23 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA JOSÉ ELVIR SOARES ALVES MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz Salvador 2008
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE … · Doutora em Geologia Estrutural / Tectônica - Universidade Federal de Ouro Preto . Universidade Federal da Bahia . Adriano Marques
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA
JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA
Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz Salvador
2008
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JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto
de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Mapeamento Geológico e Análise Estrutural Multiescalar do Cinturão de
Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, Caetité, Bahia
Mapa geológico:
Alves, J.E.S, 2008
Orientação: Dra Simone Cerqueira Pereira Cruz
Monografia
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JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientadora Doutora em Geologia Estrutural / Tectônica - Universidade Federal de Ouro Preto Universidade Federal da Bahia Adriano Marques Martins Bacharel em Geologia – Universidade Federal da Bahia CPRM - Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais Ângela Beatriz de Menezes Leal Doutora em Geologia – Universidade de São Paulo Universidade Federal da Bahia
Salvador, 17 de julho de 2008
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Ao meu Irmão Antenor Alves Silva Junior (in memorian)
por acreditar e apostar em minha capacidade.
Saudades eternas!!!!
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AGRADECIMENTOS
Primeiramente agradeço a Deus pela saúde e alegria de viver, aos meus pais
Antenor e Rita, que sempre me deram total apoio tanto na parte moral como na
material, mesmo longe se preocupam e rezam por mim. AMO MUITO vocês meus
pais, aos meus irmãos Alex e Ester pela minha infância movimentada e divertida, e
os momentos alegres nas minhas visitas a Juazeiro com os almoços em família, e a
toda minha família, principalmente as minhas tias Cleide, Joanice(in memorian) e
Nalva e os meus tios Sena e Tarcísio pelo conhecimento e sabedoria que sempre
tentaram me passar.
A minha noiva Karine pela paciência e companheirismo nesta reta final onde a
pressão se torna cada vez mais forte e as pessoas que estão mais próximas são as
mais atingidas, ela sempre me apoiou de forma incondicional. Te amo muito!!!!
A minha orientadora Simone Cruz, pelo conhecimento e apoio passado ao
longo dos trabalhos tanto no campo como no escritório com companheirismo e
dedicação ao longo do desenvolvimento desta monografia sempre com atenção e
cobrança.
A Companhia Baiana de Pesquisa Mineral (CBPM) pelo apoio de campo e
pela confecção das lâminas, através da geóloga Violeta, dando um suporte
necessário no campo.
A Bahia Mineração LTDA (BML) pela disponibilização das amostras de furos
de sondagem.
Ao laboratório de Metalogênese pela disponibilidade do microscópio para a
retirada das fotomicrografias.
Ao colega Punk que me acompanhou no campo, me ajudando muito na
medida das estruturas e nas discussões geologias para o entendimento de alguma
situação.
A professora Ângela Leal pela dedicação que conduz o departamento de
geologia e ministra suas aulas de metamórfica, e suporte me prestado nas dúvidas
sobre descrição das lâminas.
Ao amigo de infância Ricardo, conhecemos o verdadeiro amigo na hora da
dificuldade, pois amigo é aquele que divide todos os momentos, bons ou ruins.
Ao diretório acadêmico de Geologia da UFBa, pelas discussões e luta pelos
interesses dos estudantes para uma melhoria em nossa instituição.
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A ENEGE - Executiva Nacional dos estudantes em Geologia pela
oportunidade de fazer parte e ajudar na reativação com a chapa Agora Vai!!!
Aos amigos de rocha espalhado Brasil a fora; Carol, Cristão, Grazi, Jesus,
Joaninha, Luana, Melado, Mikuin, Passarinho, Stalone, Vivian entre outros, valeu
pelas farras em ENEGEO, Congresso e encontros esporádicos.
Aos amigos da UFBa pela amizade e vida em conjunto, tanto pelos
corredores como nas festas, reuniões e matérias, são eles Aninha, Alô, Cristiano,
Manu, Rambo, Sâmia, Tiago, Taty, Ximenes, Zilda e vários outros.
A minha irmãzinha Thanany pela amizade e companheirismo ao longo dos
anos onde dividimos o mesmo teto, churrascos, festas e madrugadas de estudo.
Ao comando da geologia; Diegão, Du, Leo(mestre), Pará, Segundo, Seis,
Xurume, Renato e Zeólogo, pela amizade conquistada a cada encontro e cada ano.
Aos professores Ângela, Flávio, Lourdes, Luis Rogério, Marcão, Osmário,
Xavier, Simone, Telésforo, Vilton e Haroldo Sá. Pois de alguma forma, tiveram uma
grande participação na minha formação de forma direta e indireta.
A CPRM e CRA pela oportunidade de estágio, agregando mais conhecimento
e experiência na minha vida profissional, ao GPA pela oportunidade no início do
curso com uma bolsa de iniciação científica através da Professora Débora Rios.
Ufa!!!! Acabei.....
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Gerreiros são pessoas são fortes, são frágeis
Gerreiros são meninos por dentro do peito
Precisam de um descanso Precisam de um remanso
Precisam de um sonho que os tornem perfeitos
Luis Gonzaga Jr,
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RESUMO
O cinturão de dobramentos e cavalgamentos do Espinhaço Setentrional envolve as
unidades do supergrupo Espinhaço, de idade paleo-mesoproterozóica, plutônicas do
Complexo Lagoa Real, de idade 1.75 Ga e o embasamento do Bloco Gavião. O
objetivo geral desta monografia é proceder ao mapeamento geológico das cercanias
da cidade de Caetité, com ênfase na caracterização do arcabouço estrutural e
estudo do metamorfismo nas unidades da Formação Mosquito. Neste contexto, as
unidades mapeadas foram: i) metarenitos e metaconglomerados da Formação Salto;
ii) augen-gnaisses e sienitos do Complexo Lagoa Real; iii) associação de formação
ferrífera, rochas cálcio-silicáticas, quartzitos e xistos da Formação Mosquito. A
paragênese mineral metamórfica progressiva sin a tardi-tectônica observados na
Formação Mosquito é marcada por: estaurolita, anfibólio, cianita, biotita verde,
quartzo, opacos, calcita, quartzo, sugerindo condições de fáceis anfibolito em
intervalo entre 520 e 660ºC, na zona da estaurolita. Por outro lado, a paragênese
retrograda tardi-tectônica é marcada por calcita, clorita, quartzo, anfibólio (actinolita)
sugerindo condições de fácies xisto verde com intervalos 300 e 400ºC, na zona de
clorita. Nas unidades da Formação Salto, a presença da sericita fina sugere
condições de metamorfismo de fácies xisto verde a subxisto-verde. Neste sentido, o
metamorfismo diminui de leste para oeste. O levantamento estrutural revelou a
existência de três fases deformacionais. A primeira fase (Fn-1) é marcada por
foliação milonítica. Segunda fase (Fn) foi dividida em dois estágios, o primeiro, Fn', é
marcado por rampas de empurrão com vergência para W, boudins de quartzos,
dobras intrafoliais e de arrastos; o segundo, Fn'', está representado por dobras
regionais que estão associadas a zona de cisalhamento, em modelo clássico de
cinturões de dobramentos e cavalgamentos. A última fase, Fn+1, é marcada por
dobras em kinkbands e de crenulaçao, com desenvolvimento de clivagem. A
assimetria das primeiras sugerem vergência para leste. A evolução deformacional
da área está relacionada com regimes compressivos e distensivos que se
sucederam, em que o embasamento esteve envolvido na deformação da cobertura
metassedimentar.
