medidas da foliação Sn+1, distribuída segundo direções de maiores

freqüências: N111º-N120 (42%), N101º-N110º(24%), N121º-N130º (14%) e N091º-N100º

(12%). Estes planos possuem mergulhos subverticais para NE e SW com plano máximo igual

a N116º/84ºNE e máximo de concentração em 06 p/ 206 (Figura 5.9). A foliação Sn+1 é

paralela ao bandamento composicional principal dos litotipos.

O plano Sn+1 é acompanhado por lineações de crescimento/estiramento, LXn+1, tipo

strike-slip. As lineações possuem caimentos de baixos ângulos e máximo de concentração em

18 p/ 285 e estão distribuídos, pelos maiores números de constâncias, em: N281º-N290º

(21%), N271º-N280º (16%), N291º-N300º (14%), N301º-N310º (13%), N311º-N320º (13%) e

N261º-N270º (9%) (Figura 5.10). A cinemática é dextral, evidenciada pela presença de dobras

assimétricas e relações S/C.

57

Figura 5.8 - Mapa de distribuição das estruturas da Fase Dn+1.

58

b) Zonas de cisalhamentos

Zonas de cisalhamentos ocorrem localmente. Essas estruturas transpõem o plano pretérito,

Sn, onde a foliação mais antiga assume formas sigmoidais, circundadas por bandas de

cisalhamento “C” paralelas a Sn+1, com cinemática dextral (Figura 5.11). A cinemática dextral

é observada pela presença de dobras assimétricas e relações S/C.

Figura 5.11 – Zona de cisalhamento de cinemática dextral, transpondo a foliação pretérita (Sn) que assume formas sigmoidais.

c) Dobras

Foram encontradas dobras isoclinais, observadas nos relictos máficos, além de

deformações em intrusões de porções de graníticas, evidenciadas nas aureolas de frentes de

metassomatismo (Figura 5.12).


Figura 5.10 - Diagramas das estruturas lineares, LXn+1, totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

59

Figura 5.12 Intrusão granítica dobrada pela fase Dn+1.


Esta fase deformacional é representada pela presença de um par conjugado de zonas de

cisalhamento dúctil-rúptil, que deforma a foliação das fases mais antigas (Sn e Sn+1).

5.1.3.1 Zonas de Cisalhamentos

A fase deformacional Dn+2 é marcada pela presença de zonas de cisalhamento (ZC´s)

dúcteis. Ao todo foram obtidas 76 atitudes, subverticais que compõem um par conjugado

(Figuras 5.13 e 5.14). Do total levantado, 30 medidas foram de zonas de cisalhamento

dextrais, com a distribuição dominante: N141º-N150 (40%), N151º-N160º (30%) e N161º-

N170º (23%), e 40 medidas de zonas de cisalhamentos sinistrais, distribuídas estatisticamente

por maiores freqüências em: N001º-N010º (47%) e N031º-N040º (39%).

60

Figura 5.13 - Diagramas das zonas de cisalhamento, ZCs, totais. (a) Projeção dos planos de cisalhamentos dextrais e (b) Projeção dos planos de cisalhamentos sinistrais. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.14 - Pares conjugados de cisalhamento rúptil-dúctil a dúctil, com direção de campo de tensão aproximadamente N-S.

A distribuição das estruturas relacionadas com a fase de deformação Dn+2 ocorre ao longo de todos os afloramentos da área de pesquisa (Figura 5.15).

61


62


A última fase Dn+3está relacionada a uma superfície com baixo ângulo de mergulho, não

afetada pelos pares conjugados de cisalhamentos dúcteis. Interessante notar que localmente

essa superfície transpõe apenas parcialmente as estruturas mais antigas.

5.1.4.1 Estruturas Sn+3 e LXn+3

Para a foliação Sn+3 foram obtidas 39 atitudes. Estes planos de baixos ângulos

mergulham para NW e SE, com máximo de concentração em 60 para 108, e plano máximo

igual a N018º/30ºNW, com as seguintes distribuições maiores: N011º-N020º (33%), N000º-

N010º (23%) e N021º-N030º (15%) (Figura 5.16).

