Geologia E Geocronologia Do Complexo Santa Izabel Na Região De Urandi, Bahia

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA ÁREA DE PETROLOGIA, METALOGÊNESE E EXPLORAÇÃO MINERAL

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

GEOLOGIA E GEOCRONOLOGIA DO COMPLEXO SANTA IZABEL NA REGIÃO DE URANDI, BAHIA

ÉDER LUÍS MATHIAS MEDEIROS

SALVADOR – BAHIA MARÇO/2013

GEOLOGIA E GROCRONOLOGIA DO COMPLEXO SANTA IZABEL NA REGIÃO DE URANDI, BAHIA

por

ÉDER LUÍS MATHIAS MEDEIROS Geólogo (Universidade Federal do Mato Grosso)

ORIENTADORA: PROF.ª DRA. SIMONE CERQUEIRA PEREIRA CRUZ CO-ORIENTADOR: PROF. Dr JOHILDO SALOMÃO FIGUEIRÊDO BARBOSA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Submetida em satisfação parcial dos requisitos ao grau de

MESTRE EM CIÊNCIAS

– GEOLOGIA –

Câmara de Ensino de Pós-Graduação e Pesquisa da Universidade Federal da Bahia

“A aranha tece puxando o fio da teia A ciência da abeia, da aranha e a minha Muita gente desconhece”

“João do Vale”

Dedico esse trabalho a minha família em especial meus pais que nunca pouparam esforços para minha formação. AGRADECIMENTOS Eu quero agradecer à Universidade Federal da Bahia, ao programa de Pós-Graduação em Geociências da UFBA e em especial à minha orientadora Dra. Simone Cruz por ter aceitado me orientar, por me ajudar em todos os momentos e continuar a fazê-lo mesmo com minhas negligências em relação aos prazos e deslizes acadêmicos, por sua fidelidade e compromisso a mim dedicado, pela sua ajuda dentro e fora da Universidade. A ela, eu devo a realização de poder me tornar um Mestre em Geologia. Ao Mestre Marcelo Galé, um amigo e irmão que direta e indiretamente participou de todas as etapas desse trabalho e tanto me ajudou a desenvolver e finalizar essa pesquisa. Ao Geólogo e amigo Luciano Mata, um grande parceiro incentivador sempre presente na preparação dessa dissertação. A Ravena, pela amizade e grande ajuda com as traduções dos artigos. Sem você tudo seria mais difícil. Aos amigos de Pós-Graduação, em especial Zilda Pena, Agnaldo Barreto e Jofre Borges pelo seu envolvimento acadêmico e pessoal em minha vida. À futura Doutora e colega de Pós-Graduação Jailma Souza, sempre presente com suas dicas, principalmente na escolha dos créditos. Aos responsáveis pela pós-graduação, o Prof. Manoel Jerônimo, bem como o secretário Nilton Dias, por serem sempre prestativos e me ajudar a contornar minhas falhas no sistema de matricula. Ao Doutor Johildo Barbosa por me acompanhar nos trabalhos de campo. À Doutora Angela Leal por ajudar nas descrições petrograficas. Ao Doutor Cesar Gomes, que tanto me ensinou sobre geologia. Aos amigos que me acompanharam durante as etapas de campo (Turma da disciplina geologia de campo III semestre 2010.1, ao colega Danilo Ribeiro, (Turma de geologia de campo III semestre 2010.2), Bento, Decrepto (Turma de geologia de campo III 2011/1), Guiga, Josafá, AJ e Edmar. A Dira por me ajudar tanto em campo quanto em sala; aos estudantes membros do Student Chapter da UFBA que tanto alegraram os dias no Instituto de Geociências, em especial aos alunos Júlio, Kim, João Paulo, Ramom, Luan, Mariana Andrioti, Pedro Lélis, Chapa de Carne (Edu Carrilho), Michele, Luiz (Cabeça), o Professor Pedro (Smeagle). Ao professor Misi e nossa Sporsor Maria da Glória.