Palavras-chaves: Formação Mosquito, metamorfismo e rampas de empurrão.
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ABSTRACT
The folding and thrusting belts of Espinhaço Setentrional involves the units of
Espinhaço Supergroup, with age of paleo-mesoproterozoic, plutonics from Lagoa
Real Complex, with age of 1.75 Ga and the basement of Gavião Block. The general
objective of this monograph is to proceed to the geological mapping in the
surrounding cities of Caetité, with emphasis on the characterization of the structural
pattern and study of the metamorphism from units of Mosquito Formation. In this
context, the units mapped were: i) metarenites and metaconglomerate of Salto
Formation; ii) the augen-gneiss and sienites of Lagoa Real Complex; iii) association
of iron-formation, calcium-silicates rocks, quartzites and schist of Mosquito
Formation. The sin to tardy-tectonic progressive metamorphic mineral paragenesis
observed in the Mosquito Formation is marked by: staurolite, amphibole, cianite,
green biotite, opaques quartz, calcite, quartz, suggesting that the condition of
anfibolite´s facies in interval between 520 and 600ºC, in the staurolite zone. By the
other hand, the tardy-tectonic retrograde paragenesis by the calcite, chlorite, quartz,
amphibole (actinolite) suggesting a condition to green schist facies with a interval of
300 and 400ºC, in the chlorite zone. In the units of Salto Formation, the presence of a
thin sericite suggest that the condition of metamorphism of green schist facie to
green-subschist. In this sense, the metamorphism gets minor from east to western.
The structural survey shows the existence of three deformation phases. The first
phase (Fn-1) is marked by a milionitic foliation. The second phase (Fn) was divide in
two stages, the first one, Fn´, is marked by thrusting slopes with the vergence to W,
quartz´s boudins, intrafoliaceous of dragging, the second, Fn’’, is represented by
regional folding that are associated with the sharing zones, the classic model of belts
of folding and thrusting. The last phase, Fn+1, is marked by kinkbands and
crenulation folds. The asymmetry of the first ones, suggest that the vergence is to
east. The deformational evolution of this area is related with the compressive
regimen and distensive that are succeeded, in that the basement was involved in the
deformation of metasedimetary cover.
Palavras-chaves: Formação Mosquito, metamorphism and nappes.
Figura 3.3 - Diagrama petrogenético para o sistema Fe, h, Al, Si em rochas
pelíticas. Fonte: Burcher & Frey (2002). Em verde está marcado as condições
associadas com o metamorfismo progressivo das rochas estudadas...................
66
Figura 3.4 – Mapa metamórfico da área de trabalho............................................
73
Figura 3.5 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da foliação Sn. Hemisfério inferior. N= número de medidas. .........................................................
76
Figura 3.6 – Diagrama estereográfico da Lxn da fase Fn. Hemisfério inferior.
N= número de medidas..........................................................................................
76
Figura 3.7 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da Lb crenulação da fase Fn+1...............................................................................................................
77
Figura 3.8- Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da clivagem de
crenulação fase Fn+1............................................................................................. 78
38
Figura 3.9 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da fraturas desenvolvidas sobre a clivagem de crenulação da fase Fn+1...............................
78
Figura 3.10 – Blocos diagramas mostrando a evolução das fases de
deformação a) Fase Fn’; b) Fase Fn’’ e c) Fase Fn+1...........................................
79
39
LISTA DE TABELAS
Tabela 2.1 – Propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo
Espinhaço na Chapada Diamantina (Guimarães et al. 2005)................................
40
Tabela 3.1 – Reações metamórficas progressivas, ocorrentes nos xistos..........
72
Tabela 3.2 – Mostra de forma abrangente a relação entre as fases de
SRP Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí) St Estaurolita
Zc Zircão
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CAPITULO 1 - INTRODUÇÃO O Cráton do São Francisco representa a porção da placa homônima em que o
embasamento cristalino foi poupado das deformações brasiliana (Almeida 1977).
Está circundado por um conjunto de faixas móveis, denominadas a leste de Faixa
Brasília, a norte, Rio Preto e Riacho do Pontal, a noroeste a Faixa Sergipana e a
sudeste, a Faixa Araçuaí (Figura 1.1). É constituído por um conjunto de rochas
gnáissico-migmatíticas de idades que datam o arqueano (Bastos Leal 1988; Bastos
Leal et al. 1996, 1997, 1998), seqüências vulcanossedimentares de idades
arqueana-paleoproterozóica (Cunha, J. C. & Silva, M. G. 1999) e por um conjunto de
plutônicas paleoproterozóicas (Bastos Leal 1988). No Paleo e no Neoproterozóico,
tais unidades serviram como substrato para a sedimentação de rochas vulcânicas e
terrígenas do Supergrupo Espinhaço e marinhas a glácio-marinhas do Supergrupo
São Francisco, respectivamente. A consolidação do seu substrato deve-se a um
evento colisional desenvolvido no final do Paleoproterozóico entre os blocos Gavião,
Serrinha e Jequié (Barbosa & Sabaté 2002).
Notadamente em seu interior, uma faixa com orientação, aproximadamente,
NS, delimita o Aulacógeno do Paramirim (Pedrosa-Soares et al. 2001), uma
estrutura distensional que corresponde, in totum, ao Aulacógeno do Espinhaço, de
Moutinho da Costa & Inda (1982). No Neoproterozóico, a interação entre o
Aulacógeno do Paramirim e a Faixa Araçuaí levou à estruturação de um corredor de
deformação, o Corredor do Paramirim (Alkmim et al. 1993) (Figura 1.2), cuja zona de
máxima inversão posiciona-se a sul do paralelo 13º S.
46
FAIXA RIACHO DO PONTAL
Figura 1.1 – O Cráton do São Francisco, suas faixas marginais o Aulacógeno do Paramirim. Fonte:
Cruz (2004).
A evolução estrutural do Corredor do Paramirim é marcada pela superposição
de fases deformacionais e pelo aumento do grau metamórfico em direção a sul
(Cruz & Alkmim 2006). Neste contexto, zonas de cisalhamento reversas a destral-
reversas de idade neoproterozóicas são nucleadas no embasamento e
possivelmente representam reativações de estruturas antigas (Cruz 2004, Cruz &
Alkmim 2006, Guimarães et al. 2006, Cruz et al. 2007). A identificação dessas zonas
levou Cruz & Alkmim (2006) propor que a porção sul do Corredor do Paramirim fosse
excluída do Cráton do São Francisco e inserida na porção setentrional do Orógeno
Araçuaí. No cenário regional desse compartimento do Orógeno Araçuaí, tais zonas
circundam domínios com estruturas dômicas que foram pouco ou nada deformadas
pelas estruturas do corredor em questão. Além disso, essas estruturas hospedam
depósitos de ferro e manganês, além de cálcio-silicáticas, xistos e mármores cujo
Salvador
ATLÂNTICO
OCEANO
FAIXA BRASÍLIA
ORÓGENO
ARAÇUAÍ
FAIXA RIO PRETO
0 200km
EMBASAMENTO (>1,8 GA)
COBERTURAS PROTEROZÓICAS
COBERTURAS FANEROZÓICAS
CINTURÕES BRASILIANOS
N
AULACÓGENO DO PARAMIRIM CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
Área de Trabalho
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significado geológico ainda é motivo de controvérsia. Em especial, na região de
Caetité, Bahia, tais rochas foram agrupadas na Formação Mosquito (Rocha 1991,
Barbosa & Dominguez 1996). Essa monografia pretende contribuir com o estudo da
evolução metamórfica da dessa formação, assim como com o entendimento das
relações geométricas entre as estruturas nucleadas durante a evolução do Corredor
do Paramirim na região de Caetité, Bahia.
