UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE … · Agradecimentos Gostaria de...

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

RAFAEL RIBEIRO DALTRO

PETROLOGIA DOS LEPTINITOS E LEUCOGRANITOS NO CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ, REGIÃO DE PINTADAS -

BAHIA

Salvador 2013



BAHIA

Salvador 2013

Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Dr. CARLSON DE MATOS MAIA LEITE

TERMO DE APROVAÇÃO



BAHIA

Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

_______________________________________________________________ 1º Examinador – Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite Doutorado na Universidade Federal da Bahia Instituto de Geociências, UFBA / Petrobras _______________________________________________________________ 2º Examinador – Profa. Msc. Jailma Santos de Souza Mestrado na Universidade Federal da Bahia Instituto de Geociências, UFBA _______________________________________________________________ 3º Examinador – Dra. Adriana Almeida de Peixoto Doutorado na Universidade Federal da Bahia Instituto de Geociências, UFBA

Salvador 2013

Dedico a meus Pais, Ana Cristina e Luiz Daltro,

pelo apoio incondicional e pela paciência. O retorno de tudo isso começa agora.

Agradecimentos

Gostaria de expressar os meus sinceros e profundos agradecimentos a Deus e

Meishu-Sama, por terem me concedido permissão para iniciar e concluir este ciclo.

Aos meus pais, José Luiz Teixeira Daltro e Ana Cristina Leal Ribeiro, por terem

me apoiado na Geologia desde o início, assim como em todas as minhas decisões,

sempre acreditando que eu serei bom no que quer que eu faça. Espero agora começar

a dar um retorno à altura do que me foi confiado. Amo vocês!

A meu irmão Rodolfo, por acreditar que eu sou a melhor pessoa do mundo para

explicar “geologuês” e a minha cunhada Marcela Grill pelas risadas e resenhas.

A Brutus, meu irmão canino, que dia após dia, sem exceções, me recebe em

casa com a mesma felicidade e alegria.

Aos professores do Instituto de Geociências, por terem compartilhado seus anos

de conhecimentos geológicos e ensinamentos, em especial nos nomes de Osmário,

Vilton, Eron, André Netto, Ângela, Flávio, Telésforo, Haroldo Sá e Simone.

Ao meu orientador Carlson Leite, por me confiar uma parte de seu estudo de

longas datas e ter me aceitado como seu orientando. Agradeço também a Jailma Souza,

por ter me ajudado de forma crucial para a conclusão de meu trabalho. Sou

extremamente grato a vocês.

A CPRM, na pessoa de Paulo Villar, ao Museu Geólogico da Bahia e aos

amigos/colegas da SigmaGeo e 5A, pelas oportunidades, confiança, amizades e toda

troca de conhecimentos geológicos e de vida.

Aos amigos geológicos, os quais compartilhei desde momentos de desespero e

noites perdidas até boas cervejas, fossem elas quentes ou geladas: Acácio, AJ, Bianca,

Bruno Schindler, Carlos, Chapa, Edmar, Elô, Emo, Gabriel, Gi, Gleide, Goiaba, Gonti,

Ítala, Jofre, Leide, Lucas Excelente, Mário, Moitinho, Muriel, MV, Nati, Nilsinho, Pri,

Smeagol, Substância, Verena e Vitinho. Agradeço em especial àqueles que contribuíram

de forma direta para essa monografia: MV, Goiaba, Substância, Vitor e Edmar.

Aos amigos não geológicos do Bom Pastor e do Sartre, em especial Dimas e

Pan, que sempre me incentivaram a ganhar o mundo: aí vou eu!!

À D. Elivanne, que exerceu um papel essencial para que eu chegasse até aqui,

mesmo que ela nem imagine o tamanho dessa importância.

E por fim, àqueles que passaram mas não permaneceram. Sem dúvidas

deixaram aprendizados e conhecimentos, assim como levaram um pouco consigo.

Obrigado, infinitamente.

"A dúvida é o começo da sabedoria"

Condessa de Ségur

Resumo O Cinturão Orogênico Salvador-Curaçá, gerado durante a colisão paleoproterozoica

dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha, abriga uma gama

de litotipos, dentre os quais estão os leptinitos e os leucogranitos oriundos do

processo de anatexia crustal gerado durante o evento orogênico, que afloram na

porção centro-norte do estado da Bahia, próximo ao município de Pintadas. Ambos

os litotipos encontram-se reequilibrados e/ou gerados em condições de médio e alto

grau de metamorfismo, permitindo o estudo da evolução crustal.

Através da interpretação de dados petográficos e litogeoquímicos, foi possível

realizar a caracterização petrográfica dos litotipos estudados, identificando

mineralogia, texturas e microestruturas, assim como sugerir a sequência de

cristalização dos minerais constituintes dessas rochas, e os mecanismos e

processos que ocorreram durante este evento.

Palavras chave: Cinturão Salvador-Curaçá, leptinitos, leucogranitos.

Abstract The Salvador-Curaçá Belt, generated during the Paleoproterozoic collision, in the

context of the collision between Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá and

Serrinha Block, has a lot of lithotypes, including leptynitic and leucogranites,

generated in crustal anatexis process occurred during the orogenic event. These

lithotypes outcrops at middle-north of Bahia State, near to Pintadas city. Both

lithotypes are stabilized and/or generated in medium to high metamorphism grade

conditions, which permit the crustal evolution study.

Through the analysis of the petrographic and geochemistry data, was possible to

realize the petrographic characterization of the lithotypes studied, identifying the

mineralogy, textures and microstructures, besides to suggest the crystallization

sequence of the minerals which assemble these lithotypes, and the mechanism and

processes that occurred during this event.

Keywords: Salvador-Curaçá Belt, leptynitic, leucogranites

Sumário

1.0 INTRODUÇÃO .................................................................................................... 16

1.1 ASPECTOS GERAIS ....................................................................................... 16

1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS ...................................................................... 18

1.2.1 Justificativa ................................................................................................ 18

1.2.2 Objetivo geral ............................................................................................ 19

1.2.3 Objetivo específico .................................................................................... 19

1.3 MATERIAIS E MÉTODOS ............................................................................... 19

1.3.1 Pesquisa bibliográfica ............................................................................... 19

1.3.2 Descrição petrográfica .............................................................................. 20

1.3.3 Interpretação dos dados geoquímicos ...................................................... 20

1.3.4 Trabalho Final de Graduação (TFG) ......................................................... 20

2.0 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ........................................................................... 21

3.0 GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................................... 26

3.1 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO ................................................................. 26

3.2 O CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ .............................................................. 28

3.2.1 Suíte São José do Jacuípe ....................................................................... 30

3.2.2 Complexo Caraíba .................................................................................... 31

3.2.3 Complexo Ipirá .......................................................................................... 32

3.2.4 Granitóides e diques ................................................................................. 33

3.2.5 Geologia estrutural e evolução deformacional .......................................... 34

4.0 PETROGRAFIA ................................................................................................... 35

4.1 Leptinitos ......................................................................................................... 38

4.2 Leucogranitos .................................................................................................. 47

5.0 LITOGEOQUÍMICA ............................................................................................. 56

6.0 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ....................................................................... 60

7.0 Referências ......................................................................................................... 64

Anexos ...................................................................................................................... 70

Índice de fotos

Foto 1 - Lâminas “CL-118e” e “CL-135b”, correspondentes aos leptinitos. .............. 35

Foto 2 - Lâminas “CL-132-A” e “CL-125”, correspondentes aos leucogranitos. ........ 35

Fotomicrografia 1 – Visão geral dos grãos de plagioclásio, segundo contatos

predominantemente curvos a interlobados. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x......... 40

Fotomicrografia 2 – Grãos de plagioclásio com geminação ainda visível, alterado

parcialmente nas bordas e com inclusões de monazita e biotita. Amostra CL-135,

objetiva de 5,0x. ........................................................................................................ 40

Fotomicrografia 3 – Grãos de Plagioclásio fortemente alterados para sericita.

Detalhe para a formação de mirmequita em um grão bastante alterado por

sericitização. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ....................................................... 41

Fotomicrografia 4 – Detalhe para a formação de mirmequita (exsolução de quartzo)

em grão de plagioclásio completamente sericitizado. Amostra CL-135, objetiva de

5,0x. .......................................................................................................................... 41

Fotomicrografia 5 – Grão de quartzo com extinção ondulante e inclusões de biotita

e quartzo. Amostra CL-118, objetiva de 2,5x. ........................................................... 41

Fotomicrografia 6 – Simplectito de quartzo + biotita. Amostra CL-118, objetiva de

2,5x. .......................................................................................................................... 41

Fotomicrografia 7 – Mesopertita associada a grão de plagioclásio com mirmequita e

inclusão parcial de grão de quartzo. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ................... 42

Fotomicrografia 8 – Grão de mesopertita associado a grão de zircão. Amostra CL-

118, objetiva de 5,0x. ................................................................................................ 42

Fotomicrografia 9 – Grão de pertita com inclusão de grão de quartzo e contatos

interlobados. Amostra CL-118, objetiva de 5,0x. ....................................................... 43

Fotomicrografia 10 – Grãos de biotita cloritizados e não cloritizados, com

pleocroísmo característico. Nota-se também a presença de biotita em forma de

inclusão nos grãos de granada, plagioclásio e quartzo. Amostra CL-135, objetiva de

2,5x. .......................................................................................................................... 44

Fotomicrografia 11 – Biotita com inclusão de zircão e contatos retos e serrilhados

com os grãos de feldspato pertítico. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x. ................... 44

Fotomicrografia 12 – Grão de granada com associação da biotita. Amostra CL-118,

objetiva de 2,5x. ........................................................................................................ 45

Fotomicrografia 13 – Granada em luz plana, evidenciando a relação da biotita com

a granada. Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. .......................................................... 45

Fotomicrografia 14 – Grão de granada com inclusões de biotita, quartzo e opacos.

Amostra CL-135, objetiva de 2,5x. ............................................................................ 45

Fotomicrografia 15 – Granada em nicóis cruzados, evidenciando inclusões de

grãos de quartzo, monazita, além da presença de biotita cloritizadas (seta verde).


Fotomicrografia 16 – Minerais opacos associados a biotita e a granada. Amostra

CL-118, objetiva de 10x. ........................................................................................... 46

Fotomicrografia 17 – Grão de zircão em forma de inclusão na biotita titanífera.


Fotomicrografia 18 – Grão de monazita em forma de inclusão no plagioclásio, que

se encontra parcialmente alterado pelo processo de sericitização. Amostra CL-135,

objetiva de 20x. ......................................................................................................... 47

Fotomicrografia 19 – Grão de plagioclásio, parcialmente sericitizado, com inclusões

de quartzo, biotita e zircão. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ................................ 49

Fotomicrografia 20 – Grão de plagioclásio com exsolução de quarto (mirmequita)

em contato interlobado com grãos de pertita. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. .... 49

Fotomicrografia 21 – Grão de quartzo com extinção ondulante moderada e

inclusões de biotita e grãos menores do próprio mineral. Amostra CL-132, objetiva

de 2,5x. ..................................................................................................................... 50

Fotomicrografia 22 – Porfiroblasto de quartzo, com dimensões maiores que 4 mm e

extinção ondulante moderada. Amostra CL-125, objetiva de 2,5x. ........................... 50

Fotomicrografia 23 – Grãos de mesopertita em contato interlobado com grãos de

plagioclásio que contém exsolução de quartzo (mirmequita). Amostra CL-132,

objetiva de 5,0x. ........................................................................................................ 50

Fotomicrografia 24 – Grãos de pertita associados aos de plagioclásio com

presença de mirmequita. Amostra CL-132, objetiva de 5,0x. .................................... 51

Fotomicrografia 25 – Grãos de biotita associados a granada. Na imagem, em LP, é

possível observar duas fases de biotita, biotita rica em titânio (Bt1) e a pobre em

titânio (Bt2). Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ......................................................... 52

Fotomicrografia 26 – Biotita rica em titânio em contato com grão de mesopertita e

inclusões de zircão, deixando o contorno mais escurecido devido ao decaimento

radioativo desse mineral. Amostra CL-125, objetiva de 2,5x em LP. ........................ 52

Fotomicrografia 27 – Grão de granada com inclusões de quartzo e inclusões de

biotita. Amostra CL-132, objetiva de 2,5x. ................................................................. 52

Fotomicrografia 28 – Grãos de granada associados a biotita e agulhas de rutilo.


Fotomicrografia 29 – Grão de microclina mostrando contato interlobado entre os

grãos minerais e inclusão de mirmequita e quartzo. Amostra CL-125, objetiva de

2,5x. .......................................................................................................................... 53

Fotomicrografia 30 – Grão de zircão mostrando zoneamento metamórfico, em

forma de inclusão nos grãos de quartzo e plagioclásio. Amostra CL-125, objetiva de

20x. ........................................................................................................................... 54

Fotomicrografia 31 - Minerais opacos associados ao plagioclásio sericitizado.


