mapeamento geológico e análise estrutural do afloramento da praia ...

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

Curso de graduação em Geologia

GABRIEL PARENTE DA SILVA ALEM MARINHO

MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DO

AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR,

BAHIA.

Salvador

2013



AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR,

BAHIA.

Monografia elaborada para obtenção do título

de Bacharel em Geologia pela Universidade

Federal da Bahia - UFBa.

Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira

Pereira Cruz

Co-orientadora: Profª. Drª. Jailma Santos de

Souza

Salvador

2013

TERMO DE APROVAÇÃO



AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR, BAHIA.

Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia,

Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

Salvador, 10 de setembro de 2013.

___________________________________________________

Profa. Dr(a). Simone Cerqueira Pereira Cruz – UFBA (Orientadora)

___________________________________________________

Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite – PETROBRAS (Examinador)

___________________________________________________

Geólogo Josafá da Silva Santos – UFBA (Examinadora)

Salvador, 10 de setembro de 2013.

“Sou argila.

Sedimento fino em suspensão.

Toda intempérie me carrega.

Parte de mim é erosão”.

Sedimento Fino

AGRADECIMENTOS

A concretização desta monografia não seria possível sem o apoio de algumas pessoas.

Então, sendo breve e objetivo, citarei, a seguir, os responsáveis pela realização de um sonho:

Meu pai e minha mãe, Jair Alem Marinho e Juciara Parente da Silva Marinho,

respectivamente. Minha irmã, Camila Parente da Silva Alem Marinho e meu irmão, Leonardo

Parente da Silva Alem Marinho. Fernanda Freitas Leal, minha parceira de sempre. Minha

professora e orientadora, Simone Cerqueira Pereira Cruz. Meu amigo e companheiro de

trabalho, Eduardo Luiz Vieira Carrilho. Rafael Ribeiro Daltro, meu semelhante. Diego Melo

Fernandes, Bianca Leone Barros, Rodolfo Santos Gasser, Drica Nascimento, Carlos Cruz,

Lucas Gontijo, Lucas Souza, Vitinho Abacaxi Matos, Fabinho, Pedroca, Ítala, Mário Coni,

M.V., Alexandre Moitinho, Nilsinho, Natália Fontes, Josafá Salsa da Silva Santos, Priscila

Freitas, os Brunos, Anderson Bunnyman Coelho, Muriel Murilove Figueiredo, Professor

Pedro Smeagol Maciel, galera de Barreiras, galera do NGB (Marcelo Carcará, Carolzinha,

Michelli, Vanderlúcia, Ravena), colegas formandos, professores, motoristas, Deraldo, Bossal,

Uenderson Eros, Vinicius Sabão Schirmer, Weltom, Daniel Leone, Paulo Henrique

Alexandrino das Virgens, Diego da Silva Leite, Vinicius da Cruz Queiroz dos Santos, Ariadne

Gomes, Fernando Lima Barbosa, Eduardo Reis de Carvalho, Celmário Mineiro Brandão,

Fabão, Jorge, Jairo, Vagner Tatuzinho, Anderson Lobo, Samuel Carvalho, Niaro Gonçalves F.

Silva, Adílio Domingos, Juliete, Malu... Seguramente, muito mais pessoas e situações fazem

parte dessa soma. Também é necessário agradecer à geologia, que me lapidou como a uma

gema.

Ao Todo do universo,

Aos meus pais,

Aos meus irmãos,

Aos meus amigos,

Aos meus amores.

Aos meus.

RESUMO

A área de estudo pertence ao contexto macrotectônico do Cráton do São Francisco, nos

domínios do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, mais especificamente em sua porção oriental,

no Cinturão Salvador-Esplanada. A carência de estudos no Cinturão Salvador-Esplanada

despertou a necessidade de contribuir para o entendimento da evolução tectônica desse

cinturão através de trabalhos de mapeamento geológico do afloramento do setor E da praia da

Paciência, Rio Vermelho, cidade de Salvador. O objetivo geral desse trabalho é contribuir

com o entendimento da evolução tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, um importante

compartimento do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Como objetivos específicos, tem-se: (i)

proceder ao levantamento das litologias e estruturas associadas com a migmatização do

afloramento situado na porção E da Praia da Paciência; (ii) realizar a análise estrutural desse

afloramento; (iii) verificar a relação entre a migmatização e as fases deformacionais

identificadas. Com os trabalhos de mapeamento geológico foi possível o levantamento de três

unidades distintas: (i) migmatito granulítico paraderivado com encraves máficos (metatexítico

e diatexítico), predominantes; (ii) diques félsicos; e (iii) rochas e sedimentos recentes,

discordantes e recobrindo as demais, cristalinas. Duas fases deformacionais compressionais

foram identificadas e denominadas de Dn e Dn+1. A primeira fase foi subdividida nos

estágios Dn’, Dn” e Dn’”. Essas fases são correlatas com as colisões riacianas interpretadas

por diversos autores, com campos de tensões compatíveis com o campo de tensão regional

que estruturou o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Com esses estudos pretende-se colaborar

para os avanços do entendimento da evolução deformacional da porção sul do Cinturão

Salvador-Esplanada e do orógeno em foco.

Palavras-chave: Cinturão Salvador-Esplanada; migmatito; zonas de cisalhamento.

ABSTRACT

The study area is inserted in the macrotectonic context of the Craton of São Francisco, in the

domain of the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, specifically in the eastern part, in the

Salvador-Esplanada Belt. The shortage of studies about the Salvador-Esplanada Belt brought

the need of contribute to the understanding of the tectonic evolution of this Belt through of

studies about geological mapping and collecting structural data. The general purpose of this

study is contribute to the understanding the tectonic evolution of the Salvador-Esplanada Belt,

which is an important compartment in the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen. The specific

purposes are: (i) to map the outcrop which is located at the east part of the Paciência beach;

(ii) to perform the structural analysis of the outcrop at the east of Paciência beach; (iii) to

analyze the relation between the migmatization and the deformation phases identified.

Through of the studies of mapping was possible to identify three distinct units: (i) the

predominant paraderivated granulite migmatite with mafic enclaves (metatexites and

diatexites); (ii) felsic dikies; and (iii) recent rocks and sediments that are discordant and are

covering the crystalline rocks. Two compressional deformational phases were identified and

named as Dn and Dn+1. The first one have been subdivided in stages Dn’, Dn’’ and Dn’’’.

These phases are correlated with the riacian collision, already interpreted by several authors,

with stress fields compatible with the regional stress field. About it, the purpose of this study

is to cooperate with the understanding of the deformational evolution in the south part of the

Salvador-Esplanada Belt and in the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen.

Keywords: Salvador-Esplanada Belt; migmatite; shear zones.

SUMÁRIO

LISTA DE FIGURAS .............................................................................................................. 10

LISTA DE FOTOGRAFIAS .................................................................................................... 13

APÊNDICE .............................................................................................................................. 17

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ............................................................................................. 18

1.1. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA ............................ 19

1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO ....................................................................................... 21

1.3. OBJETIVOS .................................................................................................................. 21

1.4. JUSTIFICATIVA .......................................................................................................... 22

1.5. MÉTODO DE TRABALHO ......................................................................................... 22

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................. 24

2.1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................. 24

2.2. O ORÓGENO ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ .................................................... 25

2.2.1. O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá ..................................................................... 25

2.2.2. O Cinturão Salvador-Esplanada ............................................................................. 29

2.3. GEOLOGIA DE SALVADOR ..................................................................................... 31

2.3.1. Unidades litoestratigráficas e metamorfismo ......................................................... 31

2.3.2. Geologia estrutural ................................................................................................. 35

2.3.3. Geoquímica ............................................................................................................. 39

2.3.4. Geocronologia ........................................................................................................ 39

3.1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................. 41

3.2. UNIDADES MAPEADAS ............................................................................................ 42

3.2.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos43

a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado ............................................. 46

b) Migmatito Diatexítico Granulítico Paraderivado ............................................... 50

c) Encraves Máficos ............................................................................................... 54

3.2.2. Diques Félsicos ....................................................................................................... 56

3.2.3. Rochas e Sedimentos Recentes .............................................................................. 58

a) Conglomerados ......................................................................................................... 58

b) Sedimentos Recentes ................................................................................................ 60

3.3. ESTRUTURAS DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS ......................................... 60

3.3.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos61

a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado ............................................. 61

3.4. FASES DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS E EVOLUÇÃO

DEFORMACIONAL ........................................................................................................... 73

3.5. DOMÍNIOS ESTRUTURAIS IDENTIFICADOS ........................................................ 76

CAPÍTULO 4 – CONCLUSÃO ............................................................................................... 77

CAPÍTULO 5 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................... 79

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1 - Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, mostrando os adjacentes cinturões

brasilianos do Neoproterozoico, as sequências de cobertura do Proterozoico (mais jovens que

1.8 Ga), a Bacia do São Francisco e o Aulacógeno do Paramirim: ES – Espinhaço

Setentrional; CD – Chapada Diamantina. Fonte: Alkmim (2004). A seta indica o retângulo no

qual está inserida a área de estudo, na cidade de Salvador....................................................... 18

Figura 1.2 - Imagem de satélite da área dos afloramentos dos setores W e E da Praia da

Paciência. Fonte: Programa Google Earth. ............................................................................... 20

Figura 1.3 – Imagem aérea da área do afloramento estudado (setor E da praia da Paciência).

Fonte: JSF Barbosa. Fotógrafo: Luiz Pereira. .......................................................................... 20

Figura 1.4 - a) Mapa do Estado da Bahia com a localização da cidade de Salvador; b) Mapa de

situação do afloramento estudado; Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado

da Bahia, SEI-BA (2000). ........................................................................................................ 21

Figura 2.1 - Mapa geológico do Estado da Bahia mostrando os domínios tectônicos-

geocronológicos arqueanos e paleoproterozoicos. Os traços das estruturas deformacionais

paleoproterozoicas, neoproterozoicas e mesozoicas estão também indicadas. Modificado de

Barbosa et al. (2012). 5 ............................................................................................................ 24

Figura 2.2 – Mapa geológico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Norte), destacando

as unidades granulíticas mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo e Suíte São José

do Jacuípe), além do Augen Granulito Riacho da Onça e granitoides paleoproterozoicos.

Modificado de Barbosa et al. (2012).6 ..................................................................................... 26

Figura 2.3 - Mapa geológico do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico do Cinturão

Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Sul) mostrando as unidades mesoarqueanas (granulitos

básicos e paraderivados), as unidades neoarqueanas-paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-

trondhjemíticos) e paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-trondhjemíticos e monzoníticos-

monzodioríticos), além de granitoides e rochas dioríticas-peridotíticas. Modificado de

Barbosa et al. (2012). 7 ............................................................................................................ 28

Figura 2.4 – Mapa geológico do Cinturão Salvador-Esplanada, mostrando as unidades

mesoarqueanas (Zona Salvador-Conde, Granitoide Pela-Porco e Zona de Cisalhamento

Aporá-Itamira), além de metagranitoides paleoproterozoicos de Salvador. Modificado de

Barbosa et al. (2012). 8 ............................................................................................................ 29

Figura 2.5 – Modelo digital de terreno mostrando o contraste topográfico entre as partes oeste

e leste do Alto de Salvador, separadas pela Falha do Iguatemi. Fonte: Barbosa et al. (2005). 9

.................................................................................................................................................. 32

Figura 2.6 – Mapa geológico da cidade de Salvador. Fonte: Souza et al. (2009).10 ............... 34

Figura 2.7 – Configuração 3D das diferentes fases de deformação dúcteis das rochas

metamórficas de Salvador. Fonte: Barbosa et al. (2005). 11 ................................................... 36

Figura 2.8 – Modelo deformacional para a área do afloramento do Hospital espanhol, com as

posições das estruturas em seção (a) e em mapa (b). Fonte: Souza-Souza (2010). 12 ............. 38

Figura 3.1 – Constituintes de um migmatito segundo Sawyer (2008). 13 ............................... 41

Figura 3.2 – Esquema mostrando as diferenças entre leucossomas (1) in situ, (2i) na fonte (in

source) ou (3) veios leucocráticos proposto por Sawyer & Brown (2008). 14 ........................ 42

Figura 3.3 – Partes constituintes de um migmatito. Modificado de Sawyer (2008). 15 .......... 43

Figura 3.4 – Imagem de satélite posicionando os principais afloramentos da praia do Rio

Vermelho com as variações composicionais de seus domínios litológicos. O retângulo

amarelo representa a área de trabalho (Apêndice 1). Fonte: Google Earth / agosto 2013. 16 . 44

Figura 3.5 – Distribuição espacial dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexíticos e

diatexíticos). 17 ........................................................................................................................ 46

Figura 3.6 – Distribuição espacial do migmatito metatexítico paraderivado. 18 ..................... 47

Figura 3.7 – Distribuição espacial do migmatito diatexítico paraderivado. 19 ........................ 51

Figura 3.8 – Distribuição espacial dos encraves máficos. 20 ................................................... 55

Figura 3.9 – Distribuição espacial dos diques félsicos. 21 ....................................................... 57

Figura 3.10 – Distribuição espacial das rochas e sedimentos recentes. 22 .............................. 59

Figura 3.11 – Diagrama de isodensidade polar para a foliação (Sn’//Sn”) no migmatito

metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 23 ....... 63

Figura 3.12 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento mineral Lxn’’ no

migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de

medidas. 24 ............................................................................................................................... 64

Figura 3.13 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis dextrais

encontradas no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N =

número de medidas. 25 ............................................................................................................. 66

Figura 3.14 – Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn+1 no migmatito diatexítico

granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 26 ........................... 69

Figura 3.15 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento Lxn+1 no

migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N= número de medidas.

27 .............................................................................................................................................. 70

Figura 3.16 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento sinistrais encontradas no

migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas.