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Ao Rafael (Johildinho) pelo acompanhamento em uma etapa de campo. Aos Funcionários do Instituto de Geociências, em especial Bossal, André (portaria), Marcelinho (faxina) e aos motoristas. (Formiga, Dera e Jairo). Aos amigos que direta ou indiretamente participaram da elaboração dessa Dissertação e não se enquadram em nenhum grupo dos citados acima, tais como Eron, Marcelo Carcará, Mileno, Sizenando, Durval, Luquinhas, Bruno (Metafórmica). Aos geógrafos Isarael (D2), Pedrão, Julia, Valeria, George, Jean, Phillipp. Aos alunos da disciplina Geologia Estrutural 2010/2 pelo rápido período que foram meus alunos. À minha esposa Izabel, que me acompanha e tanto me encorajou principalmente nos momentos finais desta Dissertação. Ao meu filho amado, e o mais esperado, Raul, pela alegria da sua existência. Agradeço à CBPM, pela confecção das lâminas ao Departamento de Geocronologia da UFOP, em especial ao Doutor Maurício Carneiro e ao funcionário Cirilo. Ao Doutor Reinaldo Brito e ao Geólogo Inácio Delgado, da CPRM, por facilitarem os estudos geocronológicos. Ao CNPq, pela bolsa concedida e apoio ao projeto de Pesquisa que deu suporte a essa dissertação. Ao meu pai José Carlos de Lavor Medeiros e minha mãe Ana Maria Mathias Medeiros. Ao Mestre Olavo. Aos amigos cuiabanos de chapa e cruz. Aos meus irmãos Eduardo e Everton. Aos amigos do Bando Anuciador da Capoeria Angola de rua (Mestre Lua Rasta, Guaxini, Caboco, Catarina, Peixinho, Sapoti, Pescador, Janaina, Isabel, Kalunga, Jorge Pintor, Sol, Mirian, Lagarto, Vaqueiro e a todos outros participantes). Por fim a todos estudantes de Geologia e Geólogos que sabem do prazer inenarrável de ser Geólogo.

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RESUMO

O Complexo Santa Izabel compreende rochas orto e paraderivadas que ocorrem no setor oeste do Bloco Gavião, na porção setentrional do Cráton do São Francisco. Esse trabalho foi elaborado no âmbito do projeto PRONAGEO (Programa Nascional de Geologia) e do convênio UFBA/CPRM/FAPEX. O objetivo geral foi avançar no conhecimento geólogico sobre a constituição e evolução geológica do Complexo Santa Izabel e, por conseguinte, da porção meridional do Bloco Gavião em seu domínio de afloramento na região de Urandi, Bahia. Como objetivos específicos, essa pesquisa pretende: (i) proceder ao mapeamento geológico do Complexo Santa Izabel na região de Urandi; (ii) realizar o estudo petrográfico das unidades cartografadas; (iii) investigar as idades absolutas dos protólitos e do metamorfismo desse complexo; e (iv) elaborar um modelo geológico que contemple as informações obtidas. Como método de trabalho, foram realizadas estudos bibliográficos, analise de imagens através de Sensoriamento Remoto, e geoprocessamento, trabalhos de campo, estudos petrograficos e análises geocronológicas. O levantamento geológico realizado na escala 1:100000 permitiu identificar ortognaisses migmatitos, enclaves maficos e granitoides. Os ortognaisses compreendem bandas máficas, cujo protólito possui composição hornblenda-gabróica, e bandas félsicas, de composição monzodiorítica e granodiorítica. Os migmatitos formam corpos amebóides e fazem contato transicional com os ortognaisses, sendo classificados como metatexitos e diatexitos. Nos primeiros, a composição das rochas é semelhante à que foi identificada para os ortognaisses e neles foram identificadas estruturas estromáticas, de dilatação e em rede. Nos diatexitos a composição predominante do leucossoma é granodiorítica a monzogranítica e foram observadas estruturas nebulíticas, scholen e schlieren. Nas bandas félsicas dos ortognaisses e metatexitos foi identificada uma mineralogia metamórfica de fácies anfibolito (Paragênese I), de idade paleoproterozóica, constituída por quartzo, plagioclásio, K-feldspato, hornblenda e biotita, enquanto que nas bandas máficas predominam hornblenda e plagioclásio. Os monzogranitos sao isotrópicos a levemente anisotrópicos no centro do corpo e bandados a foliados nas bordas. Essas rochas fazem contato ora intrusivo, ora transicional com os migmatitos e ortognaisses, mas também podem ocorrer como diques com espessura centimétrica cortando essas rochas. Os granitóides desse complexo são o produto da migmatização dos ortognaisses. Uma mineralogia de alteração hidrotermal de fácies xisto verde (Paragênese II), de idade neoproterozóica, foi encontrada em todas as rochas desse complexo, sendo constituída por mica branca, epidoto e carbonato. Quatro fases deformacionais compressionais foram identificadas, subdividas em Dn-1, Dn, Dn+1 (Dn+1’/Dn+1’’) e Dn+2. A fase Dn-1 pode ser reconhecida em dobras isoclinais internas à intrafoliação da fase Dn. A fase seguinte, Dn+1, levou ao desenvolvimento de dobras com envoltória simétrica (estágio Dn+1’). Essas estruturas são truncadas por zonas de cisalhamento sinistrais a sinistrais reversas (Estágio Dn+1”) com orientação geral NNW-SSE, que foram geradas sob campo de tensão NW-SE. A última fase de deformação compressional, Dn+2, nucleou zonas de cisalhamento NNW-SSE e WNW- ESSE com cinemática destral reversa e sinistral, respectivamente. O campo de tensão principal maxima associado com essa fase posiciona-se em WSW-ENE. Amostras de paleossoma e neossoma foram datadas pelo método U/Pb (zircão, SHRIMP), tendo sido obtidas idades paleoarqueanas para os protólitos e em torno de 2.1 Ga para a migmatização das rochas. Os granitoides apresentam uma idade mais jovem de cristalização, em torno de 2.06 Ga e sugerem um posicionamento tardio com relação à deformação. Uma idade em torno de 2.6Ga foi obtida utilizando-se monazitas em ortognaisses, que deve refletir um evento regional de colocação de rochas anorogênicas.