Fotomicrografia 32 - Monazita em forma de inclusão em grão de plagioclásio.

Amostra CL-132, objetiva de 20x. ............................................................................. 55

Índice de figuras

Figura 1 - Mapa de localização do Município de Pintadas estado da Bahia. Fonte:

IBGE, 2013, SEI 2013 ............................................................................................... 16

Figura 2 - Mapa de acesso ao município de Pintadas, tomando como ponto de

partida a cidade de Salvador (A) até o Município de Pintadas (B). Fonte:

GoogleMaps, 2013 .................................................................................................... 17

Figura 3 - Mapa geológico regional, evidenciando os leucogranitos associados ao

Complexo Ipirá, onde estão também localizados os leptinitos. Adaptado de Leite

(2002). ....................................................................................................................... 18

Figura 4 - Colisão paleoproterozoica entre os blocos Serrinha, Gavião e Jequié e

formação do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Fonte: Barbosa et al. (2003) ........ 26

Figura 5 - Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais

do Cráton do São Francisco. 1. Embasamento Arqueano/Paleoproterozoico com

sequências greenstonebelts e o Grupo Jacobina (em preto); 2. Coberturas

Mesoproterozóicas do Supergrupo Espinhaço 3. Coberturas Neoproterozoicas do

Supergrupo São Francisco; 4. Coberturas Fanerozoicas; 5. Limites do Cráton

(Ussami, 1993); 6. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BG. Bloco Gavião. BJ.

Bloco Jequié; BS. Bloco Serrinha; OISC. Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.

Adaptado de Babosa et al. (2003) ............................................................................. 27

Figura 6 - Estágio final da orogênese geradora do Cinturão Salvador-Curaçá, com a

colocação de sienitos e granitos. Fonte: Barbosa et al. (2003). ................................ 29

Figura 7 - Mapa geológico regional contendo os principais domínios tectônicos do

Estado da Bahia. 1 - Granitos Paleoproterozóicos. 2 - Sequências

Metassedimentares; 3 - Greenstone Belts; 4 - Cinturão Granulítico

Paleoproterozóico; 5 - Bloco granulítico arqueano (Jequié); 6 - Bloco Arqueano

gnaissico-migmatitico (Gavião e Serrinha). Adaptado de Leite, (2009). .................... 30

Figura 8 - Diagrama QAP (STRECKEISEN, 1976) modal para as quatro amostras

estudadas. ................................................................................................................. 36

Figura 9 - Mapa geológico regional, deixando em evidência os domínios do

Complexo Ipirá, onde ocorrem os leptinitos. Fonte: Adaptado e modificado de Leite

(2002) ........................................................................................................................ 39

Figura 10 - Mapa geológico regional, evidenciando os três corpos de leucogranitos:

Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II. Fonte Adaptado e modificado de Leite (2002) .............. 48

Figura 11 – Diagrama A/CNK (Al2O3 / CaO+Na2O+K2O) – A/NK (Al2O3 / Na2O+K2O),

em unidades molares, de Shand (1943) para classificação das rochas de acordo

com o índice de alumina das amostras. .................................................................... 56

Figura 12 – Diagrama R1:R2 Batchelor & Bowden (1985) para classificação de

ambiente tectônico. ................................................................................................... 58

Figura 13 - Spiderdiagrama ETR ao Condrito (Boynton, 1984) para classificação de

três amostras estudadas. .......................................................................................... 59

Figura 14 - Diagrama QAP utilizado para classificação dos leptinitos, adaptado de

Kálmar & Pálffy (2008). ............................................................................................. 62

Figura 15 - Spiderdiagrama para os leptinitos (L1) e leucogranitos (L2) de Manali, de

Braun et al. (1996). .................................................................................................... 63

Índice de tabelas

Tabela 1 - Nomenclatura das lâminas estudadas, os litotipos correspondentes e

suas respectivas coordenadas. ................................................................................. 35

Tabela 2 – Moda das quatro lâminas estudadas († Leptinitos; ×Leucogranitos) ...... 37

Tabela 3 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de

mesopertita e feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra

CL-118. ..................................................................................................................... 37



CL-135. ..................................................................................................................... 37



CL-132. ..................................................................................................................... 38



CL-125. ..................................................................................................................... 38

Tabela 7 - Análises químicas para os elementos maiores e traços das quatro

amostras estudadas. ................................................................................................. 57

Tabela 8 – Resultado das análises químicas para ETR das amostras CL-118, CL

125 e CL-132 ............................................................................................................. 57

Lista de abreviaturas e siglas

Minerais

Bt Biotita

Bt1 Biotita fase 1

Bt2 Biotita fase 2

Bt3 Biotita fase 3

Cl Clorita

Fs Feldspato

Grt Granada

Il Ilmenita

Kfs K-feldspato

Mir Mirmequita

Mc Microclina

Mp Mesopertita

Mon Monazita

Op Opacos

Pt Feldspato pertítico

Pl Plagioclásio

Qtz Quartzo

Rt Rutilo

Ser Sericita

Sill Sillimanita

Zrn Zircão

Outras abreviações

CSC Cinturão Salvador-Curaçá

ETR Elementos Terras Raras

16

1.0 INTRODUÇÃO

1.1 ASPECTOS GERAIS A área na qual encontram-se os leptinitos e os leucogranitos, objetos de

estudo desse trabalho, está inserida no município de Pintadas. O município está

localizado na porção centro-norte do estado da Bahia (Figura 1).

Figura 1 - Mapa de localização do Município de Pintadas estado da Bahia.

Fonte: IBGE, 2013, SEI 2013

17

Distando da capital baiana, Salvador, cerca de 250 km, o acesso até a área

de estudo é feito, a partir da capital, pela BR-324 até a cidade de Feira de Santana,

de onde deve-se seguir pela BR-116 e novamente retomar a BR-324, até cidade de

Riachão do Jacuípe, de onde toma-se a estrada sentido Pé de Serra, para chegar ao

Município de Pintadas (Figura 2).

Figura 2 - Mapa de acesso ao município de Pintadas, tomando como ponto de partida a cidade de

Salvador (A) até o Município de Pintadas (B). Fonte: GoogleMaps, 2013

Geologicamente, a área de estudo está inserida no Cinturão Orogênico

Salvador-Curaçá, que corresponde a um cinturão de cisalhamento dúctil, gerado no

contexto da colisão dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha,

durante o Paleoproterozoico (Barbosa & Sabaté, 2002). O Cinturão Salvador-Curaçá

é dividido em três grandes domínios litológicos principais, definidos por Melo (1991)

como: Suíte São José do Jacuípe, Complexo Caraíba e Complexo Ipirá. Nesse

contexto, os leptinitos, que correspondem aos migmatitos bandados granadíferos,

encontram-se associados ao Complexo Ipirá, assim como os leucogranitos que são

representados por três corpos maciços denominados de Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II

(Figura 3).

18

Figura 3 - Mapa geológico regional, evidenciando os leucogranitos associados ao Complexo Ipirá,

onde estão também localizados os leptinitos. Adaptado de Leite (2002).

1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS

1.2.1 Justificativa

Um bom número de trabalhos científicos já foi publicado acerca do Cinturão

Orogênico Salvador-Curaçá, assim como alguns deles contemplam pontos de

interesse mais específicos, como o estudo pontual de litotipos, evolução

geotectônica, etc. Dentre esses litotipos, encontram-se os leucogranitos e os

leptinitos portadores de assembleias mineralógicas cujos significados são indicativos

dos mecanismos e processos de anatexia crustal que ocorreram durante a orogenia

paleoproterozoica, que resultou na formação do Orógeno Salvador-Curaçá.

Leite (2002) realizou sua tese de doutoramento em área que abrangeu os

litotipos alvo de estudo desse trabalho.

19

1.2.2 Objetivo geral

O objetivo desse trabalho visa, a partir de análises petrográficas e

geoquímicas dos leptinitos e dos leucogranitos, sugerir os mecanismos e processos

de anatexia crustal que ocorreram durante o evento paleoproterozoico, já que ambos

litotipos apresentam minerais como a granada, biotita, mesopertita e plagioclásio

indicativos destes mecanismos e processos.

1.2.3 Objetivo específico

1) Realizar a caracterização petrográfica dos litotipos estudados, identificando

mineralogia, texturas e microestruturas;

2) Interpretar e caracterizar os dados litogeoquímicos juntamente com

diagramas de classificação de rochas, com o intuito de definir a natureza do

protólito dos litotipos alvo desse trabalho;

3) Sugerir a sequência de cristalização dos minerais constituintes destas rochas

a partir da interpretação das microestruturas.

4) Sugerir os mecanismos e processos que ocorreram durante a formação

destas rochas.

1.3 MATERIAIS E MÉTODOS

Para o desenvolvimento desse trabalho, algumas etapas foram desenvolvidas

de forma sistemática: pesquisa bibliográfica, análise petrográfica, interpretação dos

dados geoquímicos e de petrografia e a confecção deste trabalho (TFG – Trabalho

Final de Graduação).

1.3.1 Pesquisa bibliográfica

A etapa de pesquisa bibliográfica consistiu na busca, estudo e interpretação

da literatura que abrange leptinitos e leucogranitos, com a finalidade de adquirir

embasamento teórico para elaboração desse trabalho, principalmente no que diz

respeito à formação dessas rochas. Essa etapa foi realizada também durante todo o

trabalho, até a conclusão, no intuito de agregar informações aos novos dados

gerados. A pesquisa se deu em materiais como artigos, livros, teses e monografias.

20

1.3.2 Descrição petrográfica

Durante essa etapa, foi realizada a descrição de 4 lâminas delgadas (2 de

leptinitos e 2 de leucogranitos), para identificar a mineralogia e microestruturas

destas rochas. Para a realização dessa descrição, utilizou-se um microscópio

binocular Olympus BX41 do Laboratório de Petrografia do Instituto de Geociências

da Universidade Federal da Bahia. Para determinar a moda dessas 4 lâminas,

utilizou-se um microscópio ZEISS IMAGER Z2N, com um charriot acoplado, no

laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Unidade Operacional da

PETROBRAS no estado da Bahia.

Para a classificação modal das rochas, utilizou-se o diagrama QAP

(STRECKEISEN, 1976).

As lâminas utilizadas nesse trabalho foram cedidas por Leite (2002), que as

estudou anteriormente durante o processo de elaboração de sua tese de

doutoramento.

1.3.3 Interpretação dos dados geoquímicos

A etapa de interpretação dos dados geoquímicos se deu a partir da análise

dos resultados de elementos maiores, elementos traço e terras raras para as

amostras que foram observadas na análise petrográfica. Após a interpretação

preliminar desses dados, os resultados foram plotados em diagramas do tipo A/CNK

– A/NK (Shand, 1943), R1:R2 para ambiente tectônico (Batchelor & Bowden, 1985) e

ETR (Boynton, 1984). Para geração desses diagramas, utilizou-se o software

GCDKit 2.3.

Os dados das análises litogeoquímicas foram cedidos por Leite (2002),

utilizados na sua tese de doutoramento.

1.3.4 Trabalho Final de Graduação (TFG)

A partir da conclusão das etapas anteriores, os dados e interpretações foram

compilados com o objetivo de gerar o presente trabalho, que além de função

acadêmica e didática, tem como objetivo compor o Trabalho Final de Graduação do

autor.

21

2.0 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

Segundo Leite (2002), os leucogranitos e leptinitos do Cinturão Salvador-

Curaçá teriam sido formados a partir de líquidos de anatexia crustal em contato com

minerais refratários, como a biotita titanífera e a granada. Ainda segundo este autor,

seus protólitos seriam ricos em componentes metassedimentares pelíticos, sendo

que os leucogranitos são produtos da segregação e coalescência de líquidos mais

evoluídos.

Essas rochas representam bons marcadores geodinâmicos de eventos

colisionais entre blocos continentais e funcionam também como balizadores dos

processos termodinâmicos que ocorreram ao longo do metamorfismo da região.

Apresentam-se reequilibradas e/ou geradas em condições de médio e alto grau de

metamorfismo, permitindo o estudo da evolução crustal durante o evento colisional,

não só a partir de suas assinaturas geoquímicas e de seus dados

isotópicos/geocronológicos, mas também a partir de suas texturas e paragêneses

mineralógicas, possibilitando identificar a cinética e a ordem dos processos

petrológicos que controlam a cristalização das fases minerais originadas durante o

evento colisional (Le Fort, 1981)

Cunney et al. (1990), em estudo dos leucogranitos do Cinturão Jacobina-

Contendas-Mirante (localizado à oeste do Cinturão Salvador-Curaçá), sugerem que

os corpos de leucogranitos alojados nesse cinturão paleoproterozoico (2.0 Ga),

apresentam similaridade mineralógica e geoquímica, além de características

mineralógicas com os leucogranitos Hercynianos e Himalaios, diferenciando-se por

apresentar um teor levemente mais magnesiano. Os autores sugerem ainda que o

magmatismo peraluminoso que gerou os leucogranitos do Cinturão Jacobina-

Contendas-Mirante é resultado de anatexia crustal gerada durante uma colisão

continental de 2.0 Ga, apresentando como protólito possíveis TTG’s arqueanos.