28 .............................................................................................................................................. 71

Figura 3.17 – Diagrama estereográfico de rosetas da distribuição das fraturas nos migmatitos

granulíticos paraderivados. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 29 ........................ 73

Figura 3.18 – Modelo estrutural esquemático para a área de estudo. 30 .................................. 75

Figura 3.19 – Mapa de domínios estruturais da área de trabalho. 31 ....................................... 76

LISTA DE FOTOGRAFIAS

Fotografia 3.1 – Granulitos paraderivados alumino-magnesianos com granada no setor

litológico A da figura 3.3. ......................................................................................................... 45

Fotografia 3.2 – Granulitos paraderivados alumino-magnesianos com granada no setor

litológico C da figura 3.3. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ......................... 45

Fotografia 3.3 – Visão geral do contato (linha amarela) entre o diatexito (acima) e o

metatexito (abaixo). Visada em planta. A seta indica o norte. ................................................. 48

Fotografia 3.4 – Detalhe do contato (linha amarela) entre os migmatitos diatexíticos

(esquerda) e metatexíticos (direita). Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .......... 48

Fotografia 3.5 – Aspecto geral do migmatito metatexítico paraderivado. Visada em planta. A

seta indica o norte. .................................................................................................................... 48

Fotografia 3.6 – Aspecto geral do migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Notar

bandamento gnáissico com níveis ricos em quartzo. Visada em planta. A bússola aponta para

o norte. ...................................................................................................................................... 49

Fotografia 3.7 – Área com neossoma difuso no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado (circulo amarelo) Visada em planta. A seta indica o norte. ................................ 49

Fotografia 3.8 – Detalhe de ocorrência de fusão in situ em migmatito metatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ..................................... 49

Fotografia 3.9 – Estrutura estromática no migmatito metatexítico granulítico paraderivado,

evidenciando o fundido (parte clara) e o resíduo (parte escura). Visada em planta. A ponta do

martelo indica o norte. .............................................................................................................. 49

Fotografia 3.10 – Bandamento composicional, no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado, com intercalações de melanossoma e quartzo, formando estrutura estromática.

Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 50

Fotografia 3.11– Neossoma em migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em

planta. A bússola aponta para o norte. ...................................................................................... 50

Figura 3.12 – Aspecto geral do migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada em

perspectiva. A seta indica o norte. ............................................................................................ 51

Fotografia 3.13 – Vista panorâmica da área de ocorrência do migmatito diatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ............................................. 51

Fotografia 3.14 – Detalhe da mesoestrutura fanerítica grossa em migmatito diatexítico

granulítico paraderivado. Visada em perfil. ............................................................................. 52

Fotografia 3.15 – Encraves máficos com bordas ricas em biotita em migmatito diatexítico

granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 52

Fotografia 3.16 – Bandamento gnáissico em migmatito diatexítico granulítico paraderivado.


Fotografia 3.17 – Migmatito metatexítico granulítico paraderivado estromático imerso em

migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Notar bandamento finamente espaçado nesses

metatexitos. As bandas mais espessas de material máfico representa paleossoma de rocha

mafica, que se intercala com o paleossoma granulítico paraderivado. Visada em planta. A

bússola aponta para o norte. ..................................................................................................... 53

Fotografia 3.18 – Migmatito diatexítico granulítico paraderivado com estrutura schlieren.


Fotografia 3.19 – Migmatito diatexítico granulítico paraderivado com estrutura schlieren.


Fotografia 3.20 – Migmatito diatexítico granulítico paradeivado com estrutura Schölen.


Fotografia 3.21 – Encrave máfico em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada

em planta. A bússola aponta para o norte. ................................................................................ 55

Fotografia 3.22 – Encrave máfico com geometria fusiforme em migmatito diatexítico


Fotografia 3.23 – Encraves máficos com geometria elipsoidal em migmatito diatexítico


Fotografia 3.24 – Encrave máfico alongado no migmatito diatexítico granulítico paraderivado.


Fotografia 3.25 – Dique félsico subconcordante com a foliação. Visada em planta. A bússola

aponta para o norte. .................................................................................................................. 57

Fotografia 3.26 – Dique félsico subconcordante com a foliação. Visada em planta. A ponta da

lapiseira indica o norte. ............................................................................................................. 57

Fotografia 3.27 – Dique félsico discordante com a foliação e com bifurcação indicando fluxo

magmático de SW para NE. Visada em perfil, para NW. ........................................................ 58

Fotografia 3.28 – Dique pegmatítico exibindo mesoestrutura ígnea gráfica. Visada em planta.

A ponta da lapiseira indica o norte. .......................................................................................... 58

Fotografia 3.29 – Vista panorâmica da área de ocorrência do conglomerado (em destaque), em

discordância erosiva e angular com os metatexitos. Contato em amarelo. Visada em planta. A

ponta do martelo indica o norte. ............................................................................................... 59

Fotografia 3.30 – Detalhe do conglomerado da área de estudo. Visada em planta. A ponta do

martelo indica o norte. .............................................................................................................. 59

Fotografia 3.31 – Sedimentos recentes (areia de praia). Visada em planta. A ponta do martelo

indica o norte. ........................................................................................................................... 60

Fotografia 3.32 – Dobras isoclinais intrafoliais sem raiz envolvendo uma foliação Sn’ e

internas à foliação Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em

planta. A ponta da lapiseira indica o norte. .............................................................................. 61

Fotografia 3.33 – Dobra isoclinal intrafolial sem raiz envolvendo uma foliação Sn’ e internas

à foliação Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em perfil,

para NE. .................................................................................................................................... 61

Fotografia 3.34 – Vista panorâmica do bandamento composicional gnáissico e da xistosidade

(Sn’//Sn”), indicado pelas linhas amarelas, no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A seta indica o norte. ........................................................... 62

Fotografia 3.35 – Detalhe do bandamento composicional gnáissico e da xistosidade (Sn’//Sn”)

no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. O nível mais claro é quartzoso. Visada

em planta. A bússola aponta para o norte. ................................................................................ 62

Fotografia 3.36 – Dobra intrafolial, preservada em pod de deformação no migmatito

diatexítico granulítico paraderivado. Visada em seção. A ponta do martelo indica o norte. ... 65

Fotografia 3.37 – Dobras parasíticas no migmatito metatexítico granulítico paraderivado,

rotacionando a foliação Sn’//Sn”. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ...... 65

Fotografia 3.38 – Zonas de cisalhamento exibindo padrão anastomótico da folliação Sn+1 em

migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A ponta do martelo indica

o norte. ...................................................................................................................................... 67

Fotografia 3.39 – Zonas de cisalhamento (linhas amarelas) exibindo padrão anastomótico da

folliação Sn+1 em migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em perfil, para

ENE. ......................................................................................................................................... 67

Fotografia 3.40 – Foliação Sn’//Sn”//Sn+1 no migmatito metatexítico granulítico


Fotografia 3.41 – Dobras de arrasto no migmatito metatexítico granulítico paraderivado

sugerindo movimento dextral. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ................... 67

Fotografia 3.42 – Dique félsico dobrado e boudinado, no migmatito metatexítico granulítico


Fotografia 3.43 – Dique félsico dobrado, no migmatito metatexítico granulítico paraderivado.

Visada em perfil, para WSW. ................................................................................................... 68

Fotografia 3.44 – Boudin simétrico envolvendo encrave máfico em migmatito diatexítico


Fotografia 3.45 – Detalhe de lineação de estiramento mineral (Lxn’’) marcada pelo

estiramento de quartzo em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. ........................... 71

Fotografia 3.46 – Sigmoides de foliação (em destaque) no migmatito diatexítico granulítico

paraderivado, indicando movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento. Visada em


Fotografia 3.47 – Sigmoides de foliação (em destaque) no migmatito diatexítico granulítico

paraderivado, indicando movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento. Visada em


Fotografia 3.48 – Aspecto geral da foliação anastomótica gerada por zona de cisalhamento

dúctil-rúptil em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola

aponta para o norte. .................................................................................................................. 72

Fotografia 3.49 – Detalhe do padrão anastomótico em zona de cisalhamento dúctil-rúptil em

diatexito. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................... 72

Fotografia 3.50 – Falhas sinistrais em migmatito diatexítico, cujo off-set sugere movimento

direcional sinistral aparente em plano de cisalhamento Sn+1 posicionado segundo N245.

Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ............................................................ 72

Fotografia 3.51 – Dominós antitéticos no migmatito diatexítico cujo off-set sugere movimento

direcional sinistral aparente em plano de cisalhamento Dn+1 posicionado segundo N230.

Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte. .............................................................. 72

APÊNDICE

APÊNDICE 1. Mapa Geológico da Área de Trabalho..........................................................84

18

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO

Do ponto de vista geotectônico, as rochas da cidade de Salvador estão situadas no

Cinturão Salvador-Esplanada, um dos segmentos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá que se

formou durante as colisões que envolveram placas arqueanas e orógenos riacianos/orosirianos

(Barbosa & Sabaté 2003). Essas rochas encontram-se na porção setentrional do Cráton do São

Francisco (Figura 1.1), cujo substrato foi consolidado no Paleoproterozoico (Almeida 1977).

Figura 1.1 - Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, mostrando os adjacentes cinturões brasilianos do

Neoproterozoico, as sequências de cobertura do Proterozoico (mais jovens que 1.8 Ga), a Bacia do São Francisco

e o Aulacógeno do Paramirim: ES – Espinhaço Setentrional; CD – Chapada Diamantina. Fonte: Alkmim (2004).

A seta indica o retângulo no qual está inserida a área de estudo, na cidade de Salvador.

Os granulitos desse cinturão, que se estende de Salvador, na Bahia, até Buquim, em

Sergipe são, ainda, pouco estudados, tanto do ponto de vista cartográfico, quanto petrológico

19

e estrutural, sendo que os principais trabalhos que focaram os granulitos da cidade de

Salvador foram Fujimori (1968), Tanner de Oliveira (1970), Sighinolfi & Fujimori (1972,

1974), Jesus (1978), Souza (2008, 2009, 2013), Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010). Para a

região de Conde, na parte norte do cinturão, podem ser citados os trabalhos de Oliveira-Júnior

(1990), Silva et al. (1997), Silva et al. (2002), Delgado et al. (2003).

Esta monografia foi desenvolvida em um afloramento da cidade de Salvador (Figura

1.3) e, com ela, pretende-se somar esforços científicos para o entendimento da evolução

tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, no contexto do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.

O afloramento cartografado é do tipo lajedo e exibe rochas granulíticas, enclaves máficos e

diques de rochas félsicas.

1.1. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA

Na porção oriental do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá afloram rochas granulíticas

que se estendem por todo o litoral baiano, até o Estado de Sergipe. Apesar de alguns poucos

trabalhos já terem sido realizados nessas rochas, muitas dúvidas ainda persistem sobre o

significado desse cinturão no cenário tectônico riaciano-orosiriano regional. Mesmo com a

grande extensão do litoral a norte de Salvador, poucas são as áreas de afloramentos dos

granulitos, destacando-se alguns nas regiões de Conde e Buquim, no Litoral Norte da Bahia e

em Sergipe, respectivamente.

Na cidade de Salvador existem alguns afloramentos dessas rochas, sendo que alguns

deles estão em pedreiras de difícil acesso e outros na orla da cidade. Dentre eles, destacam-se

o afloramento da praia da Paciência, no bairro do Rio Vermelho. Esse afloramento pode ser

dividido nos setores W, onde afloram rochas com safirina (Fujimori 1988), e E, onde se

localiza o afloramento estudado (Figuras 1.2 e 1.3), cujas rochas apresentam feições de

migmatização que foram identificadas com base na classificação de Sawyer & Brown (2008).

Nesse sentido, surgem os seguintes problemas: quais as rochas e estruturas associadas com os

migmatitos presentes no afloramento do setor E da praia da Paciência? Qual evolução

estrutural pode ser sugerida a partir dos dados obtidos nesse afloramento? Qual a relação entre

a migmatização e as estruturas deformacionais identificadas? Responder a essas perguntas

representa dar um passo significativo para contribuir com os estudos das colisões riacianas na

porção setentrional do Cráton do São Francisco.

20

Figura 1.2 - Imagem de satélite da área dos afloramentos dos setores W e E da Praia da Paciência. Fonte:

Programa Google Earth.

Figura 1.3 – Imagem aérea da área do afloramento estudado (setor E da praia da Paciência). Fonte: JSF Barbosa.

Fotógrafo: Luiz Pereira.

21

1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO

A área de estudo está localizada na Praia da Paciência, situada na Rua da Paciência, no

bairro do Rio Vermelho, em Salvador (Figura 1.4). O acesso ao afloramento é feito por via

asfaltada. A partir da portaria principal do Campus Ondina da Universidade Federal da Bahia,

toma-se a Avenida Adhemar de Barros por 450 metros até o seu entroncamento com a

Avenida Oceânica. A partir desse ponto, percorre-se 1,3 km até o afloramento, no sentido do

bairro de Itapuã.

Figura 1.4 - a) Mapa do Estado da Bahia com a localização da cidade de Salvador; b) Mapa de situação do

afloramento estudado; Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado da Bahia, SEI-BA (2000).

1.3. OBJETIVOS

Este trabalho tem como objetivo geral contribuir com o entendimento da evolução

tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, um importante compartimento do Orógeno

Itabuna-Salvador-Curaçá. Como objetivos específicos, tem-se:

a) proceder ao levantamento das litologias e estruturas associadas com a migmatização,

no afloramento situado na porção E da praia da Paciência;

22

b) realizar a análise estrutural desse afloramento;

c) verificar a relação entre a migmatização e as fases deformacionais identificadas.

1.4. JUSTIFICATIVA

A porção ocidental do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá possui um vasto acervo de

publicações, podendo ser citados os trabalhos de Padilha & Melo (1991), Melo et al. (1995),

Teixeira (1997), Mascarenhas et al. (1998), Leite et al. (2001) Leite (2002), Delgado et al.

(2003), Barbosa et al. (2005), Barbosa et al. (2012), dentre outros. Esse grande volume de

dados é devido a importância desse orógeno, do ponto de vista das correlações mundiais, para

a reconstrução de um supercontinente riaciano-orosiriano (Teixeira et al. 2007, Leite et al.

2008), bem como pelo potencial metalogenético e prospectivo do seu setor oriental (Teixeira

et al. 2007). O potencial metalogenético desse setor está ligado ao fato de o mesmo abrigar

importantes depósitos econômicos ao longo de sua extensão, o que motiva a realização de

estudos por pesquisadores e empresas.

Embora o setor ocidental tenha um vasto conjunto de dados, o setor oriental ainda é

pouco estudado. Acredita-se que, como o Cinturão Salvador-Esplanada (Barbosa &

Dominguez 1996) não hospeda nenhum depósito mineral importante, há, significativamente,

uma menor quantidade de trabalhos realizados nesse setor, embora Salvador e região

metropolitana necessitem de estudos geológicos que contribuam com os estudos

hidrogeológicos, geotécnicos e de verificação das áreas de risco.

O afloramento selecionado trata-se de um laboratório natural para o treinamento

acadêmico de estudos de evolução crustal em terrenos polideformados e metamorfisados, bem

como permitirá levantar dados geológicos de detalhe, visando colaborar com o entendimento

da evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, como mencionado anteriormente.

1.5. MÉTODO DE TRABALHO

Para atingir com maior eficiência os objetivos propostos, os trabalhos foram

executados obedecendo ao seguinte método:

1. Revisão e Levantamento Bibliográfico – Nessa etapa foram realizadas pesquisas

bibliográficas sobre a geologia, regional e local, permitindo reunir informações geológicas

sobre o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, com direcionamento para o Cinturão Salvador-

Esplanada.