CD
Monte Alegre do Piauí
12 00`o
SRP
41 00`o43 00`o
BJ
BG
14 00`o
ESMacaúbas
Piripá
Supergrupo Espinhaço
Embasamento (> 1.8 Ga)
Complexo Lagoa Real
Supergrupo São Francisco
Coberturas mesozóicas
Coberturas cenozóicas
0 150 km
Corredor do Paramirim
O AULACÓGENODO
PARAMIRIMCaetité
Área de Trabalho
Figura 1.2 - Arcabouço geológico do Corredor do Paramirim. ES- Cinturão de Dobramentos e
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, CD- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos
da Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco
Jequié. Fonte: Cruz (2004).
1.2. Área selecionada para estudo
A área de estudo possui 56 km2 e está localizada nas proximidades da cidade
de Caetité, imediatamente a norte, na região sudoeste do Estado da Bahia (Figura
1.3).
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1.3. Contextualização e apresentação do problema O Corredor do Paramirim representa a porção invertida do Aulacógeno
homônimo, no Neoproterozóico (Cruz & Alkmim 2006). Compreende as unidades do
embasamento mais antigo que 1.8 Ga, incluindo rochas gnáissicas-migmatiticas e
seqüências vulcanossedimentares (Cunha & Silva 1999), as rochas plutônicas do
Complexo Lagoa Real e do Supergrupo Espinhaço, de idade paleoproterozóicas
(Turpin et al. 1988, Cordani et al. 1992, Pimentel et al. 1994, Cruz 2004), um
conjunto de rochas básicas intrusivas, de idade mesoproterozóica (Guimarães et al.
2005), e as unidades do Supergrupo São Francisco, do Neoproterozóico. O
levantamento estrutural, no corredor em questão realizado por Cruz (2004) e Cruz &
Alkmim (2006) demonstrou uma história evolutiva complexa, que se inicia com o
desenvolvimento de zonas de cisalhamento e dobras com orientação,
aproximadamente, segundo E-W, e vergentes para NNW. O principal registro dessa
deformação é a zona de cisalhamento Brumado-Caetité (Figura 1.2).
Posteriormente, essas estruturas foram truncadas por um conjunto de zonas de
cisalhamento e dobras posicionadas, em geral, segundo NS. Tais estruturas foram
responsáveis pela geração do cinturão de dobramentos e cavalgamentos da
Chapada Diamantina e do Espinhaço Setentrional, tendo culminado com a inversão
do Aulacógeno do Paramirim. Seus registros podem ser encontrados nas unidades
do embasamento e de preenchimento do aulacógeno, conferindo-lhes, portanto,
uma idade neoproterozóica. Tais falhas foram reativadas no Meso e
Neoproterozóico (Danderfer-Fo 2000) e responsáveis por colocar as unidades do
embasamento sobre o Supergrupo Espinhaço, no Cinturão de Dobramentos e
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional (Figura 1.2).
Na borda leste do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional, especialmente na região de Caetité, afloram um conjunto de
formações ferríferas, cálcio-silicáticas, mármores e cianita-granada-estaurolita xistos
que, de acordo com Moraes et al. (1980) pertencem à seqüências
vulcanossedimentares do embasamento. Entretanto, para Rocha (1990) tais rochas
correspondem às unidades basais do Supergrupo Espinhaço. Além da controvérsia
quanto ao seu posicionamento estratigráfico, tais unidades hospedam um arcabouço
estrutural complexo, ainda pouco conhecido. Além disso, poucas são as informações
a cerca do registro metamórfico associado com essas deformações.
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Figura 1.3 – Mapa de situação e localização da área de estudo
Diante do exposto, surgem as seguintes questões: qual o registro
deformacional-metamórfico da Formação Mosquito no Cinturão de Dobramentos e
Cavalgamentos da serra do Espinhaço Setentrional? Qual a relação estrutural entre
essas rochas, as do Complexo Lagoa Real e as do Supergrupo Espinhaço?
Responder a essas questões representa, além de contribuir com uma
controvérsia histórica, que trata da delimitação das deformações brasilianas ao
longo do Corredor do Paramirim, contribuirá para o entendimento da evolução
metamórfica associada com as deformações presentes na borda leste da Serra do
Espinhaço Setentrional, na região de Caetité. Apesar do imenso volume de solo,
alguns afloramentos puderam ser identificados permitindo a realização do presente
trabalho e a contribuição no sentido de esclarecer as questões acima relacionadas.
1.4. Objetivos
O objetivo geral desta monografia é proceder ao mapeamento geológico das
cercanias da cidade de Caetité, com ênfase na caracterização do arcabouço
estrutural e estudo do metamorfismo nas unidades da Formação Mosquito.
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Como objetivos específicos têm-se:
a) Identificar as unidades aflorantes na área de estudo e o seu arcabouço
estratigráfico;
b) Levantar o arcabouço estrutural com vistas a identificar as fases
deformacionais e as relações entre as unidades;
c) Realizar o estudo da evolução metamórfica da Formação Mosquito;
d) Elaborar em módulo de evolução deformacional contemplando as
informações obtidas.
1.5. Justificativa
Apesar da área de estudo ter sido palco de diversos trabalhos de
mapeamento ao longo dos últimos 30 anos, tais como os produzidos por Moraes et
al. (1980), Rocha (1990) e Souza et al. (1994), controvérsias importantes ainda
existem a cerca do empilhamento litoestratigráfico das unidades aflorantes, da sua
evolução deformacional e metamórfica. Desta forma, essa monografia vem contribuir
de forma significativa para o entendimento da evolução geológica da área com vistas
a elucidar o papel das deformações brasilianas na estruturação das unidades na
borda leste da Serra do Espinhaço Setentrional, assim como os aspectos
relacionados com o metamorfismo associado a essas deformações.
1.6. Método de trabalho Para cumprir os objetivos propostos serão realizadas as seguintes atividades:
1.6.1 Revisão Bibliográfica O levantamento em questão foi realizado através da aquisição e leitura de
artigos, projetos e resumos científicos que abordem a área de trabalho.
1.6.2 Fotointerpretação
Foi realizado trabalho de Fotointerpretação utilizando fotos aéreas da
AERODATA (06/88) e CONAN (06/87) na escala 1:32.500.