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ABSTRACT

The Santa Isabel Complex comprises ortho- and paraderived rocks that occur in the west sector of the Gavião Block, in the northern area of the São Francisco Craton. The geological survey conducted in a 1:100000 scale enabled the identification of mafic enclaves as well as orthognaisses, migmatites, and monzogranites. Orthognaisses comprise mafic bands, whose protolite consists of hornblende gabbro, and felsic bands that consist of monzodiorite and granodiorite. Migmatites form amoeboid bodies and have transitional contact with orthognaisses, and are classified as metatexites and diatexites. In the first ones the rock composition was similar to the one that was identified for orthognaisses and stromatic, dilatation structures, and structures in network were identified. In diatexities, the predominant composition of the leucosome was granodiorite to monzogranite, and nebulitic, schollen and schlieren structures were observed. In the felsic bands of orthognaisses and metatexites, a metamorphic mineralogy of amphibolite facies (Paragenesis I) was identified, from Paleoproterozoic age, made of quartz, plagioclase, k-feldspar, hornblende, and biotite, while hornblende and plagioclase were predominant in mafic bands. Monzogranites were isotropic to slightly anisotropic in the center of the body, and banded to foliated in the edges. These rocks had sometimes intrusive, sometimes transitional contacts with migmatites and orthognaisses, but the contact can also happen with centimeter-thick dykes that cut these rocks. Granitoids of this complex result from the migmatization of orthognaisses. A hydrothermal altered mineralogy of greenschists facies (Paragenesis II), from the Neoproterozoic age, was found in every rock of this complex, and consisted of white mica, epidote, and carbonate. Four deformational-compressional phases were identified and subdivided into Dn-1, Dn, Dn+1 (Dn+1’and Dn+1’’), and Dn+2. The Dn-1 phase could be recognized in isoclinal folds inner to the intrafoliation of the Dn phase. The following phase, Dn+1, lead to the development of folds with symmetric envelopment (stage Dn+1’). These structures were truncated by sinistral to reverse sinistral shear zones (stage Dn+1”), generally with a NNW-SSE orientation, which were generated under NW-SE orientated stress field. The last stage of compressional deformation, Dn+2, nucleated NNW-SSE and WNW-ESE shear zones with reverse and sinistral dextral kinematics, respectively. The stress field associated with this phase was WSW-ENE orientated. Paleosome and neosome samples were dated through the U/Pb (zircon, SHRIMP) method, and Paleoarchean ages were obtained for the protolites, and around 2.1 Ga for rock migmatization. Granitoids were younger, around 2.06 Ga, and suggest a late positioning regarding deformation. Using monazites, a 2.06 Ga was obtained, which should reflect a regional placing event of anorogenic rocks.