A lineação de crescimento/estiramento mineral associada ao plano, LXn+3, possui

direção compreendida entre N074º-N082º (100%), de alto rake e máximo de concentração

em 12 para 250 (Figura 5.17). Esta estrutura foi gerado a partir de um movimento normal-

sinistral, interpretadas em campo pela presença de planos de arrasto (drag´s) e dobras de

cisalhamento normais, associado à foliação Sn+3.(Figura 5.18). A foliação Sn+3 transpõe,

localmente, o plano subvertical (Sn+1) (Figura 5.19).

As estruturas da fase Dn+3 ocorrem localmente, e apresentam distribuição maior, à oeste de Itatim (Figura 5.20).


Figura 5.17 - Diagramas das estruturas lineares, LXn+3, totas. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-area Schmidt-Lambert.

63

Figura 5.18 – Em (a) plano de arrasto associado ao plano Sn+3, evidenciando o movimento sinistral. Em (b) visão

em perfil, mostrando dobra de cisalhamento normal.

Figura 5.19 – Em (a) foliação subhorizontal (Sn+3). Em (b) transposição do plano Sn+1, pela foliação Sn+3.

64


65

5.2 Estruturas Rúpteis

As estruturas rúpteis foram geradas na história geológica final. Tais estruturas são

representadas por fraturas de cisalhamento e veios e não apresentam deformações

sobrepostas.

5.2.1 Fraturas e Veios

As estruturas rúpteis são representadas por fraturas e veios. As fraturas são,

comumente, preenchidas por feldspato e apresentam auréola metassomática. Sua distribuição

estatística, de direções preferenciais, é: N021º-N030º (36%), N001º-N010º (30%), N011º-

N020º (15%), N031º-N040º (9%), N101º-N100º (6%) e N111º-N120º (4%), do total de 478

medidas, com máximo de concentração em 06 para 111 (Figura 5.21). Localmente ocorrem

falhas associadas a cinemática sinistral, evidenciadas por estruturas abertas tipo pull apart

(Figura 5.22).

Foi encontrado um conjunto de fraturas horizontais a subhorizontais. Estas estruturas

ocorrem amplamente nos inselbergs. Em certos locais é visível a confluência dos conjuntos de

fraturas subhorizontais e subverticais, formando um adensamento em zona de high strain

(Figura 5.23).

Figura 5.21 - Diagramas das fraturas totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de

freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

66

Figura 5.22 – Em (a) falha de atitude N020º/82ºNW. Em (b) detalhe mostrando microestrutura pull

apart associada a cinemática sinistral.

Os veios são formados por material pegmatítico com presença de mesopertita. A

mesopertita forma cristais centimétricos, bem formados. O hiperstênio forma um mobilizado

que se altera para uma massa irregular rico, em ferro hidratado. Foram obtidas 134 medidas,

com as seguintes direções preferenciais: N021º-N030º (24%), N031º-N040º (17%), N041º-

N050º (15%), N121º-N130º (12%), N011º-N020º (11%) e N111º-N120º (11%) e máximo de

concentração em 24 para 296 (Figura 5.24).

Figura 5.23 – Adensamento de fraturas subverticais e subhorizontais, encontrado nos inselbergs.

67

Figura 5.24 - Diagramas dos veios totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

5.2 Campos de tensão

A partir dos dados de foliação e lineação mineral contida no plano, e sabendo-se a

cinemática associada às estruturas, foram obtidos os campos de paleotensões locais, gerados

em função do campo remoto de tensões regionais, das quatro fases deformacionais (Figura

5.18). Para isso, foi empregado o método de inversão (Srivastava et al. 1995), já descrito no

Capítulo 1.

Foram obtidos: (i) a fase reversa Dn possui tensor máximo local, σ1, de atitude

N120º/17º e tensor mínimo local, σ3, orientado N316º/72º; (ii) a fase transpressiva Dn+1,

possui σ1 igual a N160º/04º e σ3 com atitude N252º/10º; (iii) para a fase Dn+2, o tensor do par

de cisalhamento dúctil tem orientação N-S; (iv) para a fase transextensiva, Dn+3, foi obtido o

tensor máximo gravitacional local de orientação, σ1, N041º/75º e o tensor de mínimo de

transextensivo, σ3, igual a N082º/12º. Esta análise demonstra uma rotação do tensor de

compressão principal, σ1, durante a evolução tectônica compressional da área.