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1.6.3 Trabalhos de Campo Para atingir os objetivos propostos foram realizados oito dias efetivos de
campo. Durante esses trabalhos procedeu-se à identificação das unidades, o
levantamento do arcabouço estrutural e a coleta de amostras para estudos
petrográficos e a visita e descrição de 27 afloramentos (Figura 1.4). A área de
trabalho possui poucas exposições de rocha, tendo em vista o espesso manto de
intemperismo. Entretanto os afloramentos são de ótima qualidade.
Figura 1.4 – Localização dos afloramentos na área de trabalho
1.6.4 Estudos petrográficos e petrológicos Para esses estudos foram preparadas um total de 46 seções delgadas, sendo
que 19 foram coletadas em afloramentos e outras 27 foram fornecidas pela Bahia
Mineração LTDA. Neste caso, tratam-se de amostras de furo de sonda.
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1.6.5 Tratamento dos dados estruturais Os dados estruturais coletados em campo foram organizados em planilha
Excel e transformados em diagramas estereográficos utilizando o programa
STEREONET (versão 3.2, for Windows). 1.6.6 Análise dos dados e elaboração da monografia Todos os dados geológicos obtidos em campo e em laboratório foram
organizados e interpretados. Em seguida, procedeu-se à elaboração da monografia
em apreço.
1.7 Organização da monografia A presente monografia foi organizada em quatro seções. Na primeira seção é
apresentada a introdução, que consta da apresentação do problema, objetivos,
justificativa e método de trabalho. A segunda seção apresenta os aspectos da
Geologia Regional, ao passo que a terceira seção mostrará os resultados do
mapeamento geológico, abordando a descrição das unidades nas escalas meso e
macroscópicas, os resultados do estudo do metamorfismo e do arcabouço estrutural
e a evolução tectônica da área de estudo. A quarta e última seção apresenta as
conclusões do trabalho.
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CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
2.1. Introdução O Orógeno Araçuaí-Oeste Congo localiza-se na província Mantiqueira. No
Brasil, esse Orógeno se estende desde o estado de Minas Gerais até o litoral
Atlântico, entre os paralelos 15° e 21°S, ao passo que na África encontra-se entre os
paralelos 2° e 10° S (Figura 2.1). Em sua contraparte brasileira, especificamente em
relação ao Cráton do São Francisco, posiciona-se em seu limite sudoeste, estando a
sua evolução relacionada com a tectônica brasiliana (Almeida 1977). Em domínios
continentais, esse orógeno interceptou unidades do embasamento mais antigo que
1.8 Ga, em especial, o Bloco Gavião, posicionado em seu limite mais a norte. A
evolução do Orógeno Araçuaí levou à inversão de riftes e estruturas aulacogênicas,
dentre elas, o Aulacógeno do Paramirim. Este aulacógeno abrigou a sedimentação
dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, que evoluiu desde o paleoproterozóico
até o Neoproterozóico (Schobbenhaus 1996, Danderfer–Filho 2000) e representa o
braço abortado de um sistema que, a sul, teria evoluído para uma margem passiva
(Pedrosa-Soares et al. 2001). Durante as colisões neoproterozóica toda a margem
passiva foi envolvida nas deformações, tendo o front orogenético avançado em
direção às porções mais externas, a norte, e sido responsável pela inversão parcial
do Aulacógeno do Paramirim.
De acordo com Alkmim et al. (2007) (Figura 2.2.), no Orógeno Araçuaí podem
ser encontrados dez compartimentos tectônicos, quais sejam: o Cinturão de
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional; a Zona de Cisalhamento da
Chapada Acauã; a zona de dobramentos de Salinas; o Corredor Transpressivo de
Minas Novas; a Saliência do Rio Pardo e sua zona de interação com o Aulacógeno
do Paramirim; o Bloco de Guanhães; a Zona de Cisalhamento de Dom Silvério e
estruturas associadas; a Zona de Cisalhamento de Itapebi e estruturas associadas;
o núcleo cristalino (a zona interna de alto grau que representa o núcleo do orógeno);
e o Cinturão Oeste-Congolês.
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Figura 2.1 - O Orógeno Araçuaí na região central do Paleocontinente Gondwana (modificado de
Alkmim et al. 2006). FA, traços estruturais da Faixa de Dobramentos Araçuaí (sensu Almeida 1977);
ZI, zona de interferênciado Orógeno Araçuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A,
Amazônico; K, Kalahari; PP-RP, Paraná-Paranapanema-Rio de la Plata; SF-C, São Francisco-Congo;
SL-OA, São Luís - Oeste Africano. Extraído de Pedrosa-Soares et al. (2007)
A área de trabalho encontra-se inserida na porção norte do Orógeno Araçuaí,
no compartimento denominado de Saliência do Rio Pardo (Figura 2.2). A norte, a
Saliência do Rio Pardo conecta-se com o Corredor do Paramirim, que corresponde à
porção do Aulacógeno do Paramirim que foi invertida durante a deformação
brasiliana e abriga os cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da
Chapada Diamantina, que por sua vez envolvem o embasamento mais antigo que
1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de 1.75 Ga, rochas metassedimentares dos
supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas básicas (Figura 2.3). Assim,
a Saliência do Rio Pardo corresponde à porção do Corredor do Paramirim cujas
55
deformações são marcadas por estruturas E-W que foram desenvolvidas por efeito-
reflexo associado com as colisões entre a Placa São Franciscana e Amazônica.
Neste capítulo serão apresentadas as unidades que compõem o Corredor do
Paramirim assim como serão apresentados alguns modelos de evolução tectônica
regional.
Área de Trabalho
Figura 2.2 - Compartimentos tectônicos do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental: SE: Cinturão de
Cavalgamentos da Serra do espinhaço Meridional; CA: Zona de cisalhamento da Chapada Acauã; S:
Zona de dobramentos de salinas; MN: Corredor transpressivo de Minas Novas; RP Saliência do Rio
Pardo e zona de interação com o Aulacógeno do Paramirim; BG: Bloco de Guanhães; DS Zona de
Cisalhamento de Dom Silvério; I: Zona de Cisalhamento de Ttapebi; NC: Núcleo cristalino; OC: Faixa
Oeste-Congolesa. Extraído de Alkmim et al. ( 2007).
56
Faixa Riacho do
Figura 2.3 - Cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da Chapada Diamantina, que
por sua vez envolvem o embasamento mais antigo que 1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de
1.75 Ga, rochas metassedimentares dos supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas
básicas.
2.2 .Unidades Litoestratigráficas
Nesta seção serão descritas as unidades litoestratigráficas que compõem o
Corredor do Paramirim.
2.2.1.Embasamento
Contido no Bloco Gavião, o embasamento é dividido em unidades gnáissico-
migmatíticas correspondendo aos TTGs e em seqüências vulcanossedimentares
com as associações vulcano-máfico e vulcano-ultramáfico, formações ferríferas,
2.2.3. Supergrupo Espinhaço Regionalmente, as unidades do Supergrupo Espinhaço estão inseridas em
dois domínios fisiográficos: Serra do Espinhaço e Chapada Diamantina. O início
evolução da bacia que abrigou os sedimentos desse supergrupo ocorreu no
Estateriano por volta de 1,75 Ga (Brito Neves et al. 1979) e evoluiu até o Toniano,
em cerca de 850 Ma (Schobbenhaus 1993, 1996). Diversas propostas já foram
aventadas para explicar o empilhamento estratigráfico do Supergrupo Espinhaço na
Chapada Diamantina (Tabela 2.1). Além disso, propostas de correlação entre as
unidades desse supergrupo que afloram nas serras do Espinhaço Setentrional e na
Chapada Diamantina também já foram apresentadas por diversos autores, tais como
Dominguez (1996) e Danderfer Filho (2000).