Rudowski (1989) defende que os corpos maciços dos leucogranitos Campo

Formoso e Carnaíba, idades de 1.9 Ga, localizados na Serra de Jacobina, formados

a partir de intrusões de granitos a duas micas, granitos com muscovita e granada e

aplipegmatitos, têm importante papel na gênese das esmeraldas de Carnaíba.

22

Leo et al. (1964) Leite (2002) frisa ainda a importância dos leucogranitos na

cristalização de poliformos de Al2SiO5 nas rochas metassedimentares da Sequência

Jacobina. Para Sabaté (1990), esses leucogranitos encontram-se alojados nas

descontinuidades tectônicas das bordas leste e oeste da Sequência Jacobina. Ainda

segundo Sabaté et al. (1990) os leucogranitos da borda leste da Serra de Jacobina

apresentam-se alongados, e uma idade de 1969±29 Ma. Para Celino (1991) esses

mesmos leucogranitos da borda leste da Serra de Jacobina têm relação com um

evento de pull apart. Rudowski (1989) definiu para os leucogranitos da borda oeste

da Serra de Jacobina, uma linhagem peraluminosa, que é resultado de cristalização

fracionada e uma mistura de três séries não co-magmáticas, de fontes diferentes.

Os leucogranitos que ocorrem no Bloco Gavião se diferenciam

mineralogicamente daqueles do Cinturão Salvador-Curaçá por apresentarem fibrolita

e muscovita. Essa característica, segundo Leite (2002), indica as condições de

metamorfismo das rochas encaixantes, sendo a fácies anfibolito para os

leucogranitos do Bloco Gavião e fácies granulito para as rochas do Cinturão

Salvador-Curaçá. Neste trabalho, os leucogranitos estudados são os que ocorrem

no Cinturão Salvador-Curaçá, mais especificamente no Complexo Ipirá, em forma de

três corpos maciços denominados de Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II.

De maneira geral, os leucogranitos do Cinturão Salvador-Curaçá são

representados por rochas maciças, leucocráticas (rochas que apresentam em sua

composição menos de 5% de minerais máficos), e são compostas basicamente de

quartzo e feldspato, além de granada e biotita. Esses maciços podem ser

homogêneos ou porfiríticos, e apresentar texturas de fluxo magmático e/ou

milonítica, que foram controlados pela direção dos esforços de tensão e pela

intensidade da deformação regional, relativos à época de colocação dos pulsos

magmáticos (Leite, 2001).

Esse corpos de leucogranito apresentam idade de cristalização/colocação

entre 2,55 e 1,88 Ga (Torquato et al. 1978; Sabaté et al. 1990; Sabaté 1993 apud

Leite 2002), e idades para Sm-Nd, 2,42 e 3,26 Ga.

Segundo Leite (2002) a presença dos leucogranitos portadores de granada no

Cinturão Salvador-Curaçá e de enclaves de silimanita + biotita, sugere a ocorrência

de anatexia crustal, acompanhada de metamorfismo de alto grau. Essa constatação

23

se dá a partir da análise da fase feldspática primária do líquído gerado pela anatexia

crustal. Nesses leucogranitos, o metamorfismo é da fácies granulito (mínimo de

800°C), indicado pela presença de ortoclásio/mesopertita. A associação da granada

e da silimanita + biotita sugere processo de fusão por desidratação envolvendo a

biotita, levando-se então a conclusão de que a granada, a silimanita e a biotita

titanífera são provenientes das fases sólidas residuais que nuclearam e cresceram

em conjunto com o líquido anatético.

Os leucogranitos comumente apresentam análises modais que, dispostas nos

diagramas Q-A+P-M e Q-A-P, apontam para rochas leucocráticas de composição

monzogranítica. Com relação ao campo das rochas graníticas de anatexia crustal

(Lameyre & Bowden 1982), essas amostras definem um grupo situado abaixo do

limite inferior desse campo. Esses três maciços apresentam, segundo descrição de

Leite (2002), geminações encurvadas nos grãos de plagioclásio e de pertita,

correspondendo à texturas de fluxo tectônico.

O leucogranito denominado de Capelinha encontra-se em contato com os

leptinitos do Complexo Ipirá e com os ortognáisses do Complexo Caraíba. Esse

corpo encontra-se no centro de uma grande estrutura antiformal, englobado pelas

duas unidades citadas anteriormente. Apresenta estruturas de foliação com padrão

de dobramentos em laço e é portador de xenólitos que contém biotita e silimanita. A

assembleia mineral desse corpo encontra-se orientada preferencialmente ao longo

dos planos de foliação NW-SE e, apesar da pouca biotita em sua composição, a

granada encontra-se sempre presente.

O maciço Ipiraí I é um corpo leucogranítico de forma arredondada, com

enclaves de rochas metassedimentares. Apresenta padrão de dobramento tipo M,

que reflete a zona de charneira de uma estrutura sinforme que abriga o granito.

Já o maciço Ipiraí II apresenta uma forma alongada, com a presença de

estruturas bandadas caracterizadas pela presença de granada ou biotita, orientadas

ao longo do fluxo magmático.

Os leucogranitos do CSC ocorrem associados aos leptinitos e apresentam

uma mineralogia semelhante aos mesmos. Sendo assim, a partir de relações de

campo, é possível determinar que os leucogranitos e os leptinitos possam ser

cogenéticos, sendo os leucogranitos gerados a partir da fusão parcial de uma fonte

24

crustal continental (peraluminosa), segregação e migração de fluidos portadores de

fases minerais peritéticas, que são biotita titanífera e granada (Leite, 2002).

Segundo Leite (2002) o termo “leptinito” foi usado pela primeira vez por

Hummel, em 1875, (apud Bates & Jackson (eds.), 1997) para descrever uma rocha

metavulcânica, quartzo-feldspática, equivalente a um riolito ou um felsito,

metamorfisada na fácies granulito.

Spry (1969) utiliza o termo leptinito para definir granulito semelhante ao que

ocorre na região da Saxônia, na Europa. Nesta região, os leptinitos apresentam

assembleia mineralógica principal de quartzo e feldspato, apresentando como

minerais acessórios ortopiroxênio, granada, silimanita, espinélio e rutilo. Esse

mesmo autor descreve os leptinitos como rochas de coloração clara e forte

bandamento, que é derivado do estiramento dos grãos mineralógicos e dos

agregados de quartzo, que podem formar estruturas do tipo rods e ribbons.

Braun et al. (1996) adota o termo leptinito para caracterizar as rochas

classificadas como gnaisses migmatíticos portadores de granada e biotita. Esse

termo foi utilizado anteriormente para caracterizar os gnaisses migmatíticos

estromáticos/bandados do Cinturão de Kerala-Kondalito, no sul da Índia.

Devido às rochas descritas por Braun et al. (1996) e Leite (2002)

apresentarem características petrográficas e estruturais semelhantes aos migmatitos

bandados granadíferos do Complexo Ipirá, utilizaremos então o termo leptinito para

designar tais rochas.

Leite (2002) descreve macroscopicamente os leptinitos como rochas que

apresentam bandas leucocráticas (mais claras) e mesocráticas (intermediárias entre

as bandas escuras e claras) com espessura que podem alcançar até 2 centímetros;

presença de granada em agregados com dimensões de até 1 centímetro; cristais

euédricos de feldspato potássico de tamanho milimétrico a centimétrico e,

localmente, a presença de bolsões maciços de leucogranitos. Microscopicamente,

os leptinitos apresentam intercalação de níveis milimétricos, aonde alternam-se a

predominância de granada e biotita, sendo que em ambos os níveis ocorre a

presença de quartzo, feldspato potássico e plagioclásio. Nos níveis enriquecidos em

granada, a proporção modal quartzo-feldspática é maior, e pode ocorre a presença

de ribbons de quartzo.

25

Sawyer & Barnes (1988) e McLellan (1989) sugerem a formação dos leptinitos

portadores de cianita como rochas metamorfisadas na fácies anfibolito

médio/superior concomitantemente com a formação dos primeiros leucossomas.

Leite (2002) não identificou a presença de cianita nos leptinitos de seu estudo.

Apresentam K-feldspato como mineral mais abundante nos leucossomas, além de

estarem metamorfisados na fácies granulito. Aliando essas informações com as

análises microscópicas que mostram biotita titanífera, porfiroblastos de biotita nos

neossomas, cristais de biotita ao lado de porfiroblastos de granada e o fato de que

os leptinitos apresentam estruturas de segregação tectônica de líquidos (fases

quartzo-feldspáticas), ficando granada e biotita como fases residuais, Leite (2002)

sugeriu a ocorrência de anatexia crustal a partir de fusão parcial de rochas

metassedimentares.

Burnham (1979 apud Clemens, 1984) e Clemens & Vielzeuf (1987 apud Leite,

2002), definem essa anatexia como fluid-absentmelting ou fusão por desidratação

(dehydration melting, Thompson, 1982 apud Leite, 2002), que se dá quando toda a

água no sistema de fusão encontra-se contida nas fases minerais hidratadas. Sendo

assim, a geração de líquidos envolve primeiro a quebra da muscovita e

posteriormente a quebra da biotita.

Leite (2002) descreve um processo de geração de kinzigito, ao longo das

estruturas migmatíticas bandadas dos leptinitos, sugerindo que os kinzigitos

representem o melanossoma gerado durante o processo de migmatização. A

diferença entre esses dois litotipos se dá pela granulometria mais grossa dos

leptinitos e pela presença da silimanita como fase aluminosa adicional, além de

fases alumino-magnesianas como cordierita e hercinita. Essa associação sugere,

também, processos de fusão envolvendo a quebra da biotita (Thompson, 1982;

Waters & Whales, 1984; Clemens & Vielzeuf, 1987 apud Leite, 2002).

26

3.0 GEOLOGIA REGIONAL

3.1 O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO

O Cráton do São Francisco (Almeida, 1977) representa uma das unidades

mais significativas do Arqueano/Paleoproterozoico da América do Sul. Ocorre

principalmente no estado da Bahia (no qual o embasamento, formado por rochas

metamórficas de alto a médio grau, ocupa cerca de 50% da área do Estado), e

estendendo-se também aos estados de Minas Gerais, Goiás, Pernambuco e

Sergipe.

Barbosa & Sabaté (2003) agruparam as unidades do Cráton em quatro

segmentos crustais de idade arqueana/paleoproterozoica: Bloco Gavião, Bloco

Jequié, Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e Bloco Serrinha. A partir de evidências

geológicas como dados estruturais, metamórficos e de geologia isotópica, Barbosa &

Sabaté (2003) sugeriram que durante o Paleoproterozoico, esses quatro blocos

arqueanos se movimentaram no sentido NW-SE e colidiram (Figura 4), resultando na

formação de uma cadeia de montanhas denominada de Orógeno Itabuna-Salvador-

Curaçá.

Figura 4 - Colisão paleoproterozoica entre os blocos Serrinha, Gavião e Jequié e formação do

Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Fonte: Barbosa et al. (2003)

27

Os limites do Cráton (Figura 5), segundo dados geológicos e geofísicos

(Ussami 1993), correspondem a faixas móveis brasilianas, sendo elas: a norte, o

Cinturão Riacho do Pontal (Brito Neves et al, 2000); a nordeste, o Cinturão

Sergipano; a sul, o Cinturão Araçuaí (Almeida, 1977) - uma possível extensão do

Cinturão Ribeira, situado mais a sul; a oeste, o Cinturão Brasília (Almeida, 1969); e

mais a norte do Cráton, o Cinturão Rio Preto (Inda & Barbosa 1978, Brito Neves et

al., 2000).

Figura 5 - Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do

São Francisco. 1. Embasamento Arqueano/Paleoproterozoico com sequências greenstonebelts e o

Grupo Jacobina (em preto); 2. Coberturas Mesoproterozóicas do Supergrupo Espinhaço 3.

Coberturas Neoproterozoicas do Supergrupo São Francisco; 4. Coberturas Fanerozoicas; 5. Limites

do Cráton (Ussami, 1993); 6. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BG. Bloco Gavião. BJ. Bloco

Jequié; BS. Bloco Serrinha; OISC. Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Adaptado de Babosa et al.