23

2. Planejamento, análise, síntese de informações e conhecimentos bibliográficos e

elaboração do projeto – Nessa etapa foram reunidos os conhecimentos adquiridos na etapa

anterior a fim de elaborar o projeto de pesquisa, que foi entregue ao professor da disciplina

GEOA75 – Trabalho Final de Graduação I.

3. Confecção de mapa geológico preliminar, na escala 1:450 – Nessa etapa, utilizando

a fotografia aérea da figura 1.3, foi confeccionado um mapa geológico preliminar a partir da

sobreposição da mesma com papel vegetal. Nesse mapa preliminar foram esboçadas as

interpretações dos principais traços estruturais do afloramento estudado.

4. Trabalhos de Campo – Essa etapa totalizou 27 dias efetivos e nela foram levantados

dados geológicos relacionados com as litologias do afloramento estudado, suas relações de

contato e principais estruturais associadas com a migmatização e com as deformações dúcteis

e rúpteis (foliações, lineações, fraturas, dentre outras). O levantamento dos dados estruturais

foi realizado com o auxílio da bússola geológica Brunton, tendo sido adotado o Método

“Regra da Mão Direita”. Com a conclusão do mapa foi selecionada uma seção composta a fim

de representar o arcabouço estrutural e melhor compreender a evolução deformacional das

unidades encontradas na área estudada.

5. Confecção do mapa final – Nessa etapa, o mapa final foi escaneado e digitalizado

no Corel Draw, bem como georreferenciado, utilizando o software ArcGis 9.3.

6. Tratamento dos dados estruturais – Os dados coletados na etapa de campo (planos e

linhas) foram tratados no software Stereonet (for Windows, Duyster 2000), visando construir

os diagramas estereográficos.

7. Integração dos dados e confecção da monografia – As informações e os dados

obtidos nas etapas anteriores foram compilados e interpretados para a confecção da

monografia, relatório integrante da disciplina GEOA76 – Trabalho Final de Graduação.

24

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL

2.1. INTRODUÇÃO

A área de trabalho está situada na parte setentrional do Cráton do São Francisco

(CSF), unidade tectônica delimitada por Almeida (1977). Essa porção se consolidou no final

do Paleoproterozoico, com a colagem das placas Gavião, Serrinha, Jequié e Itabuna-Salvador-

Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002), dando origem ao Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá

(Barbosa & Sabaté 2002, 2004). Em contexto regional, nesse orógeno podem ser

individualizados os cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002, 2003, 2004)

e Salvador-Esplanada (Barbosa & Dominguez 1996) (Figura 2.1).

Figura 2.1 - Mapa geológico do Estado da Bahia mostrando os domínios tectônicos-geocronológicos arqueanos e

paleoproterozoicos. Os traços das estruturas deformacionais paleoproterozoicas, neoproterozoicas e mesozoicas

estão também indicadas. Modificado de Barbosa et al. (2012). 5

25

As rochas do afloramento estudado estão situadas na porção sul do Cinturão Salvador-

Esplanada (Barbosa & Dominguez 1996), cujas estruturas dominantes orientam-se,

preferencialmente, segundo N045°.

2.2. O ORÓGENO ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ

O Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá – OISC (Barbosa & Sabaté 2002, 2004) estende-

se desde a região de Itabuna, no sul da Bahia, até a região próxima a cidade de Curaçá, ao

norte do estado, com estruturas que se orientam, em geral, segundo N-S (Barbosa & Sabaté

2002).

A estruturação desse orógeno ocorreu pela colisão de placas continentais,

denominadas Uauá, Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha (Figura 2.1)

(Barbosa & Sabaté 2002). As estruturas regionais que marcam essa colisão são dobras

recumbentes e normal horizontal, além de zonas de cisalhamento reversas regionais (Fase

Dn+1), que evoluíram para zonas de cisalhamento transpressionais a transcorrentes (Fase

Dn+2), com tensão principal regional segundo NW-SE (Barbosa & Sabaté 2002).

As colisões continentais associadas com a evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-

Curaçá levaram à formação de bacias sedimentares e arcos magmáticos que foram

deformados e metamorfisados na fácies granulito.

No OISC reconhece-se uma faixa contínua de granulitos que foi individualizada por

Barbosa & Sabaté (2002) como Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e Cinturão Salvador-

Esplanada.

2.2.1. O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá

O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá – CISC consiste de granulitos tonalítico-

trondhjemíticos e de intrusões de monzonitos-monzodioritos, todos deformados e re-

equilibrados na fácies granulito, além de encraves de rochas supracrustais granulitizadas, que

estão orientados paralelamente às estruturas deformacionais (Barbosa et al. 2012).

Na parte norte do CISC (Figura 2.2) afloram, principalmente, granulitos ortognáissicos

do Complexo Caraíba e, subordinadamente, granulitos máficos da Suíte São José do Jacuípe,

além de metassupracrustais do Complexo Tanque Novo-Ipirá, bem como granitoides

sieníticos e graníticos, que foram alojados durante um evento colisional do Paleoproterozoico

(Barbosa et al. 2012).

26

Figura 2.2 – Mapa geológico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Norte), destacando as unidades

granulíticas mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo e Suíte São José do Jacuípe), além do Augen

Granulito Riacho da Onça e granitoides paleoproterozoicos. Modificado de Barbosa et al. (2012).6

De acordo com Barbosa et al. (2012), a parte norte desse cinturão exibe uma foliação

gnáissica como estrutura predominante, com orientação geral NE-SW. Ainda de acordo com

esses autores, na zona de colisão entre o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e o Bloco Gavião, no

embasamento a leste da Serra de Jacobina, especialmente no Greenstone Belt de Mundo Novo

e na Sequência Vulcanossedimentar Contendas-Mirante (Marinho 1991), as deformações

paleoproterozoicas mais antigas, de caráter tangencial, levaram ao desenvolvimento de dobras

recumbentes cujos planos axiais e foliações ficaram sub-horizontalizados (Mascarenhas &

27

Silva 1994). Esses autores relatam, também, a presença de dobras com flancos rompidos e

com planos axiais mergulhando 20-30° para leste, sendo a vergência geral para W. As zonas

de cisalhamento são reversas e as lineações de estiramento são de alta obliquidade.

A segunda fase de deformação teria gerado dobras normal-horizontais, que foram

transpostas por zonas de cisalhamento de alto ângulo de mergulho, com movimentação

dominantemente sinistral-reversa a sinistral (Fase Dn+2’) (Barbosa & Sabaté 2002).

A porção sul do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Figura 2.3) corresponde a uma

faixa de deformação com direção N10°E (Barbosa et al. 2012), na qual são encontrados: (i)

granulitos monzoníticos e monzodioríticos com pórfiros centimétricos de plagioclásio, de

idade paleoproterozoica; (ii) granulitos tonalítico-trondhjemíticos do Neoarqueano e

Paleoproterozoico; (iii) faixas contendo granulitos básicos e granulitos paraderivados, cuja

idade ainda não foi determinada.

De acordo com Barbosa et al. (2012), à leste da cidade de Itabuna a estrutura

predominante é uma foliação gnáissica que, com orientação geral NE-SW e mergulhos de

médio a alto ângulo, progressivamente, inflete para NW-SE na região de Amargosa, tendendo

a contornar as rochas do Bloco Jequié. Ainda nesse setor, em direção a norte, essa estrutura

inflete novamente para norte, nas imediações da cidade de Santa Luz. Os registros

deformacionais mais antigos da colisão entre as placas Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié e

dessa com a placa Gavião, na parte sul, são foliações de baixo ângulo (Barbosa et al. 2012).

Segundo esses autores, a fase deformacional dúctil paleoproterozoica mais antiga permitiu a

separação de dois domínios estruturais. No primeiro, a oeste, encontram-se rochas do Bloco

Jequié, onde as deformações foram de menor intensidade, sendo possível reconhecer

estruturas dobradas, associadas a zonas de cisalhamento com lineação de estiramento de alta

obliquidade, além de leques imbricados e duplexes. Dobras intrafoliais podem ser observadas

e essas estruturas encontram-se transpostas por zonas de cisalhamento.

No segundo domínio, a leste, predominam as rochas do Cinturão Itabuna-Salvador-

Curaçá e a observação de estruturas dobradas se faz menos frequente, devido à obliteração das

deformações da segunda fase, sobretudo pelas transcorrências de natureza transpressiva

sinistral (Barbosa et al. 2012).

28

Figura 2.3 - Mapa geológico do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá

(Parte Sul) mostrando as unidades mesoarqueanas (granulitos básicos e paraderivados), as unidades

neoarqueanas-paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-trondhjemíticos) e paleoproterozoicas (granulitos

tonalítico-trondhjemíticos e monzoníticos-monzodioríticos), além de granitoides e rochas dioríticas-peridotíticas.

Modificado de Barbosa et al. (2012). 7

29

2.2.2. O Cinturão Salvador-Esplanada

O Cinturão Salvador-Esplanada – CSE (Barbosa & Dominguez 1996) (Figura 2.4)

representa uma faixa de metamorfitos de alto e médio graus que ocorre da cidade de Salvador

(Bahia) até a cidade de Buquim (Sergipe), possuindo uma orientação geral N045°.

Figura 2.4 – Mapa geológico do Cinturão Salvador-Esplanada, mostrando as unidades mesoarqueanas (Zona

Salvador-Conde, Granitoide Pela-Porco e Zona de Cisalhamento Aporá-Itamira), além de metagranitoides

paleoproterozoicos de Salvador. Modificado de Barbosa et al. (2012). 8

30

Na região de Salvador, as rochas desse segmento são, predominantemente, gnaisses

orto e paraderivados, que foram equilibrados em condições metamórficas de alto grau (fácies

granulito) (Cruz 2005, Souza 2008, 2009, 2013, Souza-Souza 2010). De acordo com esses

autores, essas rochas são truncadas por diques máficos e graníticos. Por sua vez, nas

proximidades da cidade de Esplanada ocorrem granodioritos e granitos alcalinos, bem como

ortognaisses de natureza cálcio-alcalina e anfibolitos de origem gabróica e química típica de

tholeiítos (Oliveira-Júnior 1990).

Oliveira-Júnior (1990) subdividiu o CSE em dois domínios tectônicos, que nomeou

como Zonas. O primeiro domínio ocupa a porção extremo oeste do cinturão e consiste da

Suíte Granitoide Teotônio-Pela Porco e de milonitos da Zona Aporá-Itamira. O segundo

domínio tectônico compreende a Zona Salvador-Conde, que está situada próxima à costa

atlântica, sendo composta tanto por rochas da fácies anfibolito (região de Conde), quanto por

rochas da fácies granulito (região de Salvador). Essa zona de cisalhamento situa-se no

extremo oeste do Cinturão Salvador-Esplanada, tendo aproximadamente 75 km de extensão,

cerca de 10 km de largura e direção NE-SW. A sua extensão NE está encoberta pelos

depósitos fanerozoicos do grupo Barreiras e das bacias do Recôncavo e Tucano Sul (Barbosa

et al. 2012). Nessa zona predominam milonitos, porém migmatitos com estruturas dobradas,

schlieren e estromáticas podem ser encontradas em partes menos afetadas pela milonitização

(Barbosa et al. 2012). Segundo Oliveira-Júnior (1990), o movimento das deformações por

cisalhamento é sinistral e afetou migmatitos e granitoides mais antigos, milonitizando-os de

forma retrógrada e orientando-os, indistintamente, na direção NE-SW.

A ligação tectônica entre o Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e o Cinturão Salvador-

Esplanada ainda não está clara o suficiente, principalmente devido à carência de mapeamento

geológico em escala de detalhe nesse cinturão (Barbosa et al. 2012) e por essa ligação estar

coberta pelas rochas sedimentares da Bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Os principais

estudos realizados foram na cidade de Salvador. Nessa cidade, os melhores afloramentos de

rochas granulíticas ocorrem em antigas pedreiras e na faixa de praia. Nessa última, a variação

da maré controla a exposição das rochas.

31

2.3. GEOLOGIA DE SALVADOR

Na cidade de Salvador podem ser identificadas: (i) rochas metamórficas de alto grau;

(ii) unidades da Bacia Sedimentar do Recôncavo-Tucano-Jatobá; (iii) coberturas sedimentares

tércio-quaternárias. A partir dessas unidades litológicas, e relacionando com a tectônica

fanerozoica ligada à separação do Atlântico, Barbosa et al. (2005) individualizaram três

domínios geológicos principais, a saber:

a) Alto de Salvador (Barbosa & Dominguez 1996): horst limitado, a oeste, pela falha

de Salvador e constituído por rochas metamórficas de alto a médio graus, com

intrusivas monzo-sieno-graníticas e truncada por um enxame de diques máficos.

b) Bacia sedimentar do Recôncavo: limitada, a leste, pelo sistema de falhas de

Salvador, a oeste, pela falha de Maragogipe, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá

e, a sul, pelo sistema de falhas da Barra. Essa bacia foi preenchida por sedimentos

mesozoicos e, regionalmente, possui como embasamento os gnaisses granulíticos

do Bloco Serrinha, a oeste e norte, granulitos do Cinturão Itabuna-Salvador-

Curaçá, a oeste e sudoeste, granulitos do Cinturão Salvador-Esplanada, a leste e

nordeste, e rochas sedimentares da Faixa Sergipana (Neoproterozoico), a norte.

c) Depósitos terciários e quaternários da margem Atlântica: sedimentos areno-

argilosos do Grupo Barreiras, bem como coberturas recentes do Quaternário,

correspondentes às areias de praia.

Com relação ao Alto de Salvador, Barbosa et al. (2005), Cruz (2005) e Barbosa &

Souza (2007) subdividiram dois domínios topográfico-geográficos, que são separados

pela Falha do Iguatemi (Figura 2.5). Na parte oeste, onde a altitude média é superior a 60

metros, ocorrem granulitos, enquanto que na parte leste as altitudes são inferiores a 30 metros

e, além de rochas da fácies granulito, são também encontradas rochas da fácies anfibolito.

2.3.1. Unidades litoestratigráficas e metamorfismo

Os primeiros estudos petrográficos e mineralógicos das rochas granulíticas situadas no

Alto de Salvador foram realizados por Fujimori & Allard (1966) e Fujimori (1968).

Jesus (1978), Souza (2008, 2009, 2013), Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010)

realizaram estudos em escala de detalhe nos afloramentos das praias do Farol de Itapuã, do

Farol da Barra, do Morro do Cristo e na praia defronte do Hospital Espanhol,

respectivamente. Esses autores relataram a presença de rochas orto e paraderivadas, além de

32

diques máficos e félsicos. Em discordância erosiva com essas rochas metamórficas,

comumente ocorrerem pacotes de arenitos de praia e conglomerados.