No Espinhaço Setentrional, Rocha (1991) e Dominguez & Rocha (1989)
prepuseram uma estratigrafia representada pelos Grupos Borda Leste, na base, e
Serra Geral, no topo. Para esses autores, o Grupo Borda leste é constituído pelas
formações Mosquito que está sotoposta às formações Pajeú, Bom Retiro e Riacho
do Bento. A Formação Mosquito é composta na base por quartzitos com laminação
paralela, xistos, com granada e cianita. Sotoposto aos quartzitos ocorrem filitos
interestratificados de ambiente marinho plataformal com influência de tempestades.
As intercalações do quartzito e filito vão diminuindo para o topo, predominado filitos
com formações ferromanganesíferas bandadas.
O grupo Serra Geral foi definido por Dominguez & Rocha (1989) e Rocha
(1991) (Figura 2.6). Segundo esses autores, o seu contato com o Grupo Borda Leste
se faz através de uma discordância erosiva. Na base esse grupo está representado
por sedimentos flúvio-eólicos da Formação Salto, constituída por quartzitos com
estratificações cruzadas acanalada e lentes de seixos estirados de xistos, quartzitos
e de rochas da formação ferríferas. Tais sedimentos foram depositados em
ambiental fluvial. Em direção ao topo, as camadas são compostas por quartzitos
finos a médios, com laminação plano-paralela que gradam para quartzitos com
estratificação cruzada de grande porte de origem eólica.
Acima da Formação Salto ocorre a Formação Sítio Novo (Rocha 1991), sendo
esta constituída por três litofácies. A primeira é composta por quartzitos médios,
sericíticos com um grande volume de estratificações do tipo acanaladas; a segunda
possui quartzitos com granulação mais fina, coloração avermelhada e presença de
62
sericita, que ocorre intercalados com camadas finas de filito grafitoso de coloração
cinza e com estruturas plano paralelas; a terceira é composta por quartzitos de
granulação de média a fina sendo com estratificação cruzada do tipo hummocky e
marcas onduladas de granulação grossa do tipo ripple (Rocha 1991). Tabela 2.1 - Propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço na Chapada
Diamantina (Guimarães ET al.2005).
Na Chapada Diamantina diversas propostas foram sugeridas para explicar o
empilhamento estratigráfico do Supergrupo Espinhaço (Tabela 2.1). A partir de 1978
foram identificados três grupos principais, denominados de Grupo Rio dos
Remédios, Grupo Paraguaçu e Grupo Chapada Diamantina. No Grupo Rio dos
Remédios foi incluído um conjunto de rochas vulcânicas ácidas a intermediárias
constituídas por riolitos, riodacitos (Barbosa & Dominguez 1996) com idade de 1.75
Ga (Babinski et al. 1999).
Para Inda & Barbosa (1978), Barbosa & Dominguez (1996) e Schobenhaus
(1996), o Grupo Paraguaçu (Derby 1906 apud Barbosa & Dominguez 1996) é
constituído da base para o topo por conglomerados e arenitos fluviais (Formação
Ouricuri do Ouro), que gradam para quartzitos e metarenitos finos bem
selecionados, com estratos cruzados de grande porte, ambiente eólico (Formações
Mangabeira e Lagoa de Dentro, que por sua vez são sobrepostos por ardósias e
63
metassiltitos laminados com gretas de contração e marcas de ondulação
assimétrica, de ambiente marinho (Formação Açuruá de Inda & Barbosa 1978 e
Barbosa & Dominguez 1996). Recentemente, Guimarães et al. (2005) reconheceu a
Formação Serra da Gameleira (conglomerados fluviais) que ocorrem sotoposta ao
Grupo Rio dos Remédios (Tabela 2.1).
Figura 2.6 - Coluna estratigráfica esquemática da região pesquisada por Rocha, mostrando o
embasamento, os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos.
Legenda: 1 a 3 Estratificação cruzada: 1- Acanalada pequeno porte; 2- Acanalada grande porte; 3 –
Gnaisses; 12 – Formação ferromanganesífera do embasamento. Modelo deposicionais: A – Ambiente
marinho profundo (possível talude), com lobos turbidíticos; B – Ambiente litorâneo (shoreface), com
tempestade; C – Ambiente continental flúvio-eólico; D – Plataforma marinha rasa, com tempestades.
Fonte: Rocha (1991).
A partir do conhecimento existente na época, o Grupo Chapada Diamantina
foi subdividido nas Formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu por Inda &
64
Barbosa (1978) e Barbosa & Dominguez (1996). Por ouro lado, Schobbenhaus
(1996) e Guimarães et al. (2005) propuseram que essa formação fosse excluída do
Grupo Chapada Diamantina. Segundo Dominguez (1993), a Formação Tombador é
composta por arenitos e conglomerados preenchendo depressões do embasamento
cristalino arqueano a paleoproterozóico. Ainda segundo esse autor, esta formação
compreende fácies fluviais e eólicas. As fluviais são caracterizadas por ciclos com
granodecrescência ascendente e as eólicas, por granulometria bimodal,
estratificações cruzadas de médio porte e superfícies de deflação. Silveira et al.,
(1989) e Silveira (1991) colocam que os arenitos da formação Tombador gradam
para lamitos e arenitos finos da Formação Caboclo. Essa formação teria sido
depositada em ambiente de plataforma rasa e o aumento da profundidade da lâmina
d’água teria favorecido à formação de estratificação cruzada espinha de peixe, que
caracterizam a invasão marinha da Formação Caboclo (Silveira et al., 1989 e Silveira
1991).
As rochas da Formação Morro do Chapéu estão estratificamente
posicionadas acima da Formação Caboclo, sendo composta na base por
conglomerados e arenitos conglomeráticos com estratificação cruzada acanalada de
origem fluvial, que grada no sentido do topo arenitos bem selecionados com
estratificação cruzada de médio porte e lamitos com camadas ondular de forma
lenticular, sendo interpretado como deposição de ambiente estuarino (Silveira 1991
apud Barbosa & Dominguez 1996). O topo dessa formação consiste em uma
sucessão dominada por lobos deltáicos, esta formação é superposta pelos
sedimentos glaciais e carbonáticos do Grupo Una, do Supergrupo São Francisco.