(2003)

28

O Cráton do São Francisco é compartimentado em dois grupos litológicos

distintos: as coberturas plataformais dobradas e anquimetamórficas dos supergrupos

São Francisco e Espinhaço, estabelecidas a partir do Mesoproterozoico; e o

embasamento, constituído por três tipos de terrenos característicos: (i) sequências

supracrustais metamorfizadas na fácies xisto verde até anfibolito alto, (ii) terrenos de

médio grau metamórfico, constituídos em sua maioria por complexos

gnáissicos/migmatíticos e (iii) terrenos de alto grau metamórfico que constituem

extensos cinturões móveis polideformados, que foram gerados entre os blocos

crustais e se apresentam metamorfizados desde a fácies anfibolito até granulito.

Nesses últimos terrenos, são comuns a presença de restos de sequências vulcano-

sedimentares metamorfizadas na fácies granulito.

No âmbito desse trabalho, os terrenos de alto grau metamórfico no qual estão

hospedados os cinturões móveis, são de maior importância, pois o Cinturão

orogênico Salvador-Curaçá encontra-se nesse contexto.

3.2 O CINTURÃO SALVADOR-CURAÇÁ

O Sistema orogenético Itabuna-Salvador-Curaçá está situado no estado da

Bahia, se estendendo de norte a sul do Estado, ao longo de aproximadamente 700

km, sendo denominado a norte de Cinturão Salvador-Curaçá e a sul Cinturão

Itabuna.

O Orógeno Salvador-Curaçá corresponde a um cinturão de cisalhamento

dúctil que foi gerado em regime transpressivo, durante a colisão paleoproterozoica

dos Blocos Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha, e evoluído segundo

episódios reversos e transcorrentes progressivos (Kosin et al. 2003). Segundo Leite

(2002), os limites desse orógeno, tanto a oeste - Bloco Gavião, quanto a leste -

Bloco Serrinha, são caracterizados por zonas de cisalhamento de transpressão,

dúcteis e frágeis, sinistrais e que apresentam estruturas com vergências opostas:

para oeste, sobre o Bloco Gavião e para leste, sobre o Bloco Serrinha. Para Padilha

& Melo (1991), Melo et al. (1995) e Barbosa et al. (2003), essa feição representa

uma estrutura em flor positiva, assimétrica, configurada na fase final do evento

orogenético paleoproterozoico (Figura 6).

29

Figura 6 - Estágio final da orogênese geradora do Cinturão Salvador-Curaçá, com a colocação de

sienitos e granitos. Fonte: Barbosa et al. (2003).

O Orógeno/Cinturão Salvador-Curaçá (CSC) pode ser dividido em três

grandes domínios litológicos principais (Melo, 1991): Suíte São José do Jacuípe,

Complexo Caraíba e Complexo Ipirá (Figura 7).

Idades pelo método U-Pb SHRIMP, obtidas em granulitos tonalíticos e

enderbíticos do Complexo Caraíba apresentam duas populações de idades distintas

(2.7-2.6 Ga e 2.08-2.07 Ga), preservadas respectivamente em núcleos e auréolas de

zircão (Silva et al., 1997, 2002). As idades 2.7-2.6 Ga são interpretadas como a

idade do magmatismo em arco de ilha, enquanto que as idades mais novas de 2.08-

2.07 Ga são relacionadas ao metamorfismo de alto grau (Silva et al. 1997, 2002).

Outro tonalito do Complexo Caraíba foi datado com 2.1 Ga, sugerindo que o

espessamento crustal no Cinturão Salvador-Curaçá ocorreu durante o

Paleoproterozoico (Carvalho & Oliveira, 2003).

No bordo do Cinturão, ocorrem rochas supracrustais caracterizadas como

anfibolitos em associação com formações ferríferas, manganesíferas, grafitosas e

calcissilicáticas, além de kinzigíticas. Essa associação é interpretada como um

remanescente de crosta oceânica (Delgado et al., 2003).

30

Figura 7 - Mapa geológico regional contendo os principais domínios tectônicos do Estado da Bahia. 1

- Granitos Paleoproterozóicos. 2 - Sequências Metassedimentares; 3 - Greenstone Belts; 4 - Cinturão

Granulítico Paleoproterozóico; 5 - Bloco granulítico arqueano (Jequié); 6 - Bloco Arqueano gnaissico-

migmatitico (Gavião e Serrinha). Adaptado de Leite, (2009).

3.2.1 Suíte São José do Jacuípe

A Suíte São José do Jacuípe ocorre na porção sudoeste do Cinturão

Salvador-Curaçá (Loureiro, 1991; Melo, 1991; Sampaio, 1992 apud Kosin et al.,

2003) (Figura 7), e é composta por uma associação de rochas máficas-ultramáficas,

de caráter plutônico, em forma de lentes descontínuas com direções N-S a NNW-

SSE, tectonicamente imbricadas com rochas dos Complexos Caraíba e Ipirá. Na

31

porção oriental da Suíte, a litologia é composta principalmente de biotita ou

hornblenda norito, gabronorito com níveis cumuláticos e restritamente leucogabro.

Já na porção leste da Suíte, a litologia mais frequente são ferrograbro e ultramáficas

peridotíticas e piroxeníticas. Essa sequência litológica sugere um zoneamento

máfico-ultramáfico de oeste para leste (Kosin et al., 2003).

A geoquímica dessas rochas apresenta uma linhagem toleítica similar às

rochas do ambiente de transição continente/oceano durante a abertura de um rift

(Teixeira, 1997 apud Leite, 2002). Somando-se esse dado ao fato de que os litotipos

da Suíte São José do Jacuípe não apresentam relações de truncamento com as

rochas dos Complexos Caraíba e Ipirá, Teixeira & Melo (1992) e Teixeira (1997)

sugeriram que essa suíte representaria restos de uma antiga crosta oceânica.

A Suíte foi datada em 2,69 Ga por U-Pb SHRIMP em zircões (Silva et al.,

1997), através de um xenólito de gabronorito encontrado em enderbito TTG do

Complexo Caraíba.

Associados à suíte São José do Jacuípe, ocorrem diques máficos distintos

que truncam todas as unidades litoestratigráficas nessa porção do cinturão. Esses

diques apresentam 0,6 a 2 metros de espessura e são constituídos por gabros,

dioritos e dacitos alcalinos, ricos em Fe e Ti com assinatura geoquímica continental

(Kosin et al., 2003). Esses diques foram submetidos a metamorfismo em diferentes

fácies, desde xisto verde até granulito, existindo também diques que não foram

metamorfizados (Melo et al., 1995 apud Kosin et al., 2003).

3.2.2 Complexo Caraíba

Segundo Kosin et al. (2003), o Complexo Caraíba (arco magmático Caraíba),

representa a unidade litoestratigráfica de maior área no Cinturão Salvador-Curaçá. A

distribuição das rochas no Complexo se dá de forma contínua à leste, sendo

interrompida por corpos granitóides; e a oeste, em forma de megalentes imbricadas

tectonicamente com rochas da Suíte São José do Jacuípe, do Complexo Ipirá e

granitóides intrusivos.

Os litotipos do Complexo Caraíba correspondem a ortognaisses, que foram

classificados petrograficamente como noritos, enderbitos, charnoenderbitos e

charnockitos. Devido à essa variedade de litologias, Teixeira (1997) classificou, a

32

partir de dados de litogeoquímica, o Complexo Caraíba em ortognaisses sódicos e

ortognaisses sódico-potássicos. Os ortognaisses sódicos apresentam assinatura

geoquímica semelhante aos da linhagem TTG, aparecendo por vezes em forma de

xenólitos nos ortognaisses sódico-potássicos. Já os ortognaisses sódico-potássicos

são compatíveis com a série cálcioalcalina (Teixeira, 1997).

A presença de ortopiroxênio associado à hornblenda e biotita nos

ortognaisses do Complexo Caraíba sugere condições de metamorfismo da fácies

granulito retrógrado. Nesse intervalo, por ser comum a ocorrência de fusão parcial,

são observadas nos ortognaisses feições migmatíticas, tais como schlieren,

nebulítica e schöllen, cujas fases leucossomáticas são sienogranítica e monzonítica

(Kosin et al., 2003).

Silva et al. (1997) obtiveram, a partir de datações U-Pb SHRIMP, idade de

2695 Ma para a formação do ortognaisse enderbítico e 2634 Ma para a colocação

do ortognaisse charnockítico, sugerindo então uma evolução no Arqueano, com

sucessivos episódios de acresção crustal. Para o metamorfismo granulítico, os

mesmos autores encontraram idade, também por U-Pb SHRIMP, 2072 Ma (Kosin et

al., 2003).

3.2.3 Complexo Ipirá

Segundo Leite (2002), o Complexo Ipirá (Lima et al. 1981, Melo org 1991 e

Loureiro, 1991), foi redefinido por Melo et al. (1995) como uma associação de

paragnaisses aluminosos, calcissilicáticas, metacarbonatos e quartzitos.

Os gnaisses aluminosos foram subdividos em: gnaisses kinzigíticos (gnaisses

portadores de cordierita + sillimanita + granada + biotita) e de fases alumino-

magnesianas como safirina, espinélio, ortopiroxênio, sillimanita e cordierita (Leite

2002), além de gnaisses granadíferos semelhantes a leucogranitos do tipo S

(Loureiro , 1991).Os leptinitos são gnaisses migmatíticos que apresentam

mineralogia composta por ortoclásio, quartzo, plagioclásio, granada e biotita, e como

acessórios monazita, zircão e opacos.

Já as rochas calcissilicáticas ocorrem associadas aos metacarbonatos e aos

quartzitos, apresentando como composição mineralógica diopsídio, plagioclásio,

quartzo e escapolita (Loureiro , 1991). Ocorrem também, de forma restrita,

33

formações ferríferas e gnaisses grafitosos. A grafita ocorre em níveis finos,

descontínuos e concordantes com o plano de foliação, de forma dispersa, podendo

corresponder a cerca de 45% da rocha. Verifica-se ainda a presença de metabasitos

e metaultrabasitos que foram classificados petrograficamente como metagabros,

metahornblenditos, hornblenda-granulitos e metaperidotitos (Leite, 2002).

O protólito do Complexo Ipirá é interpretado como sendo uma sequência

vulcanosedimentar paleoproterozoica (Melo , 1991; Loureiro , 1991) ou uma

cobertura plataformal (Teixeira et al., 2000).

Estudos de química mineral e de litogeoquímica permitiram estimar condições

de geotermobarometria próximas de 920° C e 7-8 kbar para os safirina-granulitos

(Leite, 2002; Leite et al., 2009). Estas condições de metamorfismo sugerem que o

Cinturão Salvador-Curaçá atingiu localmente condições de Temperatura Ultra Alta (≥

900°C) durante a colisão paleoproterozoica (Leite et al., 2009).

3.2.4 Granitóides e diques

Segundo Leite (2002) ocorrem associados ao Cinturão Salvador-Curaçá

corpos de rochas granitóides classificados por Melo (, 1991) e Loureiro ( 1991) em

sin-tangenciais, tardi-tangenciais, sin-transcorrentes e tardi a pós-transcorrentes. Os

corpos graníticos sin-tangenciais são compostos por quartzomonzonito e monzonito,

contendo ortopiroxênio e xenólitos de rochas do Complexo Ipirá e da Suíte São José

do Jacuípe (Teixeira, 1997). Os corpos tardi-tangenciais são classificados como

monzonito, quartzomonzonito e monzogranito, todos equilibrados na fácies granulito

e assinatura geoquímica metaluminosa. Esses corpos apresentam-se na forma de

pequenos maciços encaixados nos ortognaisses granulíticos do Complexo Caraíba

(Melo , 1991). Os sin-transcorrentes são classificados como monzonitos à biotita e

hornblenda com textura porfiroclástica. Apresentam uma assinatura geoquímica de

cálcioalcalina de alto K (Melo 1991). Por fim, os granitos tardi a pós-transcorrentes,

são classificados por Melo (1991) como sienitos, sienogranitos e monzonitos, com

texturas porfiroides e granular média.

Diques de rochas básicas e félsicas de diversas gerações, com metamorfismo

na fácies granulito ou ausente, largura de até 2 metros e classificados como gabros,

dioritos e dacitos também são descritos por Melo et al. (1995).

34

Os leucogranitos ocorrem tanto no Cinturão Salvador-Curaçá como no Bloco

Gavião. De modo geral, os leucogranitos são representados por rochas maciças,

leucocráticas, e são compostas basicamente de quartzo e feldspato, além de

granada e biotita. Os leucogranitos que ocorrem no Bloco Gavião se diferenciam

mineralogicamente dos leucogranitos de ocorrência do Cinturão Salvador-Curaçá

por apresentarem na composição mineralógica fibrolita e muscovita. Essa

característica, segundo Leite (2002), indica as condições de equilíbrio metamórfico

dessas rochas, sendo a fácies anfibolito para os leucogranitos do Bloco Gavião e

fácies granulito para os do Cinturão Salvador Curaçá.