Figura 2.5 – Modelo digital de terreno mostrando o contraste topográfico entre as partes oeste e leste do Alto de

Salvador, separadas pela Falha do Iguatemi. Fonte: Barbosa et al. (2005). 9

Jesus (1978) individualizou seis litotipos, metamórficos e ígneos, nos arredores do

Farol de Itapuã, classificando-os como granulitos, granoblastitos, diopsidito, meta-biotita

gabro, pegmatito e diabásio. Aos granulitos e granoblastitos de composição granodiorítica,

bem como aos granulitos básicos, foi atribuída uma origem sedimentar pelítica.

Os granulitos com granadas, predominantemente almandíferas, do Farol da Barra

foram estudados quimicamente por Fujimori & Fyfe (1984). Em seu trabalho, esses autores

concluíram que o protólito para essas rochas teria sido um solo residual pré-cambriano

(Fujimori 1988). Fujimori & Fyfe (1984) também descreveram, nesse afloramento,

diopsiditos, granulitos máficos e granulitos félsicos que, de acordo com esses autores,

sofreram polimetamorfismo. Ainda segundo os mesmo autores, três condições metamórficas

distintas podem ser citadas. A primeira foi marcada por um pico metamórfico em condições

em torno de 7.5-9 kbar e 840-900°C (condições de fácies granulito de pressão intermediária).

Após esse pico metamórfico, houve um retrometamorfismo com diminuição de pressão,

dando origem a uma associação com cordierita, em condições metamórficas em torno de

33

750°C e 3 kbar. Posteriormente, outro episódio deu origem a uma associação com biotita, em

condições em torno de 6.75-7.5 kbar e 525-550°C.

Retomando os trabalhos em escala de detalhe (1:1000) na cidade de Salvador e

utilizando a classificação litológica de Barbosa et al. (2005), Barbosa & Souza (2007), Souza

(2008) encontraram as seguintes litologias no afloramento do Farol da Barra: (i) encraves

ultramáficos e máficos granulitizados; (ii) granulitos paraderivados aluminosos, granitos

granadíferos e quartzitos com granada; (iii) granulitos ortoderivados tonalíticos; e (iv) diques

máficos e monzo-sienograníticos.

Após estudos petrográficos e litogeoquímicos realizados por Souza (2009) e Souza et

al. (2010), os litotipos granulíticos ortoderivados do Alto de Salvador foram subdivididos em

granulitos tonalíticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos monzocharnockíticos e

granulitos quartzo-monzodioríticos. Com as informações obtidas em seu trabalho, e com base

em trabalhos anteriores, essa autora pôde atualizar o mapa geológico da Cidade de Salvador

(Figura 2.6).

Trabalhando em uma escala de 1:500, Oliveira (2010) separou três litotipos no

afloramento do Morro do Cristo, quais sejam: (i) rochas ultramáficas granulitizadas; (ii)

granulitos ortoderivados (tonalitos e quartzo-gabros); (iii) diques máficos e sienograníticos.

Por sua vez, Souza-Souza (2010) identificou unidades litológicas, metamórficas e

ígneas, no afloramento da praia defronte do Hospital Espanhol, sendo elas: (i) tonalito

granulítico; (ii) encraves máficos; (iii) granada monzogranito milonitizado; (iv) granulitos

alumino-magnesianos que, de acordo com o autor, podem constituir o grupo das rochas

paraderivadas de Souza (2008, 2009); (v) diques de doleritos e de sienogranitos.

A comparação entre os mapas geológicos apresentados por Souza (2008, 2009, 2013),

Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010) sugere uma segura correlação geológica entre os

afloramentos estudados por esses autores.

Reunindo os resultados dos estudos mais recentes realizados no embasamento de

Salvador, Barbosa et al. (2012) identificaram: (i) granulitos paraderivados, onde estão

incluídos os granulitos alumino-magnesianos, granulitos granadíferos, granulitos básicos e

quartzitos; (ii) encraves de granulitos ultramáficos e máficos; (iii) granulitos ortoderivados,

compostos de granulitos tonalíticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos monzo-

charnockíticos e granulitos quartzo-monzodioríticos; (iv) corpos e veios monzo-

sienograníticos; e (v) diques máficos, metamórficos e não metamórficos.

34

Figura 2.6 – Mapa geológico da cidade de Salvador. Fonte: Souza et al. (2009).10

Segundo Souza (2013), durante a deformação paleoproterozoica, as rochas do Farol de

Itapuã experimentaram condições de pressão em torno de 8.6 kbar e temperatura em torno de

830°C. As idades U-Pb de 2.09 Ga obtidas dos zircões metamórficos dessas rochas indicaram

que a primeira fase deformacional é contemporânea ao metamorfismo de alto grau. Ainda de

acordo com a autora, uma segunda fase deformacional transpressional (2.06 Ga, U-Th em

monazita) e simultânea com a colocação dos corpos e veios monzo-sienograníticos tardi-

tectônicos, gerou condições de pressão e temperatura em torno de 7.5 kbar e 780°C,

respectivamente.

2.3.2. Geologia estrutural

Estudando os afloramentos nas proximidades do Farol de Itapuã, Jesus (1978)

identificou três fases principais de deformações. De acordo com esse autor, na primeira fase,

as rochas sofreram metamorfismo e anatexia e transposição por zonas de cisalhamento anti-

horárias de direção N045°. Nessa fase, estruturas rúpteis com orientação N-S teriam sido

nucleadas. O tensor geral para essa fase apresenta direção aproximada N020°. Ainda de

acordo com o mesmo autor, num segundo evento deformacional houve a recristalização das

rochas e o fim do metamorfismo, com milonitização em zonas de cisalhamento. Para essa fase

foi determinado um tensor geral de direção aproximada NW-SE. A terceira fase foi marcada

pela intrusão dos diques de diabásio que, por não apresentarem indícios de metamorfismo,

foram interpretados, pelo autor, como tardios aos episódios de deformação. Esse evento foi

acompanhado de intenso fraturamento e tem as direções do tensor geral variando entre N-S e

NE-SW.

Barbosa et al. (2005), estudando as estruturas dúcteis da parte oeste do Alto de

Salvador (Figura 2.7), identificaram pelo menos três fases deformacionais. Segundo os

autores, a fase Dn+1 deformou um bandamento preexistente (Sn), gerando dobras

recumbentes de superfícies axiais (Sn+1) e eixos sub-horizontais, sendo esses últimos

caracterizados por lineações de estiramento mineral dip-slip. A fase Dn+2 é progressiva ao

evento Dn+1, tendo dobrado as superfícies anteriores, gerando, em zonas de high strain,

dobras isoclinais a apertadas, de orientação geral N030° a N090°, com superfícies axiais sub-

verticais (Sn+2) e eixos de baixo caimento, embora haja locais onde esses são encontrados

mais inclinados, em torções. É também atribuída a essa fase uma transpressão de cinemática

ora sinistral, ora dextral, que dobrou a superfície anterior (Sn+1) isoclinalmente e formou

faixas com cinemáticas alternadas. A terceira fase, Dn+2’, é marcada por zonas de

36

cisalhamento transcorrente, sub-verticais e sub-paralelas às superfícies axiais Sn+2, com

lineações de estiramento mineral strike-slip. Localmente, essas zonas podem ser encontradas

transpondo as estruturas das fases anteriores.

Figura 2.7 – Configuração 3D das diferentes fases de deformação dúcteis das rochas metamórficas de Salvador.

Fonte: Barbosa et al. (2005). 11

Com relação às deformações rúpteis que cortam os granulitos, cinco conjuntos

principais de falhas e fraturas são mencionados por Barbosa et al. (2005), a saber:

(i) N060° - N090°, que hospedam diques máficos metamórficos e metamonzo-

sienogranitos;

(ii) N040° - N070°, onde se encontram muitos corpos tabulares monzo-

sienograníticos;

(iii) N120° - N160°, onde se alojam os diques máficos não metamórficos;

(iv) N30° e N40°, cujos representantes mais importantes são as falhas de

Salvador e Iguatemi, respectivamente (Barbosa et al. 2005);

(v) N130° - N140°, paralelas às falhas transferentes da Bacia do Recôncavo.

Barbosa et al. (2012) sugerem que as estruturas dúcteis dos litotipos estudados na

região de Salvador tenham sido atingidas pelas mesmas deformações que atingiram a Zona

Aporá-Itamira e a Suíte Teotônio-Pela Porco. Ainda, segundo esses autores, as três fases

37

deformacionais encontradas em Salvador foram geradas em condições de temperatura

correspondente àquela da fácies granulito e tiveram a evolução deformacional semelhante à

que foi descrita para o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.

Souza (2008) realizou uma análise estrutural das rochas do afloramento do Farol da

Barra e identificou três fases deformacionais. Segundo a autora, a primeira fase (Dn),

predominantemente dúctil, gerou uma foliação (Sn) paralela ao bandamento gnáissico, além

de boudinar as rochas mais competentes. As lineações de estiramento mineral (Lxn) dessa

fase, stike-slip, estão associadas com zonas de cisalhamento dextrais a dextrais-reversas. Na

segunda fase (Dn+1), zonas de cisalhamento subverticais, com cinemática

predominantemente dextral, truncaram as estruturas da primeira fase e desenvolveram

lineações de estiramento mineral (Lxn+1). A terceira fase (Dn+2) possui caráter menos

penetrativo, tendo gerado uma foliação (Sn+2) de alto ângulo de mergulho e uma lineação de

estiramento mineral (Lxn+2), dip-slip, associada com zonas de cisalhamento com cinemática

reversa. Posteriormente, a fase rúptil gerou cinco conjuntos principais de falhas e fraturas. A

autora relacionou as deformações citadas à evolução do Cinturão Salvador-Esplanada,

sugerindo diferenças de estilos deformacionais e de ambiência tectônica com relação ao

Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá. O conjunto de estruturas rúpteis foi relacionado, pela

mesma, com as falhas de Salvador (N020°-N030°), da Barra (N080°-N090°) e com as falhas

transferentes da Bacia do Recôncavo (N120°-N130°).

A análise estrutural realizada por Souza-Souza (2010) no afloramento da praia

defronte do Hospital Espanhol, no Bairro da Barra, permitiu a identificação de uma fase

deformacional denominada de Dn (Figura 2.8). Essa fase foi subdividida pelo autor em três

estágios progressivos: Dn’, Dn’’ e Dn’’’. O estágio Dn’ foi responsável pela geração da

foliação Sn’//Sn-1 e pela formação do bandamento gnáissico, bem como de dobras isoclinais,

lineação de estiramento (Lxn’), lineação mineral (Lmn’), boudins e duplexes. A vergência

geral do movimento é de NE para SW. No estágio Dn’’ foram nucleadas dobras suaves a

abertas, com envoltória simétrica e, tardiamente, diques félsicos instalaram-se. O estágio

Dn’’’ foi marcado pela instalação de zonas de cisalhamento rúptil-dúctil. Embora existam

diferenças de nomenclatura, os resultados obtidos por Souza-Souza (2010) são muito

semelhantes aos obtidos por Barbosa et al. (2005).

38

Figura 2.8 – Modelo deformacional para a área do afloramento do Hospital espanhol, com as posições das

estruturas em seção (a) e em mapa (b). Fonte: Souza-Souza (2010). 12

Após as deformações citadas, diques máficos que são citados por Corrêa-Gomes et al.

(1996) como relacionados a uma extensão neoproterozoica, truncam as estruturas anteriores.

Entretanto, Souza-Souza (2010) sugere que os diques máficos do afloramento defronte do

Hospital Espanhol, na Barra, possuem orientações compatíveis com os campos de tensão

relacionados com a fase Dn, por ele identificada, e que, regionalmente, varia entre NNE-SSW

(estágios Dn’ e Dn’’) e NNW-SSE (estágios tardi Dn’’ e Dn’’’). Diante disso, esse autor

39

sugeriu que a colocação dessas rochas pode estar relacionada com um magmatismo

paleoproterozoico, ao invés de neoproterozoico. Truncando esses diques, um conjunto de

zonas de cisalhamento rúpteis e fraturas foi desenvolvido com orientação preferencial

segundo N120°-N130°. Foi sugerido que essa última fase deformacional possa estar

relacionada com a abertura da Bacia do Recôncavo e do Oceano Atlântico Sul.

2.3.3. Geoquímica

Analisando o comportamento geoquímico dos elementos maiores (exceto o sódio e o

potássio), traços e, principalmente Elementos Terras Raras (ETR), Souza (2009) pôde

caracterizar os protólitos dos granulitos ortoderivados do Alto de Salvador e agrupar as rochas

em: (i) subtipos T1 e T2, dos granulitos tonalíticos; (ii) subtipos CHED1, CHED2 e CHED3,

dos granulitos charnoenderbíticos; (iii) subtipos QMZD1, QMZD2 e QMZD3, dos granulitos

quartzo-monzodioríticos. Os resultados obtidos mostraram que os granulitos tonalíticos T1 e

T2 são pobres em potássio. Já os granulitos charnoenderbíticos, monzocharnockíticos e

quartzo-monzodioríticos são ricos nesse elemento. De acordo com a autora, essas rochas se

originaram a partir de magmas cálcio-alcalinos, excetuando-se os granulitos

charnoenderbíticos do subtipo CHED3, que seriam provenientes de magmas transicionais

tholeiíticos/cálcio-alcalinos. Essas rochas são enriquecidas em ETR, o que justifica a presença

de granada (Souza et al. 2010). Os granulitos ortoderivados encontrados em Salvador teriam

se formado a partir de uma ou mais fontes cálcio-alcalinas e foram submetidos a um evento

metamórfico granulítico, ao mesmo tempo que estavam sendo deformados.

Dados geoquímicos realizados em amostras de monzogranitos e sienogranitos do

afloramento do setor W da praia da paciência (Figura 1.2), no bairro do Rio Vermelho, por

Souza (2013) permitiram que a autora classificasse essas rochas como subalcalinas e

peraluminosas, destacando que esses litotipos são enriquecidos em ETR leves e possuem forte

anomalia negativa de Eu. Nos diagramas de ambiência tectônica, tais rochas estão dispostas

no campo dos granitos derivados de material crustal, exibindo valores negativos de ɛNd(t) (-

6,08).

2.3.4. Geocronologia

Silva et al. (2002), realizaram estudos U-Pb (SHRIMP, zircão) em amostras do

embasamento mesoarqueano do Domínio Salvador-Esplanada, tendo obtido uma idade de

40

cristalização de ca. 3000 Ma. A partir desse dado, os autores interpretaram que esse cinturão

seria uma extensão oriental do denominado “Cráton de Serrinha”.