Com relação ao modelo de evolução da Bacia que abrigou os sedimentos do
Supergrupo Espinhaço, o modelo de um sistema de riftes, evoluído a partir de
1,7Ga, para a deposição de Supergrupo Espinhaço no Estado da Bahia é aceito sem
restrições (Guimarães et al., 2005). O início dessa evolução é marcado por
magmatismo datado pelo método U-Pb em zircão em 1748Ma e 1752Ma,
respectivamente por Babinsky et al. (1994) e Schobbenhaus et al. (1994). Danderfer
Filho (2000) e Danderfer & Dardenne (2002) advogam a existência de sete eventos
sucessivos de bacias que teria se iniciado no paleoproterozóico e proceguido até o
Toniano. Guimarães et al. (2005), por outro lado, sugere uma história evolutiva mais
simples marcada pela presença de um rifte oriental, que teria abrigado a
65
sedimentação das unidades da Formação Gameleira e dos grupos Rio dos
Remédios e Paraguaçu (Figura 2.7).
Figura 2.7 - Compartimentação tectônica da Chapada Diamantina Ocidental( Guimarães et al. 2005).
2.2.4. Intrusivas básicas De acordo com Correa-Gomes et al., (1996), na província Chapada
Diamantina-Paramirim podem ser reconhecidas três gerações filoneanas de diques,
relacionadas a intrusões dos blocos Paramirim e Gavião com idades entre 1,3 Ga a
0,6 Ga. Guimarãres et al. (2005) coloca que os diques e sills máficos são corpos
que estão distribuídos regionalmente, onde intrudiram as unidades das formações
Tombador e Caboclo. De acordo com esses autores, as dimensões dos diques são
bastante variáveis, podendo estender seu comprimento em até dezenas de
quilômetros. Esses autores estudaram um corpo de rocha básica que aflora na
66
localidade de Lagoa do Dionísio, a norte da Chapada Diamantina. Trata-se de um
gabro isotrópico de textura inequigranular composto por cristais de plagioclásio
saussitirizado e augita parcialmente tremolitizada, sendo de filiação toleítica. As
idades U-Pb obtida por aqueles autores em zircões dessas rochas foi de 1496,1±3,2
Ma. De acordo com esses autores, essa idade é muito próxima ao que foi
encontrado por Babinski et al. (1999) em dique de anfibólio-gabro na região de
Brotas de Macaúbas sendo U-Pb em zircão com idade 1514 Ma.
2.2.5. Supergrupo São Francisco Distribuído amplamente no Estado da Bahia, o Supergrupo São Francisco
aflora na Bacia do São Francisco e na Chapada Diamantina, representado pelos
grupos Macaúbas e Una, respectivamente (Barbosa & Dominguez 1996).
Na Bacia do São Francisco está representado pelo Grupo Macaúbas, que
compreende um conjunto de metassiltitos com níveis de metarenitos de granulação
grossa, além de diamictitos (Barbosa & Dominguez 1996). Na Chapada Diamantina,
os estudos realizados por Misi (1979) e Chang et al.(1988) demonstram que o Grupo
Una é composto por sedimentos siliciclásticos e calcários interestratificados,
chegando a alcançar mais de mil metros de espessura. Segundo Barbosa &
Dominguez (1996) o Grupo Una é composto pela Formação Bebedouro (diamictitos
associados com geleiras) e pela Formação Salitre (engloba rochas carbonáticas, tais
como calcarenitos, calcilutitos, dolomitos, estromatólitos, arenitos, siltitos associadas
com ambiente marinho).
2.3. Evolução tectônica do Bloco Gavião e do Corredor do Paramirim A área de trabalho possui uma evolução tectônica complexa, cujos estudos
desenvolvidos nas últimas décadas apontam para uma evolução desde o arqueano
ao paleoproterozóico (Figura 2.8).
No Arqueano de acordo com Arcanjo et al. (2000), ocorreram 3 estágios de
evolução, primeiro estágio inicia em 3.300Ma com formação da crosta siálica
primitiva, constituída por protólitos do Complexo Gnáissico-Migmatítico e por
segmentos do Complexo Paramirim. O segundo estágio ocorreu entre 3.300 a
3.200Ma com a fragmentação da crosta siálica primordial e com a estruturação de
67
sistema de rifts na direção predominante WNW-ESE; ocorre a deposição de
associações vulcanossedimentares (protólitos dos complexos Ibitira-Ubiraçaba,
Ibiajara, Boquira e Riacho de Santana; sendo os dois últimos estão representados
na (Figura 2.8), com seqüências mais completas com evolução em direção a S-SW,
culminando nesta porção com geração de assoalho oceânico. O terceiro e último
estágio ocorreu entre 3.000 a 2.700Ma (Figura 2.8 B) iniciando com orogênese, com
subducção de placa oceânica sob placa oceânica para N-NE, fusão parcial da placa
oceânica subductada, com produção de plútons TTG, protólitos de porções dos
complexos Santa Isabel e Paramirim (Apo e Apm); neste contexto houve a formação
de um prisma acrescionário. A evolução finaliza com o desenvolvimento de
deformação tangencial e metamorfismo nas fácies xisto verde e anfibolito.
No Paleoproterozóico, de acordo com Arcanjo et al. (2000) ocorreu um
estágio dividido em duas fases. A primeira fase ocorreu entre 2.400 a 2.300 Ma
(Figura 2.8 C), a partir da qual se inicia a orogênese com deformação tangencial e
cavalgamentos para W-SW, reorientando as estruturas pretéritas para NNW-SSE. O
metamorfismo atinge fácies granulito em alguns setores como o Complexo Santa
Isabel. A segunda fase ocorreu de 2.200 a 2.000 Ma (Figura 2.8 D) com
espessamento crustal promove a fusão parcial da porção inferior da crosta siálica,
gerando migmatização e retrabalhando as litologias existentes, seguido de um
período de relaxamento pós-compressional do orógeno com geração de
magmatismo híbrido (componente mantélica de natureza alcalina+produto da fusão
parcial de crosta TTG) produzindo intrusões granitóides metaluminosas de filiação
calcialcalina de alto K (Batólito de Guanambi e granitos de Boquira e Veredinha).
Por outro lado, através de dados estruturais, metamórficos e radiométricos,
Barbosa & Sabaté (2002) sugerem que durante o Paleoproterozóico o Bloco Gavião
teria participado das colisões que estruturaram o Orógeno Itabuna Itabuna-Salvador-
Curaçá (Figura 2.9). As colisões ocorreram com movimentos dos blocos no sentido
NW para SE, sendo deduzida através de falhas de empurrão e zonas transcorrentes
tardias. A diferença entre os modelos de Arcanjo et al. (2000) e Barbosa & Sabaté
(2002) é que para os segundos autores no Paleoproterozóico as colisões no Bloco
Gavião ficaram restritas à seu limite leste, ao passo que Arcanjo et al. (2000)
defendem um cinturão de dobramentos e cavalgamentos entre os blocos Gavião e
Guanambi-Correntina.
68
Figura 2.8 – Perfis esquemáticos do modelo evolutivo do Corredor do Paramirim durante o
Arqueano/Paleoproterozóico. Fonte: Arcanjo et al. (2000).
69
Figura 2.9 - Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão Paleoproterozóica.
Extraído de Barbosa et al., (2003)
No Paleoproterozóico um sistema de riftes continentais e aulacógenos teriam
evoluído e abrigado a sedimentação do Supergrupo Espinhaço, assim como um
conjunto de vulcânicas e plutônicas ácidas e básicas teriam se posicionado na
crosta (Moutino da Costa & Inda, Schobenhaus 1993, 1996) (Figura 2.10). Para
Schobenhaus (1993, 1996), em tempos neoproterozóicos, uma segunda bacia teria
se instalado e abrigado os sedimentos do Supergrupo São Francisco (Figura 2.10).