3.2.5 Geologia estrutural e evolução deformacional

Segundo Leite et al. (2009), ao menos dois episódios de deformação dúctil

afetaram o Cinturão Salvador Curaçá, ambos contemporâneos com o metamorfismo

Paleoproterozoico de alto grau.

O primeiro episódio, denominado de D1 é caracterizado por um bandamento

composicional (compositional layering) e foliações de baixo ângulo (flat-lying

foliations) (S1), dobras isoclinais reliquiares com eixos horizontais aproximadamente

N-S relacionados a rampas de cisalhamento com vergência para oeste e lineações

de estiramento leste-oeste com caimento para leste. O segundo episódio (D2)

envolvido em um regime tectônico transpressional e deformação geométrica padrão

é particionado entre um sistema dobrado de trend NNW e mergulho alto/oblíquo e

um sistema de zonas de cisalhamento sinistral strike-slip. Os indicadores

cinemáticos (estruturas S-C, trajetórias de foliação assimétrica e lineações (L2)

estiradas obliquas a sub-horizontais) determinam um movimento tectônico de ESE

para WNW.

35

4.0 PETROGRAFIA

Nos estudos petrográficos desse trabalho foram analisadas quatro lâminas

delgadas, sendo que dessas, duas correspondem aos leptinitos e as outras duas

aos leucogranitos (Tabela 1).

Tabela 1 - Nomenclatura das lâminas estudadas, os litotipos correspondentes e suas respectivas

coordenadas.

Nome da Lâmina Litotipo Coordenada X Coordenada Y

CL-118 Leptinito 397.900 8.692.200

CL-135 Leptinito 392.300 8.704.000

CL-125 Leucogranito 414.000 8.693.400

CL-132 Leucogranito 417.000 8.705.200

As fotografias abaixo (Foto 1 e 2) mostram o aspecto das lâminas utilizadas

no trabalho, onde é possível observar feições como, por exemplo, a orientação

preferencial da biotita nos leptinitos.

Foto 1 - Lâminas “CL-118e” e “CL-135b”,

correspondentes aos leptinitos.

Foto 2 - Lâminas “CL-132-A” e “CL-125”,

correspondentes aos leucogranitos.

Leptinitos

CL-118 CL-135

Leucogranitos

CL-125 CL-132

36

Figura 8 - Diagrama QAP (STRECKEISEN, 1976) modal para as quatro amostras estudadas.

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on

zo

gra

nito

s (C

L-1

18

, CL

-132 e

CL

-12

5)

e

um

a

asso

cia

da

ao

cam

po

do

s

gra

no

dio

ritos

(CL

-13

5),

confo

rme

ob

se

rva

do

na

figu

ra a

ba

ixo

(Fig

ura

8).

37

A tabela 2 abaixo demonstra de forma unificada a moda obtida de cada lâmina

utilizada. A moda apresenta uma porcentagem exata, com duas casas decimais pois

como já mencionado no item “Metodologia”, a contagem dos grãos minerais foi

realizada de forma sistemática, grão a grão, com auxílio do charriot.

Tabela 2 – Moda das quatro lâminas estudadas († Leptinitos; ×Leucogranitos)

Pl Qtz Mp Pt Bt Grt Mc Op Zrn Mon

CL-118 † 21,69 28,83 18,78 9,25 13,75 3,96 - 1,85 0,79 1,05

CL-135 † 35,61 17,80 6,02 10,95 23,01 2,45 - 0,82 1,91 1,36

CL-125 × 35,14 31,53 17,12 0,9 5,86 5,41 - 0,9 0,9 0,45

CL-132 × 30,28 26,28 23,14 2,57 10,86 1,71 2,0 0,86 1,14 0,57

Para o cálculo das porcentagens utilizadas no diagrama QAP

(STRECKEISEN, 1976), o valor total do plagioclásio foi acrescido de 40% do valor

da moda total do feldspato pertítico e 50% do valor total da mesopertita. Os

percentuais restantes (60% do feldspato pertítico e 50% da mesopertita) foram

distribuídos no campo dos feldspatos alcalinos, conforme pode ser observado nas

tabelas abaixo (Tabelas 3, 4, 5 e 6)

Tabela 3 - Demonstrativo dos cálculos utilizados para distribuição dos valores de mesopertita e

feldspato pertítico no campo do plagioclásio e dos álcalis na amostra CL-118.

CL-118 Grãos %

Quartzo 109 36,70 Q 36,70

Plagioclásio 82 27,61 P A P 44,27

Pertita 35 11,78 40% = 4,71 60% = 7,10 A 19,05

Mesopertita 71 23,91 50% = 11,95 50% = 11,95 Total 100,02

TOTAL 297 100



CL-135 Grãos %

Quartzo 65 25,29 Q 25,29


Pertita 40 15,56 40% = 6,22 60% = 9,34 A 13,62


TOTAL 257 100

% Amostra

38



CL-132 Grãos %

Quartzo 92 31,29 Q 31,29


Pertita 9 3,06 40% = 1,30 60% = 1,90 A 18,04


Microclina 6 2,04

TOTAL 294 100



CL-125 Grãos %

Quartzo 70 37,23 Q 37,23


Pertita 2 1,06 40% = 0,42 60% = 0,67 A 10,78


TOTAL 188 100

4.1 Leptinitos Os leptinitos do Complexo Ipirá (Figura 9) apresentam uma relação muito

íntima com os leucogranitos. São descritos macroscopicamente por Leite (2002)

como rochas com bandas leucocráticas e mesocráticas, com espessuras de até 2

cm, marcadas por variações na moda da biotita, além da presença de granada que

pode formar agregados de até 1 cm.

A presença do feldspato potássico em forma de cristais euédricos,

milimétricos a centimétricos e a passagem lateral de bolsões e maciços de

leucogranitos com a mesma composição mineralógica dos leptinitos, também

configuram importantes feições dos leptinitos.

39

Figura 9 - Mapa geológico regional, deixando em evidência os domínios do Complexo Ipirá, onde

ocorrem os leptinitos. Fonte: Adaptado e modificado de Leite (2002)

Microscopicamente, os leptinitos se apresentam inequigranulares, com

granulometria variando de 0,1 a 3 mm, assembleia mineral composta por

plagioclásio, quartzo, mesopertita, feldspato pertítico, biotita, monazita, granada,

zircão e opacos. Apresentam textura porfiroblástica, poiquilitica, constituída por

granada e biotita em matriz lepidoblástica a granoblástica decussada.

40

Plagioclásio

Os grãos de plagioclásio representam 28,53% da rocha. Apresentam

granulometria média e tamanho dos grãos variando de 0,2 a 1,4 mm. São grãos

inequigranulares, que variam morfologicamente de subidioblásticos a xenoblásticos,

de contatos predominantemente retos, e por vezes interlobados com os demais

minerais (Fotomicrografia 1). A geminação é do tipo albita (Fotomicrografia 2).

Ocorre também, associada aos grãos desse mineral, mirmequita (exsoluções de

quartzo) (Fotomicrografias 3 e 4). Uma boa porção dos grãos encontra-se

parcialmente substituídos por sericita, principalmente nas bordas, sendo que em

alguns casos só é possível identificar algumas feições reliquiares características do

grão, como geminação e a forma original do grão. É comum a presença de inclusões

de outros minerais, tais como quartzo, biotita, monazita e grãos menores do próprio

plagioclásio.

Fotomicrografia 1 – Visão geral dos grãos de

plagioclásio, segundo contatos

predominantemente curvos a interlobados.

Amostra CL-135, objetiva de 2,5x.

Fotomicrografia 2 – Grãos de plagioclásio com

geminação ainda visível, alterado parcialmente

nas bordas e com inclusões de monazita e

biotita. Amostra CL-135, objetiva de 5,0x.

CL-118

200µm

Pl

Bt

Qtz

Pl

Bt

Grt

Mon

Bt

41

Fotomicrografia 3 – Grãos de Plagioclásio

fortemente alterados para sericita. Detalhe para a

formação de mirmequita em um grão bastante

alterado por sericitização. Amostra CL-135,

objetiva de 2,5x.

Fotomicrografia 4 – Detalhe para a formação de

mirmequita (exsolução de quartzo) em grão de

plagioclásio completamente sericitizado. Amostra

CL-135, objetiva de 5,0x.

Quartzo

Os grãos de quartzo correspondem à 23,42% da moda. Apresentam

granulometria média e tamanho que varia entre 0,1 a 3 mm. São inequigranulares e

xenoblásticos. Apresentam contatos curvos e interlobados entre si e com a biotita.

Os grãos demonstram também a ocorrência de extinção ondulante (Fotomicrografia

5), além da presença de inclusões de minerais como plagioclásio, biotita (em

variados níveis de alteração – cloritização) e grãos menores do próprio mineral, além

de minerais acessórios como monazita. Mostram-se também em intercrescimentos

simplectiticos com a biotita (Fotomicrografia 6)

Fotomicrografia 5 – Grão de quartzo com extinção

ondulante e inclusões de biotita e quartzo. Amostra CL-

118, objetiva de 2,5x.

Fotomicrografia 6 – Simplectito de quartzo + biotita.


Pl Mp

Mir

Bt Pl

Pl Mir Mp

Pl

CL-118

500µm

Bt

Qtz

Bt

CL-118

500µm

Bt

Bt

Qtz

42

Mesopertita

A mesopertita corresponde à 12,52% da rocha. Apresentam granulometria

média e tamanho dos grãos variando de 0,3 a 2,4 mm. São inequigranulares,

tabulares, apresentando-se como subidioblásticos a xenoblásticos, segundo

contatos curvos e interlobados, raramente retos com as demais fases minerais. É

comum a ocorrência de inclusões minerais tais como quartzo (Fotomicrografia 7),

plagioclásio, biotita, zircão (Fotomicrografia 8), monazita e opacos.

Fotomicrografia 7 – Mesopertita associada a

grão de plagioclásio com mirmequita e inclusão

parcial de grão de quartzo. Amostra CL-135,

objetiva de 5,0x.

Fotomicrografia 8 – Grão de mesopertita

associado a grão de zircão. Amostra CL-118,

objetiva de 5,0x.

Pertita (Feldspato Pertítico)

A pertita representa 10,09% da moda mineralógica. Apresenta tamanho que

varia de 0,5 a 1,6 mm. São equigranulares, sendo classificados morfologicamente

como xenoblásticos, apresentando contatos predominantemente interlobados

(Fotomicrografia 9). É possível observar a presença de minerais em forma de

inclusões como plagioclásio, opacos e finas faixas de biotita cloritizada.

CL-118

200µm

Mp

Pl

Pl

Qtz

Qtz

Zrnr

Mp

Grt

Bt

Grt

43

Fotomicrografia 9 – Grão de pertita com inclusão

de grão de quartzo e contatos interlobados.


Biotita

A biotita representa 18,30% da moda. Em luz plana apresenta coloração que

varia do castanho ao castanho-avermelhado. O pleocroísmo varia do castanho-

avermelhado (para os grãos que não apresentam processo de cloritização) ao

verde-arroxeado (para os grãos que apresentam cloritização) (Fotomicrografia 10).

Ocorrem em sua maioria em forma de ripas alongadas, orientadas e tamanho que

varia de 0,1 a 1,8 mm. Morfologicamente, são idioblásticos a subidioblásticos, com

contatos principalmente retos e por vezes curvos ou serrilhados (Fotomicrografia

11). Em alguns grãos é possível observar extinção do tipo olho de pássaro, assim

como a presença de simplectitos de biotita+quartzo. A biotita é do tipo titanífera,

caracterizada pelo seu pleocroísmo.

Pt

CL-118

200µm

44

Fotomicrografia 10 – Grãos de biotita

cloritizados e não cloritizados, com pleocroísmo

característico. Nota-se também a presença de

biotita em forma de inclusão nos grãos de

granada, plagioclásio e quartzo. Amostra CL-135,

objetiva de 2,5x.

Fotomicrografia 11 – Biotita com inclusão de

zircão e contatos retos e serrilhados com os

grãos de feldspato pertítico. Amostra CL-135,

objetiva de 5,0x.

Granada

A granada corresponde à 3,23% da moda. Em luz plana, os grãos se

apresentam levemente rosados, com relevo alto, destacando-se dos demais

minerais pelo alto relevo (Fotomicrografia 12 e 13). Os grãos ocorrem de forma

globular, por vezes formando agregados, subédricos a euédricos, e tamanho

variando entre 0,25 a 2,2 mm. Apresentam relação de contato com os grãos de

quartzo e plagioclásio predominantemente reto a interlobado, podendo ocorrer por

vezes contatos embaiados. Já com os grãos de biotita, o contato é

predominantemente interlobado. Os grãos desse mineral ocorrem sempre

acompanhados de biotita, e mesmo com inclusões deste mineral (Fotomicrografia

13). A presença de inclusões de minerais como quartzo, monazita e opacos também

é comum (Fotomicrografia 14 e 15).