Outra amostra do embasamento mesoarqueano do Domínio Salvador-Esplanada foi

também datada por Silva et al. (2002). Trata-se do granodiorito foliado de Aporá, cuja

amostra foi coletada na estrada entre as cidades de Aporá e Itamira, tendo sido obtida a idade

2924 ± 25 Ma (U-Pb, SHRIMP, zircão). Essa idade foi interpretada como associada com a

cristalização da rocha. Uma idade 207

Pb/206

Pb (discordante) de 1926 ±25 foi obtida para as

mesmas rochas e interpretada como associada com o metamorfismo. Por sua vez, Silva et al.

(2002) obtiveram a idade U-Pb (SHRIMP, zircão) de 2169± 4 8 (centro) e 495±35 (borda)

para zircões de hornblenda-biotita ortognaisse granítico de Conde, na localidade homônima.

A primeira foi interpretada como a idade de cristalização do magma granítico, ao passo que a

segunda foi interpretada como a idade associada com a influência do Evento Brasiliano na

região.

Da comparação entre as idades Rb-Sr e U-Pb encontradas por Silva Filho et al. (1977)

em monzogranitos e quartzo-monzogranitos da Suíte Teotônio-Pela Porco e das encontradas

por Silva et al. (2002) no Granodiorito Aporá, foi possível remeter ambas ao metamorfismo

paleoproterozoico (Barbosa et al. 2012). Desta forma, a idade 495±35 obtida por Silva et al.

(2002) ainda carece de entendimento.

Do exposto, verifica-se uma ampla carência de dados geocronológicos para o Cinturão

Salvador-Esplanada. Souza (2009) ressalta a necessidade de se realizar datações

geocronológicas e pesquisas mais aprimoradas, sobretudo, nos granulitos paraderivados, com

o intuito de se obter uma melhor definição dos eventos formacionais/deformacionais

ocorridos na área.

Como mencionado anteriormente, Souza (2013) encontrou duas idades para o

metamorfismo das rochas granulíticas do setor sul do Cinturão Salvador-Esplanada: (i) 2.09

Ga (Zircão, U-Pb, Laser Ablation), que associou ao metamorfismo progressivo; e (ii) 2.06 Ga

(U-Th em monazita), que associou com o metamorfismo regressivo relacionado com

transcorrências. No afloramento do setor W da praia da Paciência (Figura 1.2) foram datadas

amostras de monzogranitos e sienogranitos, tendo sido obtida uma idade-modelo (TDM) em

torno de 2.9 Ga, sugerindo uma fonte mesoarqueana para esse litotipo. Já a idade U-Pb

(Zircão, LA-ICPMS) obtida para a cristalização das rochas foi 2064±36 Ma. De acordo com a

autora, essa idade é similar às idades U-Pb (SHRIMP) e Pb-Pb (evaporação) obtidas por

diversos autores para os granitos tardi-tectônicos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.

41

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA LOCAL E ANÁLISE ESTRUTURAL

3.1. INTRODUÇÃO

No afloramento do setor E da praia da Paciência (Figura 1.2) podem ser observadas

feições que sugerem a atuação de processos de anatexia. Por esse motivo, este capítulo será

iniciado com a apresentação de um arcabouço teórico sobre migmatitos.

Segundo Sawyer & Brown (2008), migmatito é uma rocha heterogênea encontrada em

áreas de médio e alto graus metamórficos e que consiste de duas ou mais partes

petrograficamente diferentes. Uma dessas partes (neossoma) foi formada por fusão parcial

com segregação do material fundido a partir da fração sólida (protólito).

A figura 3.1 destaca os principais constituintes de um migmatito, quais sejam: (i)

protólito, que é a rocha que foi fundida e que deu origem ao neossoma; (ii) neossoma, que é a

porção formada por fusão parcial; (iii) leucossoma, constituinte do neossoma, que é a parte

clara, leucocrática do neossoma consistindo, dominantemente, de feldspatos e quartzo; (iv)

melanossoma, constituinte do neossoma, que é a parte escura do neossoma rica em minerais

máficos como biotita, granada, cordierita, ortopiroxênio, hornblenda ou clinopiroxênio; (v)

paleossoma, que é a rocha que não fundiu, ou seja, que não foi afetada por fusão parcial.

Figura 3.1 – Constituintes de um migmatito segundo Sawyer (2008). 13

42

De acordo com Sawyer & Brown (2008), em migmatitos o leucossoma pode ser

classificado como: (i) in situ, (ii) na fonte (in source) ou pode formar veios leucocráticos

(Figura 3.2). No primeiro caso, a fusão acontece sem que haja movimentação do leucossoma.

No segundo caso, há formação de veios e diques, mas a movimentação é restrita ao domínio

de fusão. No terceiro e último caso, o leucossoma sai do domínio de fusão e vai hospedar-se

nas rochas encaixantes.

Figura 3.2 – Esquema mostrando as diferenças entre leucossomas (1) in situ, (2i) na fonte (in source) ou (3)

veios leucocráticos proposto por Sawyer & Brown (2008). 14

De acordo com Sawyer (2008), a classificação morfológica de migmatitos (Figura 3.3)

deve estar relacionada, principalmente, com a intensidade de fusão e representada pela fração

de neossoma que está presente no migmatito. Sendo assim, metatexito é um migmatito

heterogêneo na escala de afloramento no qual as estruturas pré-fusão parcial são amplamente

preservadas no paleossoma. Já o diatexito é caracterizado por ser um migmatito em que

domina o fundido, no qual o neossoma está amplamente distribuído.

3.2. UNIDADES MAPEADAS

O afloramento estudado é do tipo lajedo e se encontra bem preservado dos processos

intempéricos. Em algumas porções do afloramento, que normalmente não são alcançadas

pelas ondas, há uma camada de regolito e sedimentos, permitindo o crescimento de uma

vegetação rasteira de praia. Nessas áreas, a cor do solo gerado pela alteração intempérica é,

em geral, amarelo alaranjado.

43

De acordo com a classificação de migmatitos proposta por Sawyer & Brown (2008) e

Sawyer (2008), as rochas do afloramento do setor E da Praia da Paciência podem ser

classificadas como metatexitos e diatexitos. No afloramento estudado foram mapeadas e

descritas, macroscopicamente, três unidades distintas (Apêndice 1), sendo elas: (i) o

migmatito granulítico paraderivado com encraves máficos, que se subdivide em metatexítico

e diatexítico; (ii) os diques félsicos; (iii) rochas e sedimentos recentes.

Figura 3.3 – Partes constituintes de um migmatito. Modificado de Sawyer (2008). 15

3.2.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos

Das rochas orto e paraderivadas relatadas por Jesus (1978), Souza (2008, 2009),

Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) e Barbosa et al. (2012), apenas as paraderivadas foram

encontradas (em contexto de análise macroscópica) no afloramento do setor E da Praia da

Paciência. Essas rochas foram classificadas como metatexíticas e diatexíticas.

Utilizando a figura 3.4, alguns argumentos podem ser levantados para classificar essas

rochas como paraderivadas, quais sejam: (i) intensa variação modal no bandamento gnáissico

das rochas cartografadas no domínio litológico B; (ii) a presença de litotipos paraderivados

com ortopiroxênio, biotita vermelha e safirina, além de quartzo, granada (Fotografia 3.1),

sillimanita, cordierita, plagioclásio (Fujimori & Allard 1966, Fujimori 1968) no domínio

litológico A; (iii) a presença de porfiroblastos de granada, que chegam a medir seis

centímetros de diâmetro (Fotografia 3.2), associados com biotita e feldspatos, em litotipos

com características semelhantes aos descritos na literatura como granulitos paraderivados

44

alumino-magnesianos (Barbosa et al. 2005) no domínio litológico C; (iv) a presença de níveis

quartzosos intercalados nas rochas granulíticas paraderivadas cálcio-ferro-magnesianas do

domínio litológico B (Figura 3.4), o que sugere a presença de metachert impuro; (iv) a

presença líquidos ricos em quartzo associados aos domínios de migmatização no domínio B; e

(v) aliado aos demais argumentos ressalta-se, ainda, a ausência de porfiroclastos de feldspatos

nas rochas estudadas no domínio litológico B.

Desta forma, sugere-se que a variação composicional entre os domínios A, B e C da

figura 3.4 representa uma característica associada com a variação na composição do

bandamento do protolito sedimentar em escala menor do que a escala de trabalho.

Figura 3.4 – Imagem de satélite posicionando os principais afloramentos da praia do Rio Vermelho com as

variações composicionais de seus domínios litológicos. O retângulo amarelo representa a área de trabalho

(Apêndice 1). Fonte: Google Earth / agosto 2013. 16

45

Fotografia 3.1 – Granulitos paraderivados alumino-

magnesianos com granada no setor litológico A da

figura 3.3.

Fotografia 3.2 – Granulitos paraderivados alumino-

magnesianos com granada no setor litológico C da

figura 3.3. Visada em planta. A bússola aponta para

o norte.

Essa unidade, como um todo, corresponde a 74% da área estudada, ocupando 5.782 m²

(Apêndice 1 e Figura 3.5). Ao longo de todo o afloramento as rochas exibem porções

migmatizadas e abrigam encraves máficos com formas sigmoidais ou lenticulares, além de

serem truncadas por diques félsicos. Em algumas porções são encontradas estreitas camadas

de conglomerado recobrindo as mesmas, em contato angular e erosivo.

46

Figura 3.5 – Distribuição espacial dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexíticos e diatexíticos). 17

As principais estruturas deformacionais identificadas nessa unidade são: foliação Sn,

que compreende um bandamento composicional e uma xistosidade a ele paralelizada, dobras

isoclinais intrafoliais sem raiz, boudins, além de lineação de estiramento, bem como zonas de

cisalhamento rúpteis (falhas) e dúcteis, sigmoides de foliação, dobras de arrasto (drag folds),

dominós sintéticos e antitéticos, e fraturas.

a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado

Essas rochas correspondem a, aproximadamente, 57% da área de estudo, ocupando

4406 m² (Apêndice 1 e Figura 3.6), na porção sudeste do afloramento. O contato dessas

rochas com os migmatitos diatexíticos granulíticos paraderivados (Fotografias 3.3 e 3.4) é

brusco e se faz através de zona de cisalhamento sinistral.

A rocha é anisotrópica e possui cor cinza esverdeada (Fotografias 3.5 e 3.6). A

principal feição estrutural é um bandamento composicional milimétrico e, por vezes,

centimétrico, que é marcado, principalmente, pela alternância de níveis félsicos com

proporções variáveis de quartzo, feldspato potássico, plagioclásio e níveis com piroxênio e

biotita, bem como encraves máficos boudinados e níveis ricos em quartzo. A observação de

47

uma lâmina delgada dessa rocha, em microscópio petrográfico, permitiu identificar a presença

de plagioclásio, microclina, biotita, anfibólio, ortopiroxênio, quartzo e minerais opacos, em

sua composição mineralógica. Em alguns locais é possível observar domínios ricos em

leucossoma (Fotografias 3.7 e 3.8) e, nesse caso, o corpo exibe geometria irregular e contatos

difusos. Nesse caso, esse leucossoma pode ser classificado como in situ (Sensu Sawyer &

Brown (2008)).

Figura 3.6 – Distribuição espacial do migmatito metatexítico paraderivado. 18

A principal estrutura migmatítica dessas rochas é a estromática (Fotografias 3.9 e

3.10). Nesse caso, é possível observar níveis milimétricos ricos em feldspato potássico e

quartzo, paralelizados com o bandamento gnáissico da rocha. Nessas estruturas, as bordas

ricas em minerais máficos, constituem o resíduo da fusão parcial do protólito. Diques de

sienogranitos são observados e conectados com domínios em que a fusão é difusa (Fotografia

3.11), sugerindo uma movimentação do fundido e colocação em fraturas abertas durante a

migmatização. Esse é um exemplo de leucossoma do tipo “na fonte” de Sawyer & Brown

(2008).

48

Fotografia 3.3 – Visão geral do contato (linha amarela)

entre o diatexito (acima) e o metatexito (abaixo). Visada

em planta. A seta indica o norte.

Fotografia 3.4 – Detalhe do contato (linha

amarela) entre os migmatitos diatexíticos

(esquerda) e metatexíticos (direita). Visada em

planta. A bússola aponta para o norte.

Fotografia 3.5 – Aspecto geral do migmatito

metatexítico paraderivado. Visada em planta. A

seta indica o norte.

49

Fotografia 3.6 – Aspecto geral do migmatito

metatexítico granulítico paraderivado. Notar

bandamento gnáissico com níveis ricos em quartzo.

Visada em planta. A bússola aponta para o norte.

Fotografia 3.7 – Área com neossoma difuso no

migmatito metatexítico granulítico paraderivado

(circulo amarelo) Visada em planta. A seta indica

o norte.

Fotografia 3.8 – Detalhe de ocorrência de fusão in situ

em migmatito metatexítico granulítico paraderivado.

Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte.

Fotografia 3.9 – Estrutura estromática no migmatito

metatexítico granulítico paraderivado, evidenciando o

fundido (parte clara) e o resíduo (parte escura). Visada

em planta. A ponta do martelo indica o norte.

50

Fotografia 3.10 – Bandamento composicional,

no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado, com intercalações de

melanossoma e quartzo, formando estrutura

estromática. Visada em planta. A bússola

aponta para o norte.

Fotografia 3.11– Neossoma em migmatito

metatexítico granulítico paraderivado.

Visada em planta. A bússola aponta para o

norte.

b) Migmatito Diatexítico Granulítico Paraderivado

Essa rocha corresponde a 17% da área, 1376 m² (Apêndice 1 e Figura 3.7), ocupando a

porção oeste do lajedo (Fotografias 3.12 e 3.13). Encontra-se em um nível mais avançado de

alteração intempérica, em comparação com os metatexitos, provavelmente devido a maior

densidade de fraturas e zonas de cisalhamento, que servem de caminho para a percolação de

água, potencializando os efeitos do intemperismo químico nessas rochas, bem como pelo

grande volume de K-feldspato presente.