68

Figura 5.18 – Orientações dos paleotensores locais, das fases deformacionais, obtidos pelo método de inversão (Srivastava et al. 1995). Os diedros cinza representam extensão e os branco compressão, os parâmetros de tensor momento ou de Bingham, com os pontos de concentração 1,2,3 representando os tensores principais, σ3, σ2 e σ1, representados, respectivamente pelas setas brancas, cinzas e pretas. São mostrados os tensores subhorizontais para facilitar a visualização, excluindo dessa representação os tensores com altos ângulos. Notar rotação do σ1, no sentido horário, durante as fases compressionais.

69

6. DISCUSSÕES

6.1 Fases Deformacionais

As fases deformacionais estão ligadas a movimentos tectônicos, originadas durante a

colisão paleoproterozóica, a qual promoveu duplicação da crosta (Barbosa, 1997). Tratam-se

de estágios progressivos da evolução, durante os quais ocorrem variação do campo remoto de

tensão.

As estruturas obtidas na área permitiram a distinção de quatro fases deformacionais:

uma predominante compressiva (Dn); posteriormente, uma fase transpressional (Dn+1); uma

fase progressiva (Dn+2) e; uma fase transextensiva (Dn+3), possivelmente relacionado ao

colapso gravitacional. Nesta abordagem tentou-se, também, relacionar as orientações dos

principias tensores locais com os seus correspondentes regionais ou remotos (far-field

stresses).

6.1.1 Fase deformacional Dn

As estruturas correlacionadas a esta fase são: a foliação (Sn), a lineação de

crescimento/estiramento mineral (LXn) e dobras isoclinais.

As estruturas agrupadas nesta fase indicam atuação de movimentação tectônica

reversa, interpretado como correspondente a um estágio evolutivo colisional obliquo, com

orientação de campo de tensão principal à N120º e vergência para NW, possivelmente,

70

associado a um campo remoto regional, descrito por Sabaté (1996) por possuir orientação

próximo de E-W a ESE-WNW.

6.1.2 Fase deformacional Fase Dn+1

Esta fase deformacional é a mais penetrativa, sendo facilmente visível nos grandes

lineamentos estruturais observados na imagem de modelo de relevo. Fazem parte desse

estágio as seguintes famílias de estruturas: a foliação (Sn+1), a lineações de

crescimento/estiramento mineral (LXn+1), além de dobras isoclinais e estruturas tipo S/C.

As foliações subverticais com lineações minerais strike-slip, são indicatriz de um

cenário tectônico transcorrente/transpressivo. A cinemática dextral observada para esta fase é

explicada pela geometria (direção) do anteparo (o Bloco Jequié) em função do campo de

paleotensão (Figura 6.1). Para esta fase cujo tensor máximo do campo de paleotensão foi

rotacionado no sentido horário, se posicionando na direção N160º, compatível com a com o

campo remoto de paleotensão regional SSE-NNW (Corrêa-Gomes et al. 1995; Sabaté 1996).

Figura 6.1 – A forma do anteparo, representado pelo Bloco Jequié (BJ) condiciona a variação local da

cinemática para o mesmo campo de tensão principal (σ1). Para área de estudo a cinemática é dextral (setas

vermelhas), contrastando com a cinemática geral sinistral (setas pretas).


71

A estrutura marcada desta fase é um par conjugado de cisalhamento dúctil a dúctil-

rúptil. Esta estrutura foi gerada por um campo de paleotensão de orientação,

aproximadamente, N-S, originado, novamente, pela rotação do campo remoto no sentido

horário. Esta mudança pode ser causada, em função do aumento da resistência reológica

(strain hardening) ou rotação do anteparo, correspondente a um estágio mais avançado da

colisão.


As estruturas associadas a fase Dn+3 são: foliação (Sn+3) e lineação de

crescimento/estiramento mineral (LXn+3), além de dobras de arrasto e normal.

A foliação é subhorizontal e possui uma lineação mineral de medio rake gerado a partir

de um movimento normal-sinistral, sugerindo um campo de paleotensão transextensivo de

colapso do orógeno, reforçado por um tensor atuante gravitacional (peso da cadeia de

montanha), o qual gerou dobras de cisalhamento normal. O vetor gravitacional e a tensão

transextensiva foram responsáveis pela formação criação de espaços, criando de veios

enriquecidos de quartzo, de direção N030º.