Grt

Bt

Pl

Qtz

Bt

Pt

Pt

Zrnr

45

Fotomicrografia 12 – Grão de granada com

associação da biotita. Amostra CL-118, objetiva

de 2,5x.

Fotomicrografia 13 – Granada em luz plana,

evidenciando a relação da biotita com a granada.



inclusões de biotita, quartzo e opacos. Amostra


Fotomicrografia 15 – Granada em nicóis

cruzados, evidenciando inclusões de grãos de

quartzo, monazita, além da presença de biotita

cloritizadas (seta verde). Amostra CL-118,

objetiva de 2,5x.

Opacos

Os grãos de opacos representam 1,35% da composição modal. São

anédricos e apresentam tamanho que varia de 0,05 a 0,2 mm. Ocorrem mais

comumente associados à mesopertita, biotita e granada (Fotomicrografia 16).

Grt

Pl

Qtz

Bt

Grt

Qtz

Bt

Grt

Qtz

Bt

Grt

Qtz

Bt

CL-118

500µm

500µm

CL-118

Bt

46

Fotomicrografia 16 – Minerais opacos

associados a biotita e a granada. Amostra CL-118,

objetiva de 10x.

Zircão

Os grãos de zircão correspondem a 1,35% da composição modal.

Apresentam relevo alto e forte birrefringência característica do mineral. São

euédricos, preferencialmente em forma de elipse, com tamanho em torno de 0,05

mm. Em alguns grãos é possível observar o zoneamento metamórfico, assim como a

“queima” da biotita devido ao decaimento radioativo do mineral. Ocorre normalmente

associado à biotita (Fotomicrografia 17).

Fotomicrografia 17 – Grão de zircão em forma

de inclusão na biotita titanífera. Amostra CL-135,

objetiva de 5,0x.

Monazita

A monazita representa 1,21% da moda. É representada por grãos com alto

relevo e birrefrigência, dimensões de 0,05 mm, idioblásticos. Ocorrem comumente

associadas à mesopertita, ao plagioclásio (Fotomicrografia 18) e biotita.

Zrn

Pt

Pt

Pl

Bt

CL-118

Grt

Bt Op

0,1 mm

47

Fotomicrografia 18 – Grão de monazita em

forma de inclusão no plagioclásio, que se encontra

parcialmente alterado pelo processo de

sericitização. Amostra CL-135, objetiva de 20x.

4.2 Leucogranitos

Os leucogranitos do Cinturão Salvador-Curaçá estão intimamente

relacionados com os leptinitos. São representados por três corpos denominados de

Capelinha, Ipiraí I e Ipiraí II (Figura 10).

Esses maciços foram descritos macroscopicamente por Leite (2002) com as

seguintes características:

Maciço Capelinha – Apresenta coloração cinza clara, granulação média a

grossa, orientação preferencial das assembleias mineralógicas ao longo do plano de

foliação com direção NW-SE. As foliações encontram-se dobradas em “laço”. São

portadores de biotita e sillimanita, sendo que a fábrica contém pouca biotita, porém a

granada está sempre presente. É possível observar também a presença de

agregados com dimensões de 0,5 a 3,0 mm, constituídos por sillimanita.

Maciço Ipiraí I – Apresenta coloração cinza a rosa, granulação fina a média e

morfologia arredondada.

Maciço Ipiraí II – Apresenta coloração cinza a rosa, granulação fina a média.

Encontra-se alongado na direção meridiana, segundo estruturas bandadas,

enriquecidas em granada ou biotita, com orientação ao longo de uma fábrica de

fluxo verticalizada na direção meridiana.

Pl

Mon

Bt

48

Nos três maciços de leucogranitos é comum a ocorrência de textura de fluxos

tectônicos como geminações encurvadas nos grão de plagioclásio e de pertita.

Figura 10 - Mapa geológico regional, evidenciando os três corpos de leucogranitos: Capelinha, Ipiraí I

e Ipiraí II. Fonte Adaptado e modificado de Leite (2002)

Microscopicamente os leucogranitos se apresentam inequigranulares, com

granulometria que varia de 0,01 a 5,6 mm. A mineralogia é composta por granada,

plagioclásio, quartzo, mesopertita, pertita, biotita e monazita. Apresentam texturas

49

porfirítica, poquilitica. constituída por granada e biotita em matriz granoblástica a

granolepidoblástica.

Plagioclásio

O plagioclásio (32,17% da moda), apresenta geminação do tipo albita e albita-

periclina. Os grãos são equigranulares, apresentando tamanho que varia de 0,4 a

2,3 mm. São subidioblásticos a xenoblásticos, com contatos interlobados e retos

com os demais grãos. Alguns grãos do mineral apresentam processo de

sericitização em diferentes níveis de alteração (Fotomicrografia 19), no qual em

alguns ocorrem somente finas faixas de sericita e em outros o processo já alterou

completamente o grão, restando somente seu contorno. É comum a ocorrência de

inclusões de biotita, quartzo, grãos menores desse mesmo mineral, além de

mirmequita (exsolução de quartzo; Fotomicrografia 20).

Fotomicrografia 19 – Grão de plagioclásio,

parcialmente sericitizado, com inclusões de

quartzo, biotita e zircão. Amostra CL-132,

objetiva de 2,5x.

Fotomicrografia 20 – Grão de plagioclásio com

exsolução de quarto (mirmequita) em contato

interlobado com grãos de pertita. Amostra CL-

132, objetiva de 2,5x.

Quartzo

O quartzo (28,32% da moda) ocorre como grãos inequigranulares,

apresentando tamanho que varia de 0,05 a 5,6 mm, sendo classificados quanto a

morfologia como xenoblásticos. Apresentam contatos predominantemente

interlobados, podendo apresentar também, em menores porções, contatos retos e

curvos. A extinção é ondulante. A ocorrência de inclusões como biotita e grãos

Pl

Bt Mir

Mir

Pt

Pl

Qtz

50

menores do próprio quartzo são comuns (Fotomicrografia 21 e 22). A presença de

grãos de quartzo estirados, ribbons, também é observada.

Fotomicrografia 21 – Grão de quartzo com

extinção ondulante moderada e inclusões de

biotita e grãos menores do próprio mineral.


Fotomicrografia 22 – Porfiroblasto de quartzo,

com dimensões maiores que 4 mm e extinção

ondulante moderada. Amostra CL-125, objetiva

de 2,5x.

Mesopertita

A mesopertita (20,80% da moda) é constituída por grãos inequigranulares, de

forma tabular, que variam de 0,5 a 1,3 mm, classificados morfologicamente

subidioblásticos a xenoblásticos, com contatos do tipo reto e interlobados. É comum

a ocorrência de grãos de biotita e plagioclásio como inclusões. A presença de

mirmequita é observada também, principalmente nos contatos com os grãos de

plagioclásio (Fotomicrografia 23)

Fotomicrografia 23 – Grãos de mesopertita em contato

interlobado com grãos de plagioclásio que contém

exsolução de quartzo (mirmequita). Amostra CL-132

Qtz

Bt Pl

Qtz

Qtz

Pl

Mp

Mp

Pl

Pl

51

Pertita (Feldspato Pertítico)

A pertita (1,92% da moda) é composta por grãos inequigranulares,

xenoblásticos, com tamanho que varia de 0,8 a 1,3 mm. Apresenta contato

predominantemente interlobado com os demais grãos (Fotomicrografia 24).

Fotomicrografia 24 – Grãos de pertita

associados aos de plagioclásio com presença de

mirmequita. Amostra CL-132, objetiva de 5,0x.

Biotita

A biotita (8,92% da composição modal) representa grãos com

coloração que varia de castanho claro a castanho avermelhado. Variam

morfologicamente de idioblásticos a subidioblásticos, com tamanhos entre 0,08 a 0,9

mm. Apresentam pleocroísmo que varia do verde ao avermelhado – sendo o verde

resultado de cloritização. Os grãos ocorrem em forma de ripas, sempre em contatos

retos em duas faces e contato serrilhado a interlobado nas demais. Por vezes é

possível observar extinção do tipo olho de pássaro, além da presença de

simplectitos de biotita e quartzo (Fotomicrografia 25). Os grãos seguem uma

orientação preferencial. O pleocroísmo (Fotomicrografia 26) resulta do fato dessas

biotitas serem ricas em titânio (Leite, 2002)

Pl

Pt Mir

Mir

52

Fotomicrografia 25 – Grãos de biotita

associados a granada. Na imagem, em LP, é

possível observar duas fases de biotita, biotita

rica em titânio (Bt1) e a pobre em titânio (Bt2).


Fotomicrografia 26 – Biotita rica em titânio em

contato com grão de mesopertita e inclusões de

zircão, deixando o contorno mais escurecido

devido ao decaimento radioativo desse mineral.

Amostra CL-125, objetiva de 2,5x em LP.

Granada

A granada (3,15% da moda) apresenta coloração rosada em luz plana, relevo

alto, destacando-se dos demais minerais e bastante fraturada, esqueletal. Ocorre

em grãos globulares, morfologicamente classificados como euédricos a subédricos e

apresentam tamanhos que variam de 0,65 a 4,25 mm. Os contatos são

predominantemente interlobados com os grãos de quartzo e retos com os grãos de

mesopertita e plagioclásio. Os grãos contêm inclusões de biotita e de quartzo

(Fotomicrografia 27), este último de forma arredondada. É possível observar a

formação de simplectitos de biotita +rutilo associado a granada (Fotomicrografia 28).


inclusões de quartzo e inclusões de biotita.


Fotomicrografia 28 – Grãos de granada

associados a biotita e agulhas de rutilo. Amostra


Bt1

Gr

Mp

Bt Zr

Grt

Mp

Qtz

Bt Grt

Grt

Rt + Bt

Bt2

Qtz

53

Microclina

Os grãos de microclina (2,0% da moda) apresentam granulometria média,

com grãos de tamanho variando de 0,08 a 0,80 mm. É constituída por grãos

inequigranulares, tabulares, classificados morfologicamente subidioblásticos a

xenoblásticos, com contatos interlobados com os demais grãos (Fotomicrografia 29).

A presença de inclusões de quartzo ou de mirmequita é comum.

Fotomicrografia 29 – Grão de microclina

mostrando contato interlobado entre os grãos

minerais e inclusão de mirmequita e quartzo.


Zircão

Os grãos de zircão (1,05% da moda) apresentam relevo alto e pleocroísmo

forte. São euédricos, com tamanho em torno de 0,05 mm. É possível observar o

zoneamento metamórfico em alguns desses grãos (Fotomicrografia 30). Ocorre

associado à biotita e ao plagioclásio.

Mir Pl

Mc

Qtz

54

Fotomicrografia 30 – Grão de zircão mostrando

zoneamento metamórfico, em forma de inclusão

nos grãos de quartzo e plagioclásio. Amostra CL-

125, objetiva de 20x.

Opacos

Os grãos opacos correspondem a 0,87% da moda. Apresentam-se anédricos,

com tamanho variando entre 0,01 e 0,2 mm. Ocorrem associados à granada, a

biotita e plagioclásio (Fotomicrografia 31).

Fotomicrografia 31 - Minerais opacos associados ao

plagioclásio sericitizado. Amostra CL-132, objetiva de

2,5x.

Zrn

CL-132

500µm

Op

Pl

55

Monazita

A monazita (0,52% da moda) apresenta relevo alto, e pleocoísmo

característico, idioblásticos e com dimensões de aproximadamente 0,05 mm.

Ocorrem associados a mesopertita e ao plagioclásio (Fotomicrografia 32).

Fotomicrografia 32 - Monazita em forma de

inclusão em grão de plagioclásio. Amostra CL-

132, objetiva de 20x.

CL-132

50µm

Pl Mon

56

5.0 LITOGEOQUÍMICA

Para o estudo litogeoquímico dos litotipos da área de estudo, foram compiladas da

tese de Leite (2002) os dados das análises químicas para elementos maiores e

elementos traço das amostras em estudo, além de 3 análises químicas para terras

raras – ETR (amostras CL-118, CL-125 E CL-132; Tabelas 7 e 8)

A interpretação dos dados geoquímicos através dos diagramas A/CNK-ANK

(Shand, 1943), Batchelor & Bowden (1985), e ETR (Boynton, 1984) servirão como

base para sugerir a possível gênese dos litotipos estudados.

No diagrama A/CNK-A/NK (Shand, 1943), que classifica as rochas de acordo

com o índice de alumina, todas as 4 amostras analisadas demonstram ter caráter

peraluminoso, conforme pode ser observado no diagrama abaixo (Figura 11):

Figura 11 – Diagrama A/CNK (Al2O3 / CaO+Na2O+K2O) – A/NK (Al2O3 / Na2O+K2O), em unidades molares, de Shand (1943) para classificação das rochas de acordo com o índice de alumina das

amostras.