A rocha é anisotrópica e, quanto à granulometria, exibe mesoestrutura fanerítica

grossa (Fotografia 3.14). Possui coloração vermelho rosado com descontínuos domínios cinza

escuros, cuja cor é atribuída às faixas de paleossoma máfico (Fotografia 3.15). Em alguns

casos é possível observar níveis irregulares de material máfico imerso no neossoma. Esses

domínios máficos são considerados como paleossoma pois, nesse afloramento,

provavelmente, a rocha máfica não fundiu, tendo em vista a composição rica em K-feldspato

do neossoma. Possivelmente, os elementos da trama representam porções dos encraves

máficos que foram assimilados pelo neossoma. Nesse caso, nota-se a presença de biotita na

borda dos encraves. A presença desse mineral está, provavelmente, relacionada com a

Melanossoma

Leucossoma

51

interação da rocha máfica com o leucossoma. Em alguns casos, um proeminente bandamento

gnáissico é observado com a alternância de leucossoma e paleossoma máfico biotitizado

(Fotografia 3.16). Em alguns locais ainda é possível reconhecer domínios metatexíticos nessas

rochas (Fotografia 3.17).

Figura 3.7 – Distribuição espacial do migmatito diatexítico paraderivado. 19

Figura 3.12 – Aspecto geral do migmatito diatexítico

granulítico paraderivado. Visada em perspectiva. A

seta indica o norte.

Fotografia 3.13 – Vista panorâmica da área de

ocorrência do migmatito diatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta

para o norte.

52

Fotografia 3.14 – Detalhe da mesoestrutura fanerítica

grossa em migmatito diatexítico granulítico

paraderivado. Visada em perfil.

Fotografia 3.15 – Encraves máficos com bordas ricas

em biotita em migmatito diatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para

o norte.

Fotografia 3.16 – Bandamento gnáissico em migmatito

diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta.

A bússola aponta para o norte.

Uma lâmina delgada dessa unidade foi analisada, permitindo identificar quartzo, K-

feldspato, biotita, minerais opacos e traços de apatita em sua composição mineralógica. Grãos

poligonais de feldspato alcalino envolvendo porfiroclastos foram observados e sugerem

milonitização.

Estruturas como schlieren (Fotografias 3.18 e 3.19) e schölen (Fotografia 3.20) são

encontradas nesses migmatitos. As estruturas schlieren (Fotografias 3.18 e 3.19) ocorrem

como finas faixas de minerais máficos, que estão orientados segundo os planos de foliação

53

dessas rochas. Já a estrutura schölen (Fotografia 3.20), ocorre associada com fragmentos de

rocha máfica imersos no leucossoma.

Fotografia 3.17 – Migmatito metatexítico granulítico

paraderivado estromático imerso em migmatito

diatexítico granulítico paraderivado. Notar bandamento

finamente espaçado nesses metatexitos. As bandas

mais espessas de material máfico representa

paleossoma de rocha mafica, que se intercala com o

paleossoma granulítico paraderivado. Visada em


Fotografia 3.18 – Migmatito diatexítico granulítico

paraderivado com estrutura schlieren. Visada em



paraderivado com estrutura schlieren. Visada em


54


paradeivado com estrutura Schölen. Visada em planta. A

bússola aponta para o norte.

c) Encraves Máficos

Os encraves máficos representam 2% das rochas cartografadas, ocupando 208 m²

(Apêndice 1 e Figura 3.8). Essas rochas estão pouco alteradas pelo intemperismo e seus

contatos são bruscos com as encaixantes. Suas encaixantes são os migmatitos metatexíticos e

diatexíticos granulíticos paraderivados, havendo uma maior densidade de encraves na porção

oeste da área, onde afloram os diatexitos. Geralmente, os corpos são descontínuos, com

dimensões máximas centimétricas a métricas, variando de oito centímetros a treze metros. A

geometria é fusiforme a elipsoidal (Fotografias 3.21 a 3.24) e constituem boudins em geral

simétricos (Fotografia 3.15), que se distribuem paralelamente ao bandamento gnáissico. Nessa

escala de trabalho são rochas isotrópicas e melanocráticas com coloração variando do cinza

escuro ao verde escuro. A granulação é fanerítica fina, embora ocorra, por vezes, fanerítica

média. Uma lâmina de uma amostra de encrave máfico coletada na área foi analisada ao

microscópio, tendo sido observada a presença de plagioclásio, anfibólio, biotita,

clinopiroxênio, ortopiroxênio e traços de quartzo e minerais opacos. A biotita apresenta-se,

preferencialmente, na borda dos boudins, quando em contato com o leucossoma.

55

Figura 3.8 – Distribuição espacial dos encraves máficos. 20

Fotografia 3.21 – Encrave máfico em migmatito

diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta.


Fotografia 3.22 – Encrave máfico com geometria

fusiforme em migmatito diatexítico granulítico


o norte.

56

Fotografia 3.23 – Encraves máficos com geometria

elipsoidal em migmatito diatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta

para o norte.

Fotografia 3.24 – Encrave máfico alongado no

migmatito diatexítico granulítico paraderivado.


3.2.2. Diques Félsicos

Nessa unidade (Apêndice 1 e Figura 3.9) foram cartografados os diques com

espessuras maiores ou iguais a 40 cm. Já os diques com espessuras menores que 40 cm, foram

representados com a simbologia apropriada (Apêndice 1), devido à escala de trabalho. Esses

diques, que representam 1% do afloramento, são tabulares (Fotografias 3.25 a 3.27) e

ocorrem, por vezes, boudinados, dobrados ou deslocados por zonas de cisalhamento.

A coloração dessas rochas varia de vermelho claro a rosado e a alteração intempérica é

incipiente. As rochas são isotrópicas e apresentam granulometria fanerítica média a grossa.

Em alguns locais exibem mesoestruturas ígneas gráfica (Fotografia 3.28) e porfirítica, com

grãos centimétricos de k-feldspato e quartzo imersos em matriz fanerítica média.

Os contatos com as rochas encaixantes são predominantemente retos, abruptos e, em

geral, discordantes com a foliação do migmatito granulítico, embora, por vezes, ocorram

subconcordantemente posicionados com relação a essa estrutura (Fotografias 3.25 e 3.26).

57

Figura 3.9 – Distribuição espacial dos diques félsicos. 21

Fotografia 3.25 – Dique félsico subconcordante com a

foliação. Visada em planta. A bússola aponta para o

norte.

Fotografia 3.26 – Dique félsico subconcordante com a

foliação. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica

o norte.

Em alguns diques é possível notar a presença de estruturas indicadoras de sentido de

fluxo magmático. Sendo assim, nesse afloramento algumas bifurcações entre diques sugerem

que o fluxo magmático nesses corpos foi de SW para NE, como ilustra a fotografia 3.27.

Foliação

Foliação

58

Fotografia 3.27 – Dique félsico discordante com a

foliação e com bifurcação indicando fluxo magmático

de SW para NE. Visada em perfil, para NW.

Fotografia 3.28 – Dique pegmatítico exibindo

mesoestrutura ígnea gráfica. Visada em planta. A

ponta da lapiseira indica o norte.

3.2.3. Rochas e Sedimentos Recentes

a) Conglomerados

Os conglomerados (Apêndice 1 e Figura 3.10) (Fotografias 3.29 e 3.30) ocorrem na

porção sudeste da área cartografada, em camadas lenticulares com espessuras centimétricas, e

representam 8% do afloramento, ocupando 609 m². Essas rochas recobrem as áreas mais

rebaixadas e são de mesma natureza que os conglomerados descritos por Oliveira (2010) e

Souza-Souza (2010). O arcabouço dessas rochas é constituído por seixos, grânulos, matacões

e blocos dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexitos e diatexitos). Os clastos

apresentam baixa esfericidade e foram formados in situ (beach rock) em virtude da presença

de sistemas de fraturas ortogonais entre si e de esfoliação esferoidal dos migmatitos. Além de

rocha, também são observados bioclastos provenientes da vida marinha. Esses estão

cimentados por material carbonático.

Foliação

59

Figura 3.10 – Distribuição espacial das rochas e sedimentos recentes. 22

Fotografia 3.29 – Vista panorâmica da área de

ocorrência do conglomerado (em destaque), em

discordância erosiva e angular com os metatexitos.

Contato em amarelo. Visada em planta. A ponta do

martelo indica o norte.

Fotografia 3.30 – Detalhe do conglomerado da área de

estudo. Visada em planta. A ponta do martelo indica o

norte.

60

b) Sedimentos Recentes

A unidade dos sedimentos recentes representa 15%, ocupando 1143 m² (Figura 3.10)

(Fotografia 3.31) e é constituída por areia (quartzo) e restos de conchas, carapaças, espículas

de equinoderma e algas, que se acumulam nas partes mais baixas do afloramento, recobrindo

os migmatitos granulíticos paraderivados (metatexitos e diatexitos) e os conglomerados. Esses

sedimentos sofrem influência da oscilação das marés, sendo retrabalhados constantemente.

Fotografia 3.31 – Sedimentos recentes (areia de praia).

Visada em planta. A ponta do martelo indica o norte.

3.3. ESTRUTURAS DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS

Na escala da fotografia aérea utilizada neste trabalho é possível observar lineamentos

estruturais com orientação geral NE-SW, que refletem uma foliação deformacional

denominada, genericamente, Sn (Apêndice 1). Essa estrutura encontra-se ondulada e truncada

por estruturas que se mostram, nessa escala, como lineamentos estruturais mais proeminentes,

retilíneos e correspondem a zonas de cisalhamentos e fraturas.

Nos itens a seguir serão descritas as estruturas deformacionais que foram levantadas

durante os trabalhos de campo. Os dados estruturais são apresentados utilizando o azimute e o

mergulho, seguido do quadrante, pela “Regra da Mão Direita”. Na área estudada foram

identificadas estruturas compressionais relacionadas com duas fases deformacionais,

denominadas de Dn e Dn+1. Em função da superposição de estruturas, a fase Dn foi

subdividida nos estágios Dn’, Dn’’ e Dn’’’. Além disso, falhas e fraturas associadas com as

deformações panafricanas também foram cartografadas.

61

Primeiramente, essas estruturas serão apresentadas separadamente, por rocha, para em

seguida serem interpretadas à luz da análise estrutural clássica, com interpretações das fases

deformacionais. Para facilitar as discussões, as superfícies e linhas serão hierarquizadas com

seus respectivos índices, referentes aos estágios e fases deformacionais.

3.3.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos

Neste item serão abordadas as estruturas deformacionais da unidade dos migmatitos

granulíticos paraderivados, separando as porções metatexítica e diatexítica, bem como seus

encraves máficos. As estruturas associadas aos diques serão descritas separadamente.

a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado

A estrutura mais antiga dessas rochas é a foliação Sn’, que ocorre associada com

dobras isoclinais, intrafoliais, sem raiz, que se posicionam internamente à foliação Sn”. Essa

foliação Sn’ corresponde a um bandamento gnáissico com uma xistosidade Sn’ associada

(Fotografias 3.32, 3.33). A presença dessa estrutura sugere que um bandamento mais antigo,

Sn’, foi dobrado e paralelizado a um bandamento mais novo (Sn’//Sn”) durante a deformação

progressiva. Desta maneira, as dobras isoclinais, intrafoliais, sem raiz ficaram preservadas em

pods de deformação.

Fotografia 3.32 – Dobras isoclinais intrafoliais sem raiz

envolvendo uma foliação Sn’ e internas à foliação

Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A ponta da lapiseira

indica o norte.

Fotografia 3.33 – Dobra isoclinal intrafolial sem raiz

envolvendo uma foliação Sn’ e internas à foliação

Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado. Visada em perfil, para NE.

Sn’//Sn’’ Sn’

Sn’//Sn’’

Sn’

62

A principal estrutura deformacional associada com essas rochas é a foliação Sn’//Sn”.

Essa foliação compreende um bandamento composicional gnáissico, de escala milimétrica a

centimétrica, constituído por intercalações de bandas claras, quartzo-feldspáticas, e escuras,

ricas em minerais máficos (piroxênio, biotita, anfibólio) (Fotografias 3.34 e 3.35), bem como

por níveis descontínuos de encraves máficos melanocráticos boudinados e níveis quartzosos.

Além disso, pode ser observada uma xistosidade Sn’’ que se posiciona paralelamente ao

bandamento gnáissico. Essa estrutura é marcada pela orientação preferencial de biotita,

piroxênio e anfibólio.

Fotografia 3.34 – Vista panorâmica do bandamento

composicional gnáissico e da xistosidade (Sn’//Sn”), indicado

pelas linhas amarelas, no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado. Visada em planta. A seta indica o norte.

Fotografia 3.35 – Detalhe do bandamento composicional

gnáissico e da xistosidade (Sn’//Sn”) no migmatito metatexítico

granulítico paraderivado. O nível mais claro é quartzoso. Visada

em planta. A bússola aponta para o norte.

O diagrama de isodensidade polar da figura 3.11 mostra o plano máximo da foliação

Sn’//Sn” posicionado em N226/64 NW. Nesse diagrama, nota-se uma ampla dispersão dos

dados, especialmente no quadrante SE.

Sn”

Sn”

63

Figura 3.11 – Diagrama de isodensidade polar para a foliação (Sn’//Sn”) no migmatito metatexítico granulítico

paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 23

Hospedada no plano da foliação Sn’//Sn” desenvolve-se uma lineação de estiramento

mineral (Lxn’’), que é marcada por quartzo, feldspato potássico e plagioclásio. Nessas rochas,

essa estrutura é de difícil reconhecimento devido à escassez de planos bem expostos da

foliação Sn’//Sn”. Das 10 medidas realizadas nesse setor, a maior concentração está situada

no quadrante NW, com dispersões no quadrante NE. Embora o trend geral esteja posicionado

no quadrante NW, uma medida posiciona-se segundo 06 p/ 264 (Figura 3.12).

64

Figura 3.12 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento mineral Lxn’’ no migmatito

metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 24

Outro elemento importante e interno à foliação Sn’//Sn’’ são os encraves máficos, que

se encontram estirados, com eixo maior posicionado paralelamente ao eixo x do elipsoide de

deformação finita que gerou a foliação Sn’’. São corpos boudinados que exibem geometrias

fusiformes a elipsoidais (Fotografias 3.21 a 3.24), com dimensões centimétricas a métricas –

de oito centímetros a treze metros, como citado anteriormente. Alguns desses corpos são

simétricos, outros, assimétricos. A foliação externa (Sn) os contorna, indicando que são

rochas mais antigas do que essa foliação.

Uma dobra intrafolial (Sn’//Sn’’) foi encontrada preservada em um pod de deformação

no diatexito, envolvida pela superfície Sn+1 (Fotografia 3.36). A superfície

Sn’//Sn’’encontra-se dobrada e é possível observar a presença de dobras parasíticas

(Fotografia 3.37), em M ou W, com charneira (Lbn’’’) em geral subhorizontal e posicionada

segundo ENE-WSW. As dobras não desenvolveram foliação plano axial e, de acordo com o

ângulo interflanco, podem ser classificadas como dobras fechadas a cerradas. Essas dobras

apresentam charneiras arredondadas e envoltórias assimétricas em M ou W. São harmônicas,

com plano axial mergulhando com ângulo superior a 60° e para NW. Essas características

sugerem vergência para SE, ou seja, contrária ao mergulho do plano axial das dobras, que

constituem uma segunda geração observada no afloramento estudado.