SUMÁRIO

1. INTRODUÇÃO 1 1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS 1

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1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE TRABALHO 2 1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO 3 PROBLEMA 1.4. OBJETIVOS 3 1.5. JUSTIFICATIVAS 3 1.6. MATERIAIS E MÉTODOS 4 2. GEOLOGIA REGIONAL 6 2.1 INTRODUÇÃO 6 2.2 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS DO BLOCO GAVIÃO 8 2.2.1. Ortognaisses e rochas migmatíticas com enclaves anfibolíticos, 8 com rochas granulíticas subordinadas 2.2.2 Greenstone Belts e Sequências Metavulcanossedimentares 11 2.2.3. Granitóides paleoproterozóicos 13 2.2.3.1. Granitoides Riacianos /Orosirianos 13 2.2.3.2. Granitoides Estaterianos 15 2.2.4 Supergrupo Espinhaço 16 2.2.5 Intrusivas máficas 19 2.2.6 Supergrupo São Francisco 20 2.3. EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA REGIONAL 20 3. MIGMATITOS: CONCEITOS, PROCESSOS, 25 CONSTITUINTES FUNDAMENTAIS E CLASSSIFICAÇÃO 3.1. DEFINIÇÃO DE MIGMATITOS 25 3.2 PROCESSOS FORMADORES DE MIGMATITOS 25 3.3. CONSTITUINTES DO MIGMATITO 27 3.4. CLASSIFICAÇÃO DOS MIGMATITOS 31 4. PETROGRAFIA DO COMPLEXO SANTA IZABEL 36 4.1. INTRODUÇÃO 36 4.2. COMPLEXO SANTA IZABEL 36 4.2.1 Ortognaisses 36 4.2.2. Migmatitos 44 4.2.2.1. Migmatitos Metatexíticos 45 4.2.2.2. Migmatitos Diatexíticos 52 4.2.3 Enclaves anfibolíticos 62 4.2.4 Granitóides 67 4.3. SÍNTESE DOS RESULTADOS DO ESTUDO 76 PETROGRÁFICO 5. PETROGRAPHY, STRUCTURAL ANALYSIS AND 79 GEOCHRONOLOGY OF THE SANTA IZABEL ARCHAEAN COMPLEX, SAO FRANCISCO CRATON, BRAZIL 5.1. INTRODUCTION 79 5.2. REGIONAL GEOLOGY 82 5.3. THE ORTHOGNEISSS, MIGMATITES AND 84 MONZOGRANITES OF SANTA ISABEL COMPLEX 5.4. STRUCTURAL FRAMEWORK 88 5.5. GEOCRONOLOGY 89 5.5.1. Sample OPU 6433- Metatexitic migmatite paleosome 90 5.5.2. Sample OPU 6357- milonitic ortogneiss 93 5.5.3. Sample OPU 6432- metatexitic migmatite neossome 96 5.5.4. Sample OPU 6355- undeformed monzogranite 97 5.6. DISCUSSION OF THE RESULTS 98

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5.7. CONCLUSIONS 99 6. GEOLOGIA ESTRUTURAl 107 6.1. INTRODUÇÃO 107 6.2. FASES DEFORMACIONAIS E ESTRUTURAS ASSOCIADAS 107 6.2.1. Fase Dn-1 107 6.2.2. Fase Dn 107 6.2.3. Fase Dn+1 110 6.2.4. Fase Dn+2 114 6.3. RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE A MIGMATIZAÇÃO E AS 115 DEFORMAÇÕES 6.4. SÍNTEE DA ANÁLISE ESTRUTURAL E MODELO E 117 EVOLUÇÃO DEFORMACIONAL 7. CONCLUSÕES 120 REFERENCIAS 122