6.2 Evolução Estrutural e Tectônica

O modelo tectônico proposto por Barbosa et al. (2003) atribui um quadro do tipo

subducção de uma crosta oceânica do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, por sob uma crosta

continental do Bloco Jequié, com a placa oceânica mergulhando para oeste. As estruturas da

fase inicial de colisão frontal, Dn, desenvolveu uma lineação (LXn) tipo dip-slip sobre uma

foliação (Sn) subhorizontal, com vergência para SE, corroborando com o sentido de mergulho

sugerido por Barbosa (op. cit). Isto evoluiu para uma situação do tipo colisional mais

avançado, com geração de grandes volumes de magmas de composição granítica. Processos

de fusão parcial e intrusões graníticas posteriores, obliteraram as estruturas da fase Dn.

A presença uma foliação (Sn+1) acompanhada por lineação mineral (LXn+1) tipo strike-

slip, indicam a atuação posterior de uma tectônica transcorrente de cinemática dextral, como

correspondente a um estágio evolutivo da tectônica colisional. Este processo deformacional

ocorreu posteriormente à fase de granulitização e intrusões sienogranítica, da fase anterior.

72

Grandes lineamentos estruturais de direção principal N120º, estão associados a uma zona de

cisalhamento de caráter transpressivo de cinemática dextral. Posteriormente, o paleocampo de

tensão sofre outra rotação no sentido horário, se posicionando na direção N-S. O

soerguimento dos terrenos resultantes desta tectônica transpressiva promoveu a migração da

isoterma, gerando, localmente, um processo de retrometamorfismo da fácies granulito para

fácies anfibolito, indicada pela destabilização do hiperstênio para anfibólio.

Por fim, o evento é marcado por uma situação extensional, de colapso gravitacional de

orógeno, fase Dn+3, na qual foi gerada uma foliação de baixo mergulho (Sn+3), a qual se

associa uma lineação mineral (LXn+3) de caimento suave, como produto do vetor

transextensivo.

Nesses ambientes colisionais as tensões locais podem variar em função das tensões do

campo remoto regionais. Abaixo é demonstrado um quadro comparativo entre os campos

remotos descritos por Sabaté (1996) e Corrê-Gomes et al. (1995) e os campos locais obtidos

(Figura 6.2).

Figura 6.2 - Quadro esquemático, simulando as paleotensões locais e suas estruturas associadas a um campo remoto de tensão regional. Em (a) para a fase Dn; (b) para a fase Dn+1; (c) fase Dn+2 e; (d) a fase Dn+3. Notar

rotação horária nos campos de tensores σ1. As menores pretas representam os tensores compressivos principais locais, as setas menores cinza os tensores extensivos principais locais. As setas maiores representam os tensores de campo remoto regional obtidos por Sabaté (1996) e Corrêa-Gomes et al. (1995).

73

A apreciação das distribuições das estruturas das fases de deformação e suas relações

com os campos de tensão estão colocados no bloco diagrama da Figura 6.3.

Figura 6.3 - Distribuição das estruturas em relações aos tensores locais. A cor verde representa a fase Dn, à cor azul claro representa a fase Dn+1, a cor azul escuro à Dn+2 e, a cor vermelha a fase Dn+3.

6.3 Herança tectônico-estrutural na influência da geomorfologia

Na região de estudo, os inselbergs estão orientados, de modo geral, segundo N120º,

similiar direção dos grandes lineamentos estruturais na área de estudo. Os lineamentos são

resultado da fase transpressional (Dn+1), da colisão paleoproterozóica entre o Bloco Jequié e o

Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá que resultou em potentes feixes de zonas de cisalhamento de

similar orientação e cinemática dextral, refletindo a direção preferencial do plano Sn+1. Este

movimento gerou uma grande faixa de deformação de escala quilométrica, com

comportamento dúctil heterogêneo. Desenvolvendo faixas de deformações mais concentradas,

zonas de high strain, em torno de faixas de deformação mais brandas, zonas de low strain,

numa típica relação com estrutura S/C, refletindo a orientação do plano Sn+1 (Figura 6.8a).

Em uma fase posterior, o soerguimento crustal permitiu a criação de um conjunto de

fraturas subverticais, perpendiculares à superfície topográfica, e outro conjunto de fraturas

subhorizontais, paralelo à superfície topográfica, devido, sobretudo à expansão por alivio de

tensões (Jahns, 1943; Billings, 1972; Hills, 1972, apud Loczy & Ladeira, 1976).