65

Fotografia 3.36 – Dobra intrafolial, preservada em pod

de deformação no migmatito diatexítico granulítico

paraderivado. Visada em seção. A ponta do martelo

indica o norte.

Fotografia 3.37 – Dobras parasíticas no migmatito

metatexítico granulítico paraderivado, rotacionando a

foliação Sn’//Sn”. Visada em planta. A ponta da

lapiseira indica o norte.

Truncando a foliação Sn’//Sn” e as dobras nos metatexitos foram observadas zonas de

cisalhamento (Fotografias 3.38 e 3.39) dúctil-rúpteis a rúptil-dúcteis. Essas zonas são

estreitas, com espessuras variando entre dois e dez centímetros (Fotografia 3.40) e apresentam

um padrão anastomótico. Em muitos casos, elas são subparalelas à foliação Sn”. Em seu

interior, há diminuição da granulometria da rocha encaixante da zona de cisalhamento e uma

foliação milonítica pode ser observada. Essa estrutura reorienta a foliação Sn’//Sn”, logo,

pode ser denominada de Sn’//Sn”//Sn+1. Infelizmente, a observação da lineação de

estiramento não foi possível, principalmente pelo fato do afloramento ser um lajedo, não

havendo exposição desses planos de cisalhamento. Dobras de arrasto (Fotografia 3.41) são os

indicadores de movimento associados com essas zonas de cisalhamento e rotacionam a

foliação Sn’//Sn”, bem como as dobras de segunda geração. A principal estrutura observada

foi encontrada na porção central da área de trabalho, no setor dos metatexitos, indicando

movimento aparente dextral (Apêndice 1).

A figura 3.13 apresenta o diagrama com os planos das zonas de cisalhamento que,

nessas rochas, apresentam, em geral, orientação NE-SW e movimento aparente dextral.

Lbn’

’’

Sn’//Sn’’

66

Figura 3.13 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis dextrais encontradas no migmatito

metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 25

Associadas com as zonas de cisalhamento ocorrem um terceiro conjunto de dobras que

rotacionam os antiformes e sinformes anteriornente mencionados. As dobras aparecem no

apêndice 1 e podem ser identificadas pela mudança na trajetória da foliação Sn’//Sn”. Em

função do ângulo interflanco, que varia de 70° a 120°, essas estruturas podem ser classificadas

como abertas. Além disso, essas estruturas possuem envoltória simétrica, charneira

arredondada e são harmônicas. A análise de flancos sucessivos permite verificar que se tratam

de dobras com charneira de alto ângulo, com valores de caimento mais frequentes entre 65° e

83°.

67

Fotografia 3.38 – Zonas de cisalhamento exibindo

padrão anastomótico da folliação Sn+1 em migmatito

metatexítico granulítico paraderivado. Visada em

planta. A ponta do martelo indica o norte.

Fotografia 3.39 – Zonas de cisalhamento (linhas

amarelas) exibindo padrão anastomótico da folliação

Sn+1 em migmatito metatexítico granulítico

paraderivado. Visada em perfil, para ENE.

Fotografia 3.40 – Foliação Sn’//Sn”//Sn+1 no

migmatito metatexítico granulítico paraderivado.


Fotografia 3.41 – Dobras de arrasto no migmatito

metatexítico granulítico paraderivado sugerindo

movimento dextral. Visada em planta. A bússola

aponta para o norte.

Diques félsicos, isotrópicos, truncam a foliação dessas rochas (Fotografias 3.25 a

3.28). Esses diques encontram-se ora subparalelizados, ora truncando a foliação principal.

Algumas dessas estruturas encontram-se dobradas (Fotografias 3.42 e 3.43) e outras são

tabulares. Esses corpos, possivelmente, representam leucossomas que foram injetados em

planos de fraturas durante a migmatização.

Sn’//Sn’’

Sn+1

Sn+1

Sn’//Sn’’

68

Fotografia 3.42 – Dique félsico dobrado e boudinado,

no migmatito metatexítico granulítico paraderivado.


Fotografia 3.43 – Dique félsico dobrado, no migmatito

metatexítico granulítico paraderivado. Visada em

perfil, para WSW.

Truncando as estruturas descritas são encontradas falhas com orientação N000/40, com

movimento predominantemente dextral. Além disso, fraturas integram o conjunto de

estruturas rúpteis.

Sn’//Sn’’

69

b) Migmatito Diatexítico Granulítico Paraderivado

A principal estrutura dessas rochas é uma foliação (Sn’//Sn”//Sn+1) (Figura 3.14), que se

encontra paralelizada a um bandamento gnáissico. Esse bandamento é constituído por

intercalação de leucossoma sienogranítico, encraves máficos (Fotografia 3.44) e estruturas

migmatíticas do tipo schlieren. Essas estruturas de migmatização estão hospedadas em bandas

escuras constituídas de minerais máficos. Uma xistosidade marcada pela orientação

preferencial de biotita e anfibólio ocorre paralelizada a esse bandamento. Na única lâmina

examinada dessas rochas, observou-se a presença de porfiroclastos de K-feldspato

contornados por grãos poligonais. Uma lineação de estiramento mineral (Fotografia 3.45),

marcada principalmente pelo estiramento do quartzo, foi desenvolvida durante o

cisalhamento, que gerou a superfície Sn+1. Essa lineação (Lxn+1) apresenta máximo em 36

p/ 350 (Figura 3.15).

Figura 3.14 – Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn+1 no migmatito diatexítico granulítico

paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 26

70

Figura 3.15 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento Lxn+1 no migmatito diatexítico

granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N= número de medidas. 27

Internamente à foliação (Sn+1) ainda é possível observar dobras cerradas a isoclinais,

intrafoliais, envolvendo a foliação Sn’//Sn”. Além disso, boudins de encraves máficos são

observados (Apêndice 1). Esses boudins são predominantemente simétricos, mas, estruturas

assimétricas podem ser observadas (Fotografia 3.21). Associada com foliação (Sn+1) e com

as zonas de cisalhamento dúcteis foram observados indicadores de movimento tais como

sigmoides de foliação (Fotografias 3.46 e 3.47) e dobras de arrasto. Essas estruturas (foliação,

lineação de estiramento, boudins, dobras intrafoliais e indicadores de movimento), em

conjunto, sugerem a presença de uma zona de cisalhamento que trunca o domínio dos

migmatitos diatexíticos com movimento sinistral reverso.

A figura 3.16 apresenta o diagrama com os planos das zonas de cisalhamento que, nos

diatexitos, apresentam movimento aparente sinistral. A análise do diagrama permite

demonstrar que as zonas de cisalhamento instaladas nessas rochas, com esse movimento,

posicionam-se segundo NE-SW. Truncando as zonas de cisalhamento dúcteis são observadas

zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis e falhas, anastomóticas (Fotografias 3.48 e 3.49) a

planares (Fotografias 3.50 e 3.51). Os indicadores de movimento são falhas sinistrais

(Fotografia 3.50) e dominós antitéticos (Fotografia 3.51).

71

Figura 3.16 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento sinistrais encontradas no migmatito diatexítico

granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 28

Fotografia 3.44 – Boudin simétrico envolvendo

encrave máfico em migmatito diatexítico granulítico


o norte.

Fotografia 3.45 – Detalhe de lineação de estiramento

mineral (Lxn’’) marcada pelo estiramento de quartzo

em migmatito diatexítico granulítico paraderivado.

Sn+1

72

Fotografia 3.46 – Sigmoides de foliação (em destaque) no

migmatito diatexítico granulítico paraderivado, indicando

movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento.


Fotografia 3.47 – Sigmoides de foliação (em destaque) no

migmatito diatexítico granulítico paraderivado, indicando

movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento.


Fotografia 3.48 – Aspecto geral da foliação anastomótica

gerada por zona de cisalhamento dúctil-rúptil em migmatito

diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A

bússola aponta para o norte.

Fotografia 3.49 – Detalhe do padrão anastomótico em zona

de cisalhamento dúctil-rúptil em diatexito. Visada em planta.


Fotografia 3.50 – Falhas sinistrais em migmatito diatexítico,

cujo off-set sugere movimento direcional sinistral aparente

em plano de cisalhamento Sn+1 posicionado segundo N245.

Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte.

Fotografia 3.51 – Dominós antitéticos no migmatito

diatexítico cujo off-set sugere movimento direcional sinistral

aparente em plano de cisalhamento Dn+1 posicionado

segundo N230. Visada em planta. A ponta da bússola indica o

norte.

Sn+1

Sn’//Sn’’

Sn+

1

Sn’’

Sn’//Sn””

Sn+1

Sn’’

73

Com relação às fraturas, embora a figura 3.17 mostre uma ampla dispersão dos dados,

pode ser observada a presença de dois trends principais, um NNW-SSE e outro NE-SW.

Figura 3.17 – Diagrama estereográfico de rosetas da distribuição das fraturas nos migmatitos granulíticos

paraderivados. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 29

3.4. FASES DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS E EVOLUÇÃO

DEFORMACIONAL

Como já mencionado anteriormente, o levantamento estrutural realizado no

afloramento do setor leste da praia da Paciência permitiu identificar duas fases de deformação

compressionais, finitas e progressivas (Figura 3.18). A primeira fase (Dn), que possivelmente

está relacionada com a tectônica tangencial que estruturou o Cinturão Salvador-Esplanada,

pode ser subdivida em três estágios (Dn’, Dn’’ e Dn’’’). A geometria das estruturas dessa fase

é compatível com o desenvolvimento de um Fold Thrust Belt.

A fase Dn é correlacionável com a fase Dn+1 de Barbosa & Sabaté (2002). O primeiro

estágio (Dn’) pôde ser identificado pela presença de dobras intrafoliais associadas com um

bandamento gnáissico e xistosidade, que sugerem a existência de uma superfície Sn’. Com a

progressão da deformação, essa estrutura foi rotacionada, dobrada e paralelizada ao plano de

fluxo do segundo estágio de deformação (Dn’’). Nesse estágio houve a geração de uma

74

foliação (Sn’//Sn”) que envolve um novo bandamento gnáissico e uma xistosidade, bem como

uma lineação de estramento mineral (Lxn”), além de dobras intrafoliais e boudins. A

vergência dessa fase não pôde ser determinada. Essa fase é anterior à formação dos

migmatitos e dos diques associados. No terceiro estágio de deformação (Dn’’’), dobras

fechadas a apertadas com vergência para SE foram nucleadas. Essa vergência pode estar

associada com a vergência geral do Cinturão Salvador-Esplanada ou as dobras podem ser

parasíticas de dobras regionais. Associada com essa fase de deformação pode-se interpretar

que a tensão principal máxima regional, provavelmente, foi subhorizontal e posicionada

segundo NW-SE. Já a tensão regional mínima, posicionou-se verticalmente. Durante ou

tardiamente ao estágio Dn’’’ houve o desenvolvimento da migmatização e, nesse contexto,

leucossomas alojaram-se em bolsões, formando os leucossomas in situ (Sensu Sawyer &

Brown 2008) e outros migraram para fraturas, gerando diques. Esses diques foram

posicionados truncando ou aproveitando as estruturas anteriormente nucleadas.

A segunda fase (Dn+1) está associada com a tectônica transpressional do Cinturão

Salvador-Esplanada. Essa tectônica é de caráter transcorrente e marcada por zonas de

cisalhamento dúcteis, dúctil-rúpteis e rúptil-dúcteis que truncam as estruturas da fase Dn.

Algumas dessas zonas possuem orientação NE-SW e NNE-SSW e movimento aparente

sinistral, enquanto outras possuem orientação NE-SW e movimento aparente dextral. A fase

Dn+1, em questão, é correlacionável com a fase Dn+2 de Barbosa & Sabaté (2002). Durante a

sua evolução foi gerada a foliação milonítica (Sn+1), que trunca e estrutura os leucossomas de

diatexitos, bem como uma lineação de estiramento mineral (Lxn+1) e dobras intrafoliais,

envolvendo a superfície Sn’//Sn”. Além disso, dobras abertas foram geradas, nos metatexitos,

pela interferência das zonas de cisalhamento com as estruturas da fase Dn. Nessa fase,

possivelmente, as tensões principais máxima e mínima regionais, respectivamente, foram

subhorizontais e posicionaram-se segundo NW-SE e NE-SW.

75

Figura 3.18 – Modelo estrutural esquemático para a área de estudo. 30

Considerando que: (i) os diques são estruturas associadas com a migmatização e que

alguns estão dobrados e cisalhados pela fase Dn+1, enquanto que outros são tabulares; (ii) que

o leucossoma dos diatexitos também está truncado por essas estruturas; (iii) que alguns

leucossomas estão dobrados pela fase Dn (estágio Dn’’’); pode-se sugerir que a migmatização

é tardi Dn’’’ a sin Dn+1, podendo ocorrer tardiamente à fase Dn+1.

Um conjunto de falhas com orientação N-S e movimento aparente dextral não são

compatíveis com os campos de tensão das fases Dn e Dn+1. Possivelmente, essas estruturas

rúpteis estão associadas com as deformações distensionais panafricanas.

Início da migmatização: tardi Dn’’’ a sin Dn+1

76

Sistemas de fraturas são observados nas rochas estudadas e, possivelmente,

relacionados com a abertura do Oceano Atlântico e com a evolução da Bacia do Recôncavo.

Essas estruturas truncam aquelas das fases Dn e Dn+1.

3.5. DOMÍNIOS ESTRUTURAIS IDENTIFICADOS

Dois domínios estruturais foram identificados na área de estudo (Figura 3.19). No

domínio 1, a leste, predominam as estruturas da fase Dn. No domínio 2, a oeste, predominam

as estruturas da fase Dn+1. Ambos os domínios encontram-se truncados por estruturas rúpteis

do evento mesozoico.

Figura 3.19 – Mapa de domínios estruturais da área de trabalho. 31

77

CAPÍTULO 4 – CONCLUSÃO

Do que foi apresentado e discutido no presente trabalho, conclui-se que:

1) Na área do afloramento do setor E da praia da Paciência foram identificadas três

unidades mapeáveis, sendo elas: (i) migmatitos granulíticos paraderivados cálcio-

ferro-magnesianos com encraves máficos, que se subdividem em metatexítico e

diatexítico; (ii) diques félsicos; e (iii) rochas e sedimentos recentes.