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LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1- Mapa de localização da área de estudo. 2 Figura 2.1- Crátons da América do Sul e da África e suas relações com os Cinturões 6 Orogênicos brasilianos-panafricanos que os envolvem, em uma reconstrução esquemática do Gondwana Ocidental. Figura 2.2- a) Localização o Cráton do São Francisco na região leste do Brasil; b) 7 Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do São Francisco. Figura 2.3- Mapa geológico simplificado do Cinturão Móvel Urandi-Paratinga 10 (CMUP). Figura 2.4- Mapa Geológico simplificado do Estado da Bahia mostrando os 12 Greenstone Belt e as Seqüências Metavulcanossedimentares. Figura 2.5- Coluna estratigráfica dos supergrupos Espinhaço e São Francisco nas 17 regiões da serra do Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina. Figura 2.6- Proposta de modelo para a evolução arqueana do Bloco Gavião. 22 Figura 2.7- Estruturação dos núcleos Arqueanos. 23 Figura 2.8- Proposta de modelo evolutivo para a evolução paleoproterozóica para a 23 porção meridional do Bloco Gavião. Figura 2.9- Interação entre os quatro blocos arqueanos com a estruturação do Orógeno 24 Itabuna-Salvador-Curaçá. Figura 3.1- Diagrama ilustrando a classificação dos constituintes dos migmatitos. 27 Figura 3.2- Constituintes de um migmatito. 28 Figura 3.3- Constituintes de um migmatito. 30 Figura 3.4- Tipos de migmatitos segundo a classificação pioneira de Mehnert (1968). 32 Figura 3.5- Partes de uma migmatito. Modificado de Sawyer (2008). 33 Figura 3.6- Tipos de migmatitos. 34 Figura 3.7- Composição modal do Ortognaisse do Complexo Santa Izabel. 39 Figura 3.9- Composição modal dos Migmatitos Metatexíticos do Complexo Santa 50 Izabel. Figura 4.1- Composição modal dos neossoma dos Migmatitos diatexitos do Complexo 59 Santa Izabel. Figura 4.2 - Composição modal dos enclaves anfibolíticos do Complexo Santa Izabel. 63 Figura 4.3- Composição modal dos granitoides do Complexo Santa Izabel. 72 Figura 4.6 - Mapa geológico regional. 78 Figure 6.1- Schematic geological map showing the limits, marginal fold belts and major 80 structural units of the São Francisco Craton. Figure 6.2- Simplified geologic map encompassing the Gavião Block, Paleoproterozoic 81 Lagoa Real Complex granitoids, and Proterozoic Espinhaço and São Francisco Supergroup covers. Figure 6.3- Geologic map of the study area with the location of the samples dated. 85 Figure 6.4- The macroscopic and microscopic aspects of rocks in the mapped area of 86 Complexo Santa Isabel. Figure 6.5- The macroscopic aspects of migmatites in the mapped area of Complexo 87 Santa Isabel. Figure 6.6- Diagrams stereographics of the ductile structures of Santa Izabel Complex. 89 Figure 6.7- Deformational structures of phase Dn+1. 90 Figure 6.8- Diagrams stereographics of the ductile (a-c) and ductile-fragile (d, e) 91 structures of Santa Izabel Complex with far field stress. Figure 6.9. Some zircons dated of the samples OPU 6433 and 6432. 94 Figure 6.10. Zircon U-Pb concordia plot for sample analised by SHRIMP. 94 Figure 6.11. Zircon U-Pb concordia plot for sample analised by Laser Ablation. 95 Figure 6.12. .a) Milonitic ortogneiss with syenogranite composition. 96 Figura 5.1- Diagrama de isodensidade polar para os planos da foliação Sn. medidas. 109 Figura 5.2- Diagrama de isodensidade polar para a lineação Lxn. = número de medidas. 110 Figura 5.3- Diagrama de isodensidade polar para a lineação Lbn+1’. 111 Figura 5.4- Diagrama de isodensidade polar para a foliação Sn+1’’. 113 Figura 5.5- Diagrama de isodensidade polar para a lineação de estiramento Lxn+1’’. 114

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Figura 5.6- Diagrama de isodensidade polar para a foliação Sn+2. 114 Figura 5.7- Diagrama de isodensidade polar para a lineação Lxn+2. 115 Figura 5.9- Modelo da evolução estrutural para as fases de deformação compressionais 118 da porção SW do Bloco Gavião.