Um conjunto de rochas alcalinas anorogênica da província Salto da Divisa datada
por Silva et al. (2002) (U/Pb em zircão) e apresentando idade por volta de 880 Ma
70
marcam essa segunda fase de rifteamento. Para Danderfer-Filho (2000), a evolução
dos supergrupos Espinhaço e São Francisco está relacionada com a superposição
de oito episódios de formação de bacias, que se instalaram entre 1.750 e 680 Ma.
Figura 2.10 - Modelo evolutivo esquemático dos riftes Espinhaço e Santo Onofre postulado por Schobbenhaus (1996) e parcialmente adaptado por Danderfer Fo (2000).
O aulacógeno do Paramirim não evolui para oceanização, ao passo que em
direção a sul o rifte entra em franco estágio de margem passiva (Pedrosa-Soares et
al. 2001, 2007). Esta fase é marcada pela intensa deposição de pelitos, em alguns
locais com característica químico-exalativos e meta basitos tipo MORB com idade de
800 Ma (Pedrosa-Soares et al. 2003).
71
No Orógeno Araçuaí são reconhecidos quatro estágios orogênicos
Soares et al. 2007) Estes estágios são caracterizados com base nas relações
estruturais e associações com a foliação regional, assinaturas geoquímicas e
isotópicas, e idades U-Pb das rochas que os representam (Pedrosa-Soares &
Wiedemann-Leonardos 2000, Pedrosa-Soares et al.2001, 2007). No estágio pré-
colisional considerado como estágio acrescionário, foi edificado o arco magmático
do Orógeno Araçuaí, representado pela Suíte G1 e rochas vulcânicas do Grupo Rio
Doce. A Suíte G1 é constituída principalmente por tonalitos e granodioritos. Os
corpos G1 são batólitos e stocks que apresentam a foliação regional, muitas vezes
milonítica, e outras estruturas impressas pela deformação sin-colisional, em quase
toda sua extensão. As idades encontradas TDM entre 1,2 e 2,2 Ga e dados
geoquímicos marcados por εNd entre -5 e -13, nas rochas do grupo G1 indica uma
suíte cálcio-alcalina representando o arco magmático de margem continental ativa,
com idades 630 e 585 Ma, produto e contribuição de magmas crustais predominante
sobre magmas mantélicos (Pedrosa-Soares et al. 2007).
A granitogênese do tipo S é encontrada na suíte G2, relacionado ao estágio
sin-colisional, é constituída essencialmente de granito peraluminoso composto por
granada e cordierita / sillimanita, ocorrendo também granito a duas micas e
granodiorito granatífero subordinados. Os granitos G2 ocorrem em batólitos, corpos
tabulares e stocks que registram a deformação regional marcada por foliação em
estado sólido, muitas vezes milonítica e geralmente paralela à prévia orientação de
fluxo ígneo (Nalini et al. 2000, Celino et al. 2000, Pedrosa-Soares & Wiedemann-
Leonardos 2000, Pedrosa-Soares et al. 2001, 2006, Pinto et al. 2001, Campos et al.
2004). As rochas que representam a suíte G3, do tipo S, tiveram origem no período
tardi- a pós-colisional do Orógeno Araçuaí (Pedrosa- Soares & Wiedemann-
Leonardos 2000, Pedrosa-Soares et al. 2007). As rochas típicas da Suíte G3 são
leucogranitos com granada e/ou cordierita, pobres em micas e livres da foliação
regional. Entretanto, variedades de granito micáceo, granatífero, com foliação
incipiente, podem também pertencer a esta suíte. Idades U-Pb de leucogranitos G3
indicam cristalização magmática no intervalo 545-520 Ma (Pedrosa-Soares et al.
2007). Feições petrográficas e estruturais evidenciam que os cordierita-granada
72
leucogranitos G3 são produtos autóctones e parautóctones da fusão parcial de
granitos G2 deformados, em episódio pós-cinemático à foliação regional.
Alkmim et al. (2003) sugerem um mecanismo para a formação do orógeno
denominado como Tectônica de Quebra-Nozes. Para esse modelo, as colisões que
ocorreram à distância, na Faixa Brasília, teriam causado o fechamento da bacia
Araçuaí e a rotação da Penísula São Francisco (Figura 2.11). Marshak et al., (2005)
propôs que no Orógeno Araçuaí o colapso gravitacional esta relacionado com o
estágio pós-colisional com idades entre 530-490 Ma, sendo observada evidências no
domínio externo do Orógeno, marcado por uma clivagem de crenulação íngreme
com mergulho para oeste, acompanhado por dobras com vergência para oeste, e
zonas de cisalhamento com teto abatido para leste. Já no domínio interno (Pedrosa-
Wiedemann 2000; Pedrosa-Soares et al., 2001) caracterizam este estágio do
domínio utilizando a quarta”G4” e a quinta”G5” geração deste granitos, sendo que
G4 é do tipo “I” e o G5 do tipo “S” Cruz et al. (2007) verificaram a existência de
feições de colapso orogenético na região do Corredor do Paramirim, tendo
encontrado idades de 480 Ma para as deformações.
Figura 2.11 – Ilustração dos estágios (a)de colisão, por volta de 560 Ma, e (b) de colapso
gravitacional, após movimento lateral da porção sul do orógeno, por volta de 500 Ma. Extraído de
Pedrosa-Soares (2007)
73
CAPÍTULO 3 - RESULTADOS DO MAPEAMENTO GEOLÓGICO E DA ANÁLISE ESTRUTURAL 3.1 Introdução A área de estudo foi mapeada na escala 1: 32.500, tendo sido descrito um
total de vinte sete afloramentos (Figura 1.4). A maior dificuldade encontrada no
mapeamento geológico deu-se em função da presença de espessas coberturas de
solo, muitas vezes alóctones, marcadas pela presença de linhas se seixos. A
individualização das unidades contou com o auxílio das fotografias aéreas, de
imagens Raster (Landsat e SRTM) (Figura 3.1) e amostras de furos de sondagem
fornecidas pela Bahia Mineração LTDA. Nessa seção serão apresentadas as
unidades litoestratigráficas, assim como o arcabouço estrutural da área pesquisada.
Figura 3.1 – Imagem SRTM usada durante os trabalhos.