2) O levantamento do arcabouço estrutural permitiu identificar duas fases de deformação

compressional (Dn e Dn+1) na área de trabalho. A fase Dn é subdividida nos estágios

progressivos Dn’, Dn’’ e Dn’’’. O primeiro está representado por uma foliação

(bandamento e xistosidade) presente em dobras intrafoliais do estágio seguinte. O

segundo nucleou uma foliação Sn’//Sn”, bem como lineação de estiramento mineral e

dobras isoclinais intrafoliais. O terceiro estágio foi responsável pela geração de dobras

com vergência para SE. Essa fase (Dn) é correlacionável com a fase Dn+1 de Barbosa

& Sabaté (2002). Durante a fase Dn+1 houve a formação de zonas de cisalhamento

anastomóticas com cinemática variando entre sinistral reversa, para as NW-SE a NE-

SW, e dextral aparente, para as ENE. Essa fase (Dn+1) pode ser correlacionada com a

fase Dn+2 dos mesmos autores. As estruturas das fases Dn e Dn+1 refletem campo de

encurtamento regional com tensão máxima posicionada segundo NW-SE. A tensão

mínima variou de vertical, para a fase Dn, a horizontal e segundo NE-SW, para a fase

Dn+1.

3) As rochas paraderivadas encontram-se migmatizadas, formando desde leucossomas in

situ, gerando bolsões, a diques félsicos. Esses diques são concordantes a discordantes

e correspondem a leucossomas de composição sienogranítica. Alguns deles

encontram-se dobrados e rotacionados pelas estruturas da fase Dn+1 e outros,

entretanto, são tabulares. Diante desses modos de ocorrência, sugere-se que a

migmatização que originou essas rochas ocorreu tardiamente à fase Dn’’’ e sin a tardi

Dn+1. Essas fases deformacionais apresentam provável idade paleoproterozoica.

4) Recomenda-se um estudo petrográfico e geoquímico nas rochas do afloramento do

setor leste da praia da Paciência para definir e classificar, petrologicamente, as rochas

desse afloramento e confirmar a sua natureza paraderivada, bem como a realização de

datações e estudos litogeoquímicos nos encraves máficos acrescentando, assim, dados

78

que enriquecerão a literatura que trata da Geologia desse setor do Cinturão Salvador-

Esplanada.

79

CAPÍTULO 5 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

ABRAHÃO FILHO, E.A. Mapeamento Multi-escalar de Estruturas da Área de

Influência da Porção Sul da Falha de Salvador, Bahia. Trabalho Final de Graduação.

IG/UFBA. Salvador. 2009. 87p.

ALMEIDA, F.F.M. O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc. 7, pp. 349–364. 1977.

ALKMIM, F. F., BRITO NEVES, B. B., ALVES, J. A. C. Arcabouço tectônico do Cráton

do São Francisco – uma revisão. In: Dominguez, J.M. & Misi, A. (eds) O Cráton do São

Francisco. Reunião Preparatória do II Simpósio sobre o Cráton o Cráton do São Francisco.

Salvador, SBG/ Núcleo BA/SE/SGM/CNPq. P. 45-6. 1993.

ALKIMIN, F.F. O que faz de um Cráton um Cráton? O Cráton do São Francisco e as

Revelações Almeidianas ao delimitá-lo. In: MANTESSO-NETO. 2004.

BARBOSA, J.S.F. & DOMINGUEZ, J.M.L. Texto Explicativo para o Mapa Geológico ao

Milionésimo. SICM/ SGM, Salvador, (Edição Especial), 400 pp. (eds.) 1996.

BARBOSA, J.S.F. & SABATÉ, P. Geological features and the Paleoproterozoic collision

of four Archaean Crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A

synthesis. Anais Acad. Bras. Ciências, 74 (2):343-359. 2002.

BARBOSA, J.S.F. & SABATÉ, P. Colagem Paleoproderozóica de placas arquenas do

Cráton do São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de Geoiências. Volume 33. 7-14.

2003.

BARBOSA, J.S.F. & SABATÉ, P. Archean and Paleoproterozoic crust of the São

Francisco Cráton, Bahia, Brazil: geodynamic features. Prec. Res., 133:1-27. 2004.

BARBOSA, J.S.F., CORRÊA-GOMES, L.C., DOMINGUEZ, J.M.L., CRUZ, S.A.S.,

SOUZA, J.S. Petrografia e Litogeoquimica das Rochas da Parte Oeste do alto de

Salvador, Bahia. Rev. Bras. Geoc. Volume 35 (4 - Suplemento): 9-22. 2005.

BARBOSA, J. S. F. & SOUZA, J. S. DE. Geologia da Cidade de Salvador, Bahia,Brasil.

Relatório e anexos, CNPq/IGEO–UFBA, 69 p. 2007.

80

BARBOSA, J.S. F. ; MASCARENHAS, J. F. ; CORREA-GOMES, L. C. ; DOMINGUEZ, J.

M. L. ; SOUZA, J. S. de . Geologia da Bahia Pesquisa e Atualização. 1. ed. Salvador:

CBPM - Companhia Baiana de Pesquisa Mineral, v. 2. 559p. 2012.

CORRÊA GOMES, L.C.; TANNER DE OLIVEIRA, M.A.F.; MOTTA A.C.; CRUZ, M.J.M.

Província de Diques Máficos do Estado da Bahia. Mapa, estágio atual do conhecimento e

evolução temporal. SICM/SGM, Salvador (Edição Especial), 144p. 1996.

CORRÊA–GOMES, L. C. DOMINGUEZ, J. M. L. BARBOSA, J. S. F. SILVA, I. C. DA,

PINTO, M. V. Relações entre Orógenos, Zonas de Cisalhamento, Quebra Continental e

Deformações 3–D. A História Tectônica da Bacia Sedimentar de Almada, Bahia. Rev. Bras.

Geoc., Volume 35(4 – Suplemento): 105–115. 2005.

CRUZ, S. A. S. Caracterização Petrográfica, Petroquímica e Estrutural do

Embasamento Cristalino da Cidade de Salvador–Bahia/Porção Oeste. Trabalho Final de

Graduação. IGEO–UFBA. Salvador–BA. 64 p. 2005.

DELGADO I.M., SOUZA J.D., SILVA L.C., SILVEIRA FILHO N.C., SANTOS R.A.,

PEDREIRA A.J., GUIMARÃES J.T., ANGELIM L.A.A., VASCONCELOS A.M., GOMES

I.P., LACERDA FILHO J.V, VALENTE C.R., PERROTTA M.M., HEINECK C.A. Escudo

Atlântico, In: Bizzi L.A., Schobbenhaus C., Vidotti M., Gonçalves J.H. (eds.) Geologia,

Tectônica e Recursos Minerais do Brasil. Brasília: CPRM - Serviço Geológico do Brasil, 692

p. 2002.

DUYSTER, J. P. (2000). StereoNett Version 3.03.

FUJIMORI, S. Granulitos e charnockitos de Salvador (Ba). Anais Acad. Bras.Ciências.

40:181–202. 1968.

FUJIMORI, S. Condições de P–T de formação dos granulitos do Farol da Barra,

Salvador, Bahia, Brasil. Rev. Bras. Geoc. 18:339–344. 1988.

FUJIMORI, S.; ALLARD, G.O. Ocorrência de safirina em Salvador, Bahia. Boletim da

Sociedade Brasileira de Geologia, v.2, n.15, p. 67-81, setembro, 1966.

FUJIMORI, S., FYFE, W.S. Almanditic garnet-rich metamorphic rocks as an original soil

developed during Precambrian. Rev. Bras. Geoc., 14:194-202, 1984.

JESUS, V. F. de. Origem dos granulitos e granoblastitos de Itapoan. Dissertação de

Mestrado, IGEO–UFBA. 63p. 1978.

81

LEITE, A.A.S. Geoquímica, petrogênese e evolução estrutural dos granitóides arqueanos

da região de Xinguara, SE do Cráton Amazônico. Centro de Geociências, Universidade

Federal do Pará, Belém, Tese de Doutorado, 330 p. 2001.

LEITE, C. M. M. A evolução geodinâmica da orogênese Paleoproterozoica nas regiões de

Campim Grosso - Jacobina e Pintadas - Mundo Novo (Bahia, Brasil): Metamorfismo,

Anatexia Crustal e Tectônica. 408 p. 2002.

LEITE, C. M. M.; BARBOSA, J.S.F.; GONCALVES, P.; NICOLLET, C.; SABATÉ, P.

Petrological evolution of silica-undersaturated sapphirine-bearing granulite in the

Paleoproterozoic Salvador Curaçá Belt, Bahia, Brazil. Gondwana Research, v. 15, p. 49-

70, 2009.

MARINHO, M. M. La Séquence Volcano–Sedimentaire de Contendas–Mirante et la

Bordure Occidentale du Bloc Jequié (Cráton du São Francisco–Brésil): Un exemple de

Transition Archéean–Protérozoique. Ph.D. Thesis. Blaise Pascal University, Clermont

Ferrand, França. 388 p. 1991.

MASCARENHAS, J.F. & SILVA, E.F.A 1994. Greenstone Belt de Mundo Novo:

caracterização e implicações metalogenéticas e geotectônicas no Cráton do São

Francisco. Salvador: Companhia Baiana de Pesquisa Mineral. Série Arquivos Abertos, vol. 5,

32p. 1994.

MASCARENHAS, J.F.; LEDRU, P.; SAMUEL, L.S.; CONCEIÇÃO FILHO, V.M.; MELO,

L.F.A.; LORENZO, C.L. & MILÉSI, J.P. Geologia e recursos minerais do Grupo Jacobina

e da parte sul do Greenstone Belt de Mundo Novo, 13, Salvador, CBPM, 58 p. 1998.

MELO R.C., LOUREIRO H.S.C., PEREIRA L.H.M. (orgs.) Serrinha, folha SC.24-Y-D:

estado da Bahia. Brasília, CPRM, 80 p. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do

Brasil. 1995.

OLIVEIRA, T. L. DE. Estudo Petrográfico e Mapeamento Geológico dos Litotipos do

Morro do Cristo, Salvador, Bahia, Brasil, Escala 1:500. Trabalho Final de Graduação, IG-

UFBA, Salvador – Ba. 2010.

OLIVEIRA-JUNIOR, T. R. Geologia do extremo nordeste do Cráton do São Francisco,

Bahia. Dissertação de Mestrado, IGEO-UFBA, 126p. 1990.

82

PADILHA A.V.; MELO, R.C.; PEREIRA, L.H.M.; SAMPAIO, A.R.; LOUREIRO, H.S.C.;

TEIXEIRA, L.R.; MOTTA, A.C. Orógeno da região centro-94 nordeste do Estado da

Bahia. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 36., Natal: SBG, p. 346. 1990.

SAWYER, E.W. Working with migmatites: Nomenclatura for the constituent parts. In:

Sawer, E.W. & Brown,M. (Edt.), Working with Migmatites, Mineralogical Association of

Canada Short Course 38, pp. 1–28. 2008.

SUPERINTENDENCIA DE ESTUDOS ECONÔMICOS E SOCIAIS DA BAHIA.

Bahia 2000. Salvador: SEI, 382p. 1999.

SIGHINOLFI, G. P. & FUJIMORI, S. Petrology and chemistry of diopsidic rocks in

granulitis terrains from the Brazilian basement. Atti della Soc. Tosc. Di Sci. Natur., Serie

A, LXXXI. 130-140p. 1974.

SILVA, L.C., ARMSTRONG, R., DELGADO I.M., PIMENTEL M., ARCANJO J. B.,

MELO R.C., TEIXEIRA, L.R., JOST H., FILHO J.M.C. & PEREIRA L.H.M. Reavaliação

da Evolução Geológica em Terrenos Pré-Cambrianos Brasileiros com Base em Novos

Dados U-Pb SHRIMP, Parte I: Limite Centro-Oriental do Cráton São Francisco na Bahia(*).

Revista Brasileira de Geociências. V. 32 (4 – suplemento), p. 501-512. 2002.

SILVA, L. C. DA MCNAUGHTON, N. J. MELO, R. C. FLETCHER, I. R. U–Pb SHRIMP

ages in the Itabuna–Caraíba TTG hight–grade Complex: the first window beyond the

Paleoproterozoic overprint of the eastern Jequié Craton, NE Brazil. In: SBG, I ISGAM –

Intern. Symp. Granites and Associated Mineralisations, Salvador, Abstracts, 1: 282–283.

1997.

SILVA, L.C.; ARMSTRONG, R.; NOCE, C.M.; CARNEIRO, M.A.; PIMENTEL, M.;

PEDROSA SOARES, A.C.; LEITE, C.A.; VIEIRA, V.S.; SILVA, M.A.; PAES, V.J.C.;

CARDOSO FILHO, J.M. Reavaliação da Evolução Geológica em Terrenos Pré-

Cambrianos Brasileiros com Base em Novos Dados U-Pb Shrimp, Parte I: Limite Centro-

Oriental do Cráton São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de Geociências, São Paulo, 32,

n. 4, p. 501-512. 2002.

SOUZA, J.S. DE. Mapeamento Geológico da Área do Farol da Barra, Salvador-Bahia,

Brasil. Trabalho Final de Graduação, IG-UFBA, Salvador – Ba. 2008.

SOUZA, J. S. DE. Petrografia e Litogeoquímica dos Litotipos Granulíticos

Ortoderivados da Cidade de Salvador, Bahia. Dissertação de Mestrado, IG-UFBA,

Salvador – Ba. 60 p. 2009.

83

SOUZA, J. S. de ; BARBOSA, J. S. F. ; CORREA-GOMES, L. C. . Litogeoquímica dos

granulitos ortoderivados da cidade de Salvador, Bahia. Revista Brasileira de Geociências,

v. 40, p. 339-354. 2010.

SOUZA, J.S. DE. Geologia, modelagem termodinâmica do metamorfismo, geoquímica

isotópica e geocronologia de litotipos de Salvador-Bahia, Brasil. Instituto de Geociências,

Universidade Federal da Bahia, Salvador , Tese de Doutorado. 2013.

SOUZA-SOUZA, A. L. DE S. Mapeamento Geológico e Análise Estrutural do

Afloramento da Praia do Hospital Espanhol, Salvador, Bahia. Trabalho Final de

Graduação, IG-UFBA, Salvador – Ba. 2010.

TANNER DE OLIVEIRA M. A F. Contribuição para o conhecimento petrológico de

Salvador, Bahia, Brasil. Garcia de Orta, Lisboa. 18:229-240. 1970.

TEIXEIRA L.R. O Complexo Caraíba e a Suíte São José do Jacuípe no Cinturão

Salvador – Curaçá (Bahia, Brasil): petrologia, geoquímica e potencial metalogenético. Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador , Tese de Doutorado, 202

p. 1997.

84

APÊNDICE

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