74

Figura 6.4 – Faixa de comportamento dúctil heterogêneo. Em (a) esquemática de deformação, desenvolvendo faixas de deformações mais concentradas, zonas de high strain, em torno de faixas de deformação mais brandas, zonas de low strain. Em (b) relevo residual associado a zonas de low strain, Serra do Coité.

A família de planos transpressivos subverticais da fase Dn+1, e a família de fraturas,

condicionaram pontos de fraqueza que foram mais rapidamente desagregados pelo

intemperismo profundo. As zonas de high strain e as porções de maior grau de adensamento

de fraturas serão mais rapidamente desagregadas pelo intemperismo profundo, enquanto que

as zonas low strain e as áreas menos fraturadas se mantêm no relevo (Figuras 6.6, 6.7 e 6.8).

Neste contexto, o sistema de cisalhamentos dextrais (fase Dn+1) é o principal controlador da

extensão longitudinal dos maciços, gerando corpos maciços alongados de orientação análogos

à deformação mais penetrativa, N120º. A família de fraturas subhorizontais é interpretada

como as controladoras das alturas dos inselbergs (Figura 6.8).

Figura 6.5 – Zona de high strain dissecada, região de Itatim-Ba.

75

Figura 6.6 - Evolução do modelo, em função do grau de fraturas subhorizontais e subverticais que se intersectam formando ângulos retos entre si. Foto original no canto inferior direito, Milagres-Ba.

A evolução do modelado granítico está, portanto, associada à erosão diferencial

controlado pelas estruturas herdadas dos sucessivos estágios deformacionais da colisão, e

posteriores, que atuaram sobre o arcabouço interno do maciço ainda em profundidade, ou

durante o soerguimento da crosta, e prosseguiram até a mesma atingir a superfície (Santiago

et al., 2009).

76

7. CONCLUSÕES A partir dos dados de estruturas e análise petrográfica, tornou-se possível interpretar em

termo de evolução tectônica colisional, quatro fases deformacionais progressivas.

A primeira fase, Dn, representa o estágio inicial da colisão com movimentação tectônica

reversa para NW, onde foram geradas uma foliação regional, Sn, de baixo mergulho, e

lineação de crescimento/estiramento mineral, LXn, dip-slip, associados com processo de

granulitização. Posteriormente, com geração de intrusões graníticas.

A fase consecutiva, Dn+1, de maior penetratividade, marca a evolução tectônica, para um

estágio transpressivo de cinemática dextral, a qual nucleou a foliação, Sn+1, de altos ângulos

de mergulho e uma lineação LXn+1 de baixo rake, desenvolvida em um sistema de zona de

cisalhamento transpressivo, marcada pela presença de grandes alinhamentos estruturais no

relevo, em escala regional, de orientação NW-SE. Nesta fase as rochas da fácies granulito

foram levadas para níveis crustais mais rasos, promovendo o aparecimento de assembléias

retrógradas.

A terceira fase, Dn+2, representa o estágio mais avançado da colisão, na área de estudo, o

qual nucleou um par conjugado de cisalhamento dúctil.

A quarta fase, Dn+3, de caráter menos penetrativo, associada ao colapso gravitacional de

orógeno, onde foram geradas uma foliação de baixo mergulho, Sn+3, e uma lineação mineral,

LXn+3, de baixo ângulo de caimento.

Ainda com base no estudo das estruturas dúcteis e os indicadores cinemáticos

associados, obteve-se o campo de paleotensão local, para cada fase da evolução tectônica. Os

77

campos de paleotensão locais principais, σ1, ao longo da evolução tectônica colisional,

rotaciona-se no sentido horário. Partindo da direção N120º, na primeira fase, posiciona-se à

N160º na segunda fase, e a N-S na terceira fase. Por fim, na quarta fase possui orientação

subvertical.

A evolução da geomorfologia está associada à erosão diferencial controlado pela

herança tectônica-estrutural dos sucessivos estágios deformacionais da colisão. As estruturas

dúcteis, originadas durante a fase transpressional, são às responsáveis pela extensão e

orientação geral N120º dos inselbergs. As estruturas rúpteis subverticais e subhorizontais que

se intersectam, também, controlam o modelado do relevo: extensão e altura dos inselbergs.

78

8. REFERÊNCIAS

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