3.2. Unidades litoestratigráficas O mapeamento geológico permitiu a identificação de três conjuntos principais
de rochas (Apêndice 1). i) Associação de formação ferrífera, rochas cálcio-silicáticas,
quartzitos e xistos da Formação Mosquito, que foram agrupadas nas seqüências
sedimentares do embasamento do Bloco Gavião, mais precisamente no Complexo
Urandi-Licínio de Almeida, seguindo a proposta de Moraes et al. (1980) e a
denominação adotada por Silva & Cunha (1999) e Delgado et al. (2004); ii) Augen-
74
gnaisses e sienitos do Complexo Lagoa Real; iii) Metarenitos e metaconglomeráticos
da Formação Salto, Supergrupo Espinhaço, de acordo com Rocha (1991,1992,
1998). As características petrográficas verificadas e as relações estruturais
levantadas no Complexo Licínio de Almeida permitem sugerir que os protólitos das
rochas foram gerados em ambiente marinho e que o conjunto, de deformados, ainda
mantém a estratigrafia original. Desta forma, as rochas calcio-silicáticas e as
formações ferríferas devem ser as unidades mais velhas de complexo, na área
estudada. O contato entre essas unidades possivelmente era gradacional. Desta
forma, em direção a leste, aumenta o conteúdo em calcio-silicáticas e diminui o
volume de formações ferríferas, sugerindo uma progradação continental nesse
sentido. Essas unidades possivelmente foram afogadas por pelitos, que
metamorfisados deram origem aos xistos, sendo esta a unidade mais nova.
Nesta seção serão apresentadas as características macro e microscópicas
das unidades cartografadas, assim como o arcabouço estrutural verificado em
campo.
3.2.1. Complexo Urandi-Licínio de Almeida (Formação Mosquito) Essa unidade é subdividida em três litofácies, quais sejam: i) cálcio-silicáticas
com mármores e xistos subordinados, ii) itabiritos e iii) xistos. O levantamento em
afloramento e a estruturação existente permitiram sugerir uma ordem de
empilhamento estratigráfico, em que as rochas cálcio-silicáticas estariam na base,
sendo estas superpostas pelas formações ferríferas e os xistos que estão sobre
estas duas unidades sugerindo variações laterais de composição em função de
processo regressivos em direção a leste. O contato entre essas unidades se faz a
partir de zonas de cisalhamento compressionais intraestratais, que possivelmente
mantiveram a estratigrafia original dentro da unidade. A figura 3.2 demonstra o
empilhamento tectônico-estratigráfico atual. Acredita-se que as estruturas
compressionais que atuaram nas unidades não promoveram a inversão
estratigráfica, tendo sido mantidas as relações estratigráficas primárias.
75
Xisto
FF CC
W E
Figura 3.2 – Coluna mostrando o empilhamento tectono-estratigráfico, Rochas metassedimentares
do embasamento do Bloco Gavião. CC – Rochas cálcio-silicáticas, FF- Formações ferríferas.
a) Cálcio-silicáticas com mármores e xistos subordinados
Essas rochas foram encontradas na região sul da área de trabalho, mas
precisamente na zona urbana da cidade de Caetité e perfaz em torno de 2% do total
cartografado. As unidades apresentam-se na forma alongada, com orientação
A clorita primária tem ocorrência rara com a estaurolita. Na maioria das vezes, a clorita
aparece como produto metamórfico retrógrado: biotita → clorita
Regressivo
95
Figura 3.4 – Mapa metamórfico da área de trabalho
Nas rochas calcio-silicáticas, como feição retrometamórfica tem-se o
crescimento de calcita associado com o anfibólio, formando textura de reação. Nos
xistos, ocorrem intercrescimentos de clorita nas bordas de biotitas metamórficas.
3.4. Arcabouço Estrutural
O levantamento estrutural revelou a existência de três fases deformacionais,
cujos registros estão apresentados na tabela 3.2. Para realizar o estudo da
vergência tectônica utilizou-se indicadores de movimento tais como estrutura S/C e
assimetrias de dobras. As condições metamórficas associada com as fases
identificadas, balizada pelas feições texturais apresentadas no item anterior também
foram apresentadas na tabela 3.2.
96
Tabela 3.2 – Estruturas associadas com as fases deformacionais identificadas em campo.
Fase
Estruturas associadas
Contexto tectônico
Metamorfismo
Fn-1
Foliação milonítica (Sn-1) e bandamento composicional paralelizado com a foliação principal.
?
Progressivo
Fn’
Rampas de empurrão com vergência para W (Fotografia 3.13), zonas de cisalhamento intraestratais, lineação de estiramento mineral(Lxn’), foliação milonítica (Sn’), boudins de quartzo (Fotografia 3.14). dobras intrafoliais (Fotografia 3.12) e de arrasto.
Compressional
Progressivo
Fn”
Dobras (antiformes e sinformes) regionais associadas a zonas de cisalhamento que cortam a estratigrafia e possuem vergência para W
Compressional
Progressivo sin-tectônico
seguido de retrógrado tardi-
tectônico
Fn+1
Dobras em kink (Fotografia 3.15), assimétricas, com vergência para leste; zona de cisalhamento distencional, dobras e clivagem de crenulação (Fotomicrografia 3.11).
Distensional
Retrógrado
A Fase Fn-1 está representada por uma foliação Sn-1, cujo contexto tectônico
não foi definido (Tabela 3.2).
Sn-1//Sn
Fotografia 3.12 – Dobras intrafoliais sin-Fn’ em rochas cálcio-silicáticas do Complexo Licínio de
Almeida, envolvendo a foliação Sn-1. Ponto J-01, coordenada 71932 /8443596.
97
A primeira fase deformacional Fn-1, pode ser observada em dobras intrafoliais
que envolve a foliação Sn-1. A segunda fase de deformação fase Fn’ é marcada por
rampas de empurrão com vergência para W, que apresentam-se confinadas a
estratos (intraestratais) (Fotografia 3.13), foliação milonítica, boudins em níveis
quartzosos (Fotografia 3.14), dobras intrafoliais (Fotografia 3.12), dobras de arrasto
e lineação de estiramento(Lxn’) (Tabela 3.2). A foliação Sn’ é marcada por biotita e
mica branca e esta orienta-se com plano máximo em N 345 / 20 SE (Figura 3.5). A
lineação de estiramento mineral(Lxn’) é marcada pela biotita e orienta-se segundo
16p/ 066 (Figura 3.6). Falhas intra-estratais e dobras de arraso, ambas com
vergência para W, além de intrafoliais foram geradas nessa fase de deformação.
Essa fase de deformação é marcada pelo desenvolvimento de estruturas intra-
estratais que provocaram cisalhamentos paralelos as camadas.
Fotografia 3.13 – Rampa de empurrão
intraestratais com vergência para W. Ponto J-01,
coordenada 771932 / 8443596.
Fotografia 3.14 – Boudin sin-Fn’ desenvolvido
em nível quartzoso imerso em rocha cálcio-
silicática. Ponto J-01, coord. 71932 /8443596.
Durante a Fase Fn’’, progressivamente à anterior, foram desenvolvidas
dobras regionais associadas a falhas de empurrão com vergência para oeste que
justapõem as unidades da área de trabalho e estrutura os contatos. Neste sentido,
formaram o antiforme na cidade de Caetité e as dobras sinforme nas laterais. As
estruturas anteriormente geradas foram rotacionadas. Acredita-se que essa fase de
deformação tenha sido responsável por justapor as unidades do Complexo Lagoa
Real sobre aquelas da Formação Mosquito e essas sobre a Formação Salto. A
mudança abrupta de metamorfismo entre as unidades da Formação Mosquito,
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metamorfisada em condições de anfibolito médio e a da Formação Salto, em
condições de metamorfismo de baixa temperatura sugere que as zonas de
cisalhamento sin-Fn’ cortaram as isógradas da área justapondo rochas com graus