57

Tabela 7 - Análises químicas para os elementos maiores e traços das quatro amostras estudadas.

Maiores (%) e traços (ppm)

Amostra CL118 † CL135 † CL125 × CL132 ×

SiO2 70,2 64,6 72,1 72,8

TiO2 0,49 0,88 0,28 0,14

Al2O3 14,5 17,9 14,7 14,3

Fe2O3 0,35 0,36 0 0,23

FeO 3,3 2,9 2,3 1,7

MnO 0,05 0,01 0,05 0,06

MgO 1,4 1,7 0,57 0,46

CaO 1,4 2,9 1,7 1,7

Na2O 3,4 4 4,2 3,7

K2O 4 4,1 3,8 3,8

P2O5 0,25 0,11 0,09 0,04

H2O+ 0,01 0,67 0,36 0,36

CO2 0,2 0,67 0,88 0,7

Total 99,55 100,8 101,03 99,99

FeOt 3,61 3,22 2,3 1,91

Fe2O3t 4,02 3,58 2,56 2,12

A/CNK 1,164 1,093 1,042 1,076

Al2O3/TiO2 29,59 20,34 52,5 102,14

CaO/Na2O 0,41 0,73 0,4 0,46

Ba 1159 1281 907 861

Rb 190 123 124 68

Sr 356 416 359 351

Pb 76 84 56 69

Th 29 141 7 <4

U <9 <9 <9 <9

Cs <4 <4 <4 <4

Zr 241 114 163 106

Hf <7 <7 <7 <7

Nb <7 16 5 <4

Ta <4 <4 <4 <4

Y 28 14 22 5

Ga 19 25 21 18

Sn <4 <4 <4 <4

W 9 22 <9 <9

Li 16 21 20 5,9

Mo 8,6 6,6 7,4 10

V 72 99 18 13

Sc 5,8 2 <2 <2

Cr 55 40 n.a. n.a.

Co 10 19 n.a. n.a.

Ni 27 29 n.a. n.a.

F 540 740 n.a. n.a.

B 127 133 100 95

Tabela 8 – Resultado das análises químicas para ETR das amostras CL-118, CL 125 e CL-132

Terras raras (ppm)

Amostra CL118

† CL125 × CL132 ×

La 72,2 32,721 12,661

Ce 139,1 66,11 27,3

Nd 53,13 19,9 8,956

Sm 10,21 3,77 1,816

Eu 1,876 0,615 0,468

Gd 6,565 2,838 1,8

Dy 4,083 2,24 1,378

Ho 0,797 0,414 0,3

Er 2,063 1,21 0,796

Yb 1,653 0,994 0,741

Lu 0,251 0,19 0,14

† Leptinito

× Leucogranito

58

O diagrama R1:R2 para classificação de ambiente tectônico de Batchelor &

Bowden (1985), no qual os índices são os mesmos utilizados na classificação das

rochas magmáticas, se vale da distinção entre plagiogranitos, granitos

cálcioalcalinos de margens continentais ativas, granitos crustais aluminosos,

granitos cálcioalcalinos de alto K ligados ao estágio de alçamento orogênico pós-

colisão, granitos subalcalinos ligados aos estágios orogênicos tardios, granitos

alcalinos/peralcalinos pós-orogênicos e granitos anorogênicos associados com rifts e

grabens para classificar o ambiente geotectônico.

Nesse contexto, as amostras (CL-118, CL-125 e CL-132) estão associadas ao

campo das rochas sincolisionais e a amostra CL-135 no campo das rochas pós

colisionais (Figura 12).

Figura 12 – Diagrama R1:R2 Batchelor & Bowden (1985) para classificação de ambiente tectônico.

59

O diagrama abaixo ETR normalizado pelo condrito de Boynton (1984), é

utilizado para classificação dos elementos terras raras nas amostras estudadas.

Nesse diagrama, os ETR são dispostos segundo crescentes números atômicos, o

que permite a sua divisão em ETR leves (La - Sm) e ETR pesados (Gd – Lu). Os

valores analíticos dos ETR estão normalizados em relação aos ETR dos meteoritos

condríticos, material mais primitivo que se conhece, e representado em escala

logarítimica.

No diagrama abaixo (Figura 13), é possível observar pequenas anomalias

negativas em Eu (európio) para as três amostras analisadas.

Figura 13 - Spiderdiagrama ETR ao Condrito (Boynton, 1984) para classificação de três amostras

estudadas.

60

6.0 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES

Os leptinitos e os leucogranitos são rochas que têm seu processo de geração

associado a eventos de anatexia crustal (Clemens & Wall, 1981; Thompson, 1982;

Clemens & Vielzeuf, 1987; Patiño Douce & Johnston, 1991; Carrington & Harley,

1995; Braun et al. 1996 apud Leite 2002) O processo de geração desses litotipos é

descrito pelas seguintes equações:

Segundo Clemens & Vielzeuf (1987), Vielzeuf & Montel (1994) e Braun et al.

(1996), a rocha fonte, de origem metamórfica, composta por biotita, quartzo,

feldspato, ilmenita e silimanita pôde experimentar anatexia crustal durante o

metamorfismo progressivo de um processo orogenético conforme a reação

mineralógica abaixo:

1) Bt + Qtz + Fs + Il + Sill → Grt + Líquido anatético + Bt1

A granada gerada nesse processo continua a reagir com o líquido anatético

gerando simplectitos de biotita e quartzo durante o resfriamento e ao mesmo tempo

esse líquido passa pelo processo de cristalização fracionada originando a seguinte

paragênese:

2) Gr + Líquido → (Bt2 + Qtz) + (Qtz2 + Kfs + Pl) leptinito

Já em condições de metamorfismo regressivo, retornando à fácies anfibolito e

com a presença de água no sistema, a biotita e o plagioclásio são hidratados,

gerando sericita e clorita e ilmenita ou simplectitos de biotita 3 + rutilo.

3) Pl + H2O → Ser

4) Bt2 + H2O → Cl + Ilm + (Bt3 + Rt) simplectito

Dessa forma, granada e biotita1 representam fases peritéticas do processo de

anatexia crustal. Simplectitos de biotita e quartzo são produtos de reação de volta do

Simplectito Bt+Qtz

61

líquido anatético com as fases peritéticas. Os tipos litológicos em condições

subsólidas experimentaram aporte de fluidos hidrotermais que transformaram biotita

em clorita + biotita 3 e rutilo, e plagioclásio em sericita.

O gráfico P-T abaixo demonstra, esquematicamente, em que momento se deu

o processo de geração do líquido anatético, a reação de metamorfismo progressivo

que originou magma + fases sólidas residuais (fase peritética) (1) e a reação de volta

do líquido com a granada residual (back-melting reaction).

A presença de biotita pobre em titânio e biotita rica em titânio nos

leucogranitos e somente de biotita rica em titânio nos leptinitos, sugere que o

magma que gerou os leucogranitos se segregou separado do magma peraluminoso

primário. Este último cristalizou “in situ” ou quase “in situ”, gerando o leptinito,

enquanto o magma do leucogranitos passou por processo de cristalização

fracionada e por enriquecimento por fluidos, que transformaram a biotita titanífera

em clorita + ilmenita.

Na amostra CL-125 ocorre simplectito de biotita + rutilo. A provável fonte do

titânio para gênese do rutilo (simplectito) é o titânio da biotita titanífera que foi

exsolvido para o sistema durante a reação de metamorfismo regressivo.

T

P

1

2

Líquido

62

No diagrama QAP todas as amostras plotadas ocorrem no campo dos

monzogranitos e granodioritos. Kalmár & Pálffy (2008), em estudos geoquímicos

dos leptinitos de Stejera, na Romênia, obtiveram os mesmos campos que os

leptinitos estudados nesse trabalho, o que reforça a ideia de utilizar o termo

leptinitos para as rochas estudadas.

Figura 14 - Diagrama QAP utilizado para classificação dos leptinitos, adaptado de Kálmar & Pálffy

(2008).

O diagrama de ambientes tectônicos de Batchelor + Bowden (1985) aponta a

amostra CL-135 (leptinito) como pós-colisional, em detrimento das demais amostras

que mostram um ambiente de gênese sin-colisional. Esse diagrama utiliza dados

geoquímicos para estimar um ambiente de formação, não relevando dados

importantes como características tectônicas e estruturais.

O seu posicionamento em tal diagrama pode ser explicado por seus maiores

teores de Al2O3, CaO e MgO e teores inferiores de SiO2, MnO (Tabela 7) revelando

que deve-se ter cautela na utilização de diagramas discriminantes de ambientes

tectônicos, principalmente se não for acompanhado de estudos de campo.

Para o diagrama de padrão ETR (Boynton, 1984), todas as amostras

analisadas apresentam pequenas anomalias negativas em Eu. Cada mineral

integrante de rochas magmáticas apresentam um padrão ETR marcante. O

plagioclásio é um mineral globalmente pobre em ETR, mas muito enriquecido em

Eu. Assim sendo, as anomalias negativas de Eu podem ser explicadas pois, durante

63

o processo de fusão parcial da rocha fonte, apenas uma pequena porção de

plagioclásio é liquefeita, resultando em um magma empobrecido em Eu, que indica

minerais que foram sucessivamente fracionados.

O padrão coincide com a análise para ETR dos leptinitos e leucogranitos de

Manali, de Braun et al. (1996), normalizado em condrito para amostras de leptinito

(leucossoma in situ), L1 e leucogranitos (L2).

Figura 15 - Spiderdiagrama para os leptinitos (L1) e leucogranitos (L2) de Manali, de Braun et al. (1996).

64

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70

Anexos

71

Ficha de Descrição

PETROGRÁFICA CL-118

1 - DADOS SOBRE O AFLORAMENTO

No de Campo Latitude Longitude Nome da Folha Geográfica

CL-118 397.900 8.692.200 SC.24-Y-D-V

Nº do Ponto Referências do Ponto

CL-118 -

Tipo Litológico Nome do Corpo

Leptinito -

2 - ANÁLISE MODAL

3 - DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA

Quartzo – São grãos inequigranulares, com dimensões que variam de 0,1 a 2,6 mm. Morfologicamente são classificados como anédricos. Apresentam contatos interlobados e curvos com as demais fases minerais. Apresentam extinção ondulante moderada e inclusões de biotita, sem orientação preferencial.

Plagioclásio – São grãos inequigranulares, com dimensões que variam de 0,2 a 0,6 mm. São subédricos a anédricos, apresentando contatos interlobados e raramente retos. Ocorrem associados aos grãos de granada. Apresentam geminação do tipo albita. É possível observar a presença de mirmequita (exsolução de quartzo) associada aos grãos desse mineral.

Mesopertita – Apresentam-se, em geral, inequigranulares e de forma tabular. São grãos que variam de 0,3 a 2,3 mm, sendo classificados morfologicamente como subédricos a anédricos. Apresentam contatos curvos e interlobados e raramente contatos retos com as demais ocorrências minerais. É possível observar ainda inclusões de minerais como quartzo, biotita e opacos.

Biotita – Apresentam-se em luz plana com coloração castanho a castanho-avermelhado. Em nicóis cruzados, apresentam um pleocroísmo que varia do castanho-avermelhado (para os grãos que não apresentam processo de cloritização) e verde-arroxeado (para os grãos afetados pela cloritização). Ocorrem em forma de ripas alongadas, com orientação preferencial e dimensões que variam de 0,1 a 0,6 mm. Morfologicamente são classificados como euédricos a subédricos. Apresentam contatos mais comuns com os demais minerais retos e serrilhados, podendo mais raramente apresentar contatos curvos e interlobados. Em alguns grãos é possível observar extinção do tipo olho de pássaro.

Pertita – Apresentam-se equigranulares, xenoblásticas, com grãos que variam de tamanho entre 0,5 a 1,1 mm. Demonstram contatos interlobados com os demais minerais. A presença de minerais como plagioclásio, opacos e finas faixas de biotita é comum.

Granada – Em luz plana, apresentam coloração levemente rosa, alto relevo e bastante fraturados (esqueletais). Morfologicamente, são em forma de fenocristais, subédricos a euédricos, com dimensões que variam de 1,3 a 2,2 mm. Apresentam contatos interlobados e curvos com os demais minerais. É possível observar nas fraturas dos grãos o preenchimento por biotita. Ocorrem em forma de inclusões grãos de quartzo, monazita e opacos. É comum a presença de biotita no entorno dos grãos de granada, muitas vezes interlobando-se com esse mineral.

Opacos – Os grãos dos minerais opacos são anédricos, apresentando tamanhos que variam de 0,05 a 0,1 mm. Ocorrem associados a mesopertita, biotita e granada.

Monazita – São anédricos, com relevo proeminente e pelocroísmo característico. Apresenta dimensões de aproximadamente 0,05 mm e forma idioblástica. É comum a presença desse mineral em forma de inclusão nos grãos de plagioclásio e biotita.

Zircão – Apresentam relevo alto, destacando-se dos demais minerais. Morfologicamente são euédricos, em forma de

MINERAIS %

Quartzo 28,83

Plagioclásio 21,69

Mesopertita 18,78

Biotita 13,75

K-feldspato (Pertita) 9,25

Granada 3,96

MINERAIS %

Opacos 1,85

Monazita 1,05

Zircão 0,79

Total 100

72

elipse, com dimensões aproximadas de 0,05 mm. É possível, em alguns grãos, observar o zoneamento metamórfico.

4 – GRAU METAMÓRFICO/FÁCIES METAMÓRFICA

Fácies Granulito

5– PARAGÊNESE METAMÓRFICA PROGRESSIVA

Biotita, Quartzo, K-feldspato, Plagioclásio

6 – PARAGÊNESE METAMÓRFICA REGRESSIVA

Clorita, Sericita

7 - NOME DA ROCHA

Leptinito

9- FOTOFOTOMICROGRAFIAS

Amostra CL-118 – Vista geral da amostra CL-118, com nicóis cruzados, onde é possível observar boa parte da mineralogia da lâmina como granada, biotita (cloritizada e não cloritizada), quartzo, mesopertita, plagioclásio e zircão.

73

Ficha de Descrição PETROGRÁFICA CL-125



CL-125 414.000 8.693.400 SC.24-Y-D-V


CL-125 -


Leucogranito Ipiraí II

2 - ANÁLISE MODAL


Plagioclásio – São representados por grãos inequigranulares, com dimensões que variam de 1,0 a 2,0 mm. Morfologicamente se apresentam subdioblásticos a xenoblásticos, apresentando contatos retos e interlobados. Grãos de biotita, quartzo e grãos menores desse mesmo mineral são comuns em forma de inclusões. Ocorrem também a presença de mirmequita (exsolução de quartzo) associada a alguns grãos de plagioclásio.

Quartzo – São inequigranulares, xenoblásticos, com dimensões que variam de 1,5 a 5,0 mm. Apresentam contatos predominantemente interlobados, podendo ocorrer também contatos do tipo reto. Grãos de biotita, muscovita e grãos menores do próprio mineral ocorrem comumente em forma de inclusões. Alguns grãos apresentam extinção ondulante moderada.

Mesopertita – São representados por grãos inequigranulares, tabulares, com dimensões que variam de 0,05 a 1,0 mm. Morfologicamente são subdioblásticos a xenoblásticos, apresentando contatos do tipo reto e interlobado com os demais minerais. A presença de quartzo e biotita em forma de inclusões é comum nesse mineral.

Biotita – Apresenta, em luz plana, coloração castanho-clara. Ocorrem em formas de ripas, com contatos do tipo reto e serrilhado, a depender da face do grão. Apresentam pleocroísmo que varia do verde ao arroxeado, variando devido ao grau de cloritização. São euédricos a subédricos, com tamanhos que variam 0,1 a 0,5 mm.

Pertita – É representada por grãos xenoblásticos, inequigranulares, com dimensões que variam em torno de 1,0 mm. Apresentam contato do tipo interlobado com os demais minerais da lâmina.

Granada – Apresenta coloração rosada em luz plana, relevo alto e em forma esqueletal (bastante fraturada). São grãos subédricos a anédricos, com dimensões que variam de 1,0 a 4,0 mm. Apresentam contatos interlobados e retos. A biotita ocorre associada a granada, por vezes preenchendo as fraturas do grão. Inclusões de quartzo ocorrem com frequência.

Zircão – São grãos com relevo proeminente, euédricos (em forma de elipses) e tamanho em torno de 0,05 mm. Ocorrem comumente associados à biotita e ao plagioclásio.

Opacos – São grãos anédricos, com dimensões em torno de 0,1 mm. Ocorrem associados predominantemente à granada e a biotita.

Monazita – São representados por grãos idioblásticos a subdioblásticos, com dimensões aproximadas de 0,05 mm. Ocorrem comumente associados ao plagioclásio e a mesopertita.


Fácies Granulito


MINERAIS %

Plagioclásio 35,14

Quartzo 31,53

Mesopertita 17,12

Biotita 5,86

Granada 5,41

Pertita 0,9

MINERAIS %

Zircão 0,9

Opacos 0,9

Monazita 0,45

Total 100

74



Clorita, Sericita

7 - NOME DA ROCHA

Leucogranito


Amostra CL-125 – Vista geral da amostra CL-125, com nicóis cruzados, onde é possível observar parte da mineralogia da lâmina como granada, quartzo e minerais da fase acessório.

75




CL-132 417.000 8.705.200 SC.24-Y-D-V


CL-132 -


Leucogranito Capelinha

2 - ANÁLISE MODAL


Plagioclásio – Se apresentam inequigranulares e dimensões que variam de 0,4 a 2,3 mm. São subdioblásticos a xenoblásticos, com contatos do tipo interlobado e retos. Alguns grãos apresentam processo de sericitização, sendo que em alguns grãos só é possível observar o contorno original desses grãos. É comum a ocorrência de inclusões de biotita, quartzo, outros grãos menores de plagioclásio e, por vezes, opacos. A presença de mirmequita (exsolução de quartzo) também é comum.

Quartzo – Apresentam tamanho que varia entre 0,05 a 5,6 mm. Morfologicamente são inequigranulares, xenoblásticos, com contatos que variam de interlobados (mais comuns) a retos com os demais minerais. É possível observar associado aos grãos inclusões de biotita e grãos menores do próprio quartzo. Os grãos apresentam extinção ondulante moderada.

Mesopertita – São inequigranulares, tabulares, com dimensões que variam de 0,5 a 1,3 mm. Morfologicamente são subdioblásticos a xenoblásticos, com contatos do tipo reto e interlobados. Grãos de quartzo e biotita são comuns nos grãos da mesoperita.

Biotita – Em luz plana apresenta uma coloração castanho-clara. Apresenta pleocroísmo que varia do verde ao avermelhado (variando pelo grau de cloritização). Apresentam-se em formas de ripas, sempre com contatos retos em duas faces e contato serrilhado a interlobado nas demais. Morfologicamente são classificados como euédricos a subédricos, com dimensões que variam de 0,08 a 0,9 mm, por vezes apresentando extinção do tipo olho de pássaro.

Granada – Se apresentam levemente rosadas em luz plana, relevo alto e bastante fraturadas. Ocorrem em formas globulares, subédricos a anédricos, com dimensões que variam de 0,7 a 4,25 mm. Os contatos são predominantemente interlobados com os grãos de quartzo e retos com os grãos de plagioclásio e mesopertita. É possível observar preenchimento de algumas fraturas dos grãos por biotita (biotita essa que pode se apresentar, por vezes, cloritizada). A presença de inclusões de quartzo é comum.

Pertita – Ocorrem em grãos morfologicamente xenoblásticos, inequigranulares, com dimensões que variam de 1,0 a 1,3 mm. Apresentam contato predominantemente interlobado com os demais minerais.

Microclina – Ocorrem em grãos com tamanho que varia de 0,08 a 0,80 mm, inequigranulares, tabulares, classificados como subdioblásticos a xenoblásticos. Apresentam contato predominantemente interlobados com os outros minerais da rocha. A presença de inclusões de quarto ou de mirmequita é comum.

Zircão – Apresentam relevo alto e pleocroísmo marcante. São euédricos (em forma de elipses) e dimensões aproximadas de 0,05 mm. Ocorrem comumente associados a biotita e ao plagioclásio e em alguns grãos é possível observar zoneamento metamórfico.

Opacos – São representados por grãos anédricos, com dimensões que variam de 0,1 a 0,2 mm. Ocorrem associados a toda assembleia mineralógica da lâmina, predominantemente com a granada e a biotita.

Monazita – Apresenta relevo alto e pleocroísmo característico. São grãos idioblásticos, com dimensões de aproximadamente 0,05 mm. São mais comuns associados ao plagioclásio e a mesopertita.

MINERAIS %

Plagioclásio 30,28

Quartzo 26,28

Mesopertita 23,14

Biotita 10,86

Pertita 2,57

Granada 1,71

MINERAIS %

Microclina 2,00

Zircão 1,14

Opacos 0,86

Monazita 0,57

76


Fácies Granulito




Clorita, Sericita

7 - NOME DA ROCHA

Leucogranito


Amostra CL-132 – Porção representativa da amostra CL-132, com nicóis cruzados, onde é possível observar parte da mineralogia da lâmina como microclina, plagioclásio (e mirmequita), quartzo e biotita.

77




CL-135 392.300 8.704.000 SC.24-Y-D-V


CL-135 -


Leptinito

2 - ANÁLISE MODAL


Plagioclásio – Apresentam dimensões que variam de 0,2 a 1,4 mm. São inequigranulares, subdioblásticos a xenoblásticos, apresentando contatos interlobados e raramente retos. Na maioria dos grãos ocorre substituição parcial por sericita, alguns em estágio avançado, outros em estagio gradual, onde ainda é possível observar o grão de plagioclásio no núcleo, apresentando somente as bordas alteradas. Minerais como quartzo, biotita, titanita e grãos menores do próprio mineral são facilmente observados em forma de inclusões. Ocorrem ainda associadas a esse mineral mirmequita (exsolução de quartzo).

Biotita – Apresenta, em luz plana, coloração que varia do castanho ao castanho avermelhado. Apresenta pleocroísmo que varia do castanho avermelhado ao verde arroxeado (para os grãos que não apresentam efeito do processo de cloritização e para os que apresentam, respectivamente). A maioria encontra-se alongada, em forma de ripas, apresentando orientação preferencial em um único sentido. Apresentam dimensões que variam de 0,2 a 1,8 mm. Morfologicamente, os grãos são euédricos a subédricos, apresentando contatos retos, mais raramente curvos e serrilhados com os demais minerais.

Quartzo – São inequigranulares, xenoblásticos, dimensões que variam de 0,5 a 3,0 mm. Apresentam contatos do tipo reto ou interlobados entre os grãos do mesmo mineral ou com a biotita. Observa-se também inclusões de plagioclásio e biotita, que podem inclusive apresentar-se alteradas (cloritização). A presença de minerais acessórios em forma de inclusões como titanita e monazita é comum. Apresentam extinção ondulante moderada.

Pertita – Apresentam-se equigranulares, xenoblásticos, com grãos que variam de tamanho entre 0,5 a 1,6 mm. Demonstram contatos interlobados com os demais minerais. A presença de minerais em forma de inclusões como plagioclásio e opacos é comum.

Mesopertita – São inequigranulares e de forma tabular. Apresentam dimensões que variam de 1,0 a 2,4 mm, classificados morfologicamente como subdioblásticos, apresentando contatos do tipo reto, interlobado e curvo. É possível observar inclusões de quartzo, plagioclásio e biotita.

Granada – Os grãos se apresentam levemente rosados em luz plana, com relevo alto, altamente fraturados, destacando-se dos demais minerais. Os grãos exibem uma forma globular, por vezes formando agregados. Apresentam dimensões que variam de 0,25 a 1,0 mm. Quanto a morfologia, são euédricos, exibindo uma relação de contato com o quartzo e o feldspato curva, podendo ocorrer, por vezes, contatos embaiados e interlobados. Já com os grãos de biotita, apresentam contato predominantemente interlobados. Ocorrem sempre associados a biotita, além de exibir em forma de inclusão grãos de titanita.

Zircão – Apresentam relevo alto. Quanto a morfologia são euédricos, apresentando forma elipsoide. Ocorrem em tamanho de aproximadamente 0,05 mm.

Monazita – Morfologicamente, apresentam-se anédricos e idioblásticos, com relevo proeminente e pleocroísmo alto. Apresentam dimensões de aproximadamente 0,05 mm . É comum a presença desse mineral em forma de inclusão nos grãos de biotita.

MINERAIS %

Plagioclásio 35,61

Biotita 23,01

Quartzo 17,80

K-feldspato (Pertita) 10,95

Mesopertita 6,02

Granada 2,45

MINERAIS %

Zircão 1,91

Monazita 1,36

Opacos 0,82

Total 100

78

Opacos – Os grãos dos minerais opacos são anédricos, apresentando tamanhos que variam de 0,05 a 0,1 mm. Ocorrem associados a toda mineralogia da rocha.


Fácies Granulito




Clorita, Sericita.

7 - NOME DA ROCHA

Leucogranito


Amostra CL-135 – Vista geral da amostra CL-135, com nicóis cruzados, onde é possível observar parte da mineralogia da lâmina como granada, quartzo, biotita (cloritizada e não cloritizada), plagioclásio e minerais da

fase acessório.

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