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LISTA DE FOTOGRAFIAS

Fotografia 4.1– Visão panorâmica de afloramento do ortognaisse do Complexo Santa 37 Izabel. Fotografia 4.2– Detalhe do bandamento gnáissico com espessura milimétrica presente 38 nos ortognaisses do Complexo Santa Izabel. Fotografia 4.3- Migmatito metatexítico de coloração cinza a róseo, com aspecto 46 heterogêneo e estrutura estromática. Fotografia 4.4- Migmatito metatexítico com predomínio de estrutura estromática. 47 Fotografia 4.5- Migmatito metatexítico estromático com coloração cinza a róseo. 48 Fotografia 4.6- Migmatito metatexítico de coloração cinza. 49 Fotografia 4.7- Migmatito diatexítico com estrutura nebulítica. 53 Fotografia 4.8- Migmatito diatexítico com estrutura nebulítica. Subordinadamente, 54 notar presença de estrutura Schollen. Fotografia 4.9- Migmatito diatexítico com estrutura Schöllen. 55 Fotografia 4.10- Migmatito diatexítico schollen. 55 Fotografia 4.11 - Migmatito diatexítico schlieren. 56 Fotografia 4.12- Migmatito diatexítico com foliação magmática. 56 Fotografia 4.11- Domínio de intensa migmatização em rocha diatexítica do Complexo 57 Santa Izabel. Fotografia 4.14- Monzogranito Santa Izabel em contato intrusivo com migmatito 68 metatexítico estromático desse mesmo complexo. Fotografia 4.15- Monzogranito Santa Izabel em contato intrusivo com os ortognaisse 69 desse mesmo complexo. Fotografia 4.16– Granitóide Santa Izabel com estrutura nebulítica. 70 Fotografia 5.1– Foliação Sn-1 observada em dobras isoclinais intrafoliais sem raiz 108 internas à foliação Sn em ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotografia 5.2- Bandamento composicional e xistosidade em ortognaisses do 109 Complexo Santa Izabel. Fotografia 5.3– Dobra assimétrica em Z em migmatitos metatexíticos do Complexo 111 Santa Izabel. Fotografia 5.4– Dobra simétrica em M em migmatitos metatexíticos do Complexo 112 Santa Izabel. Fotografia 5.5– Migmatitos metatexíticos do Complexo Santa Izabel. 112 Fotografia 5.6– Indicador de movimento cinemático (Sigmóide de foliação) em migmatitos metatexíticos do Complexo Santa Izabel. Fotografia 5.7– Zona de cisalhamento rúptil-dúctil da fase Dn+2 nucleada em 116 migmatitos metaxíticos do Complexo Santa Izabel. Fotografia 5.8– Xenólito de migmatito metatexítico em diatexito do Complexo Santa 116 Izabel. Fotografia 5.9– Zonas de cisalhamento da fase Dn+1”. 117

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LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS

Fotomicrografia 4.1- Microclina com geminação segundo a lei da periclina e com 41 parcial substituição por mica branca nas bordas em amostra de ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.2- Microclina (Mc) com geminação segundo a lei da periclina e com 41 parcial substituição por mica branca (Mb) nas suas bordas em amostra de ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.3 - Porfiroclasto de plagioclásio com geminação albita e 41 microestrutura kinkband em amostra de ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.4- Grãos de quartzo xenoblásticos com contatos fortemente lobados. 42 Notar a extinção ondulante e os novos grãos poligonais. Amostra do ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.5- Biotita lamelar nos interstícios entre feldspatos em amostra de 43 ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Notar a alteração do plagioclásio para mica branca. Fotomicrografia 4.6- Grão lamelar subidioblástico de biotita com inclusão de epidoto 43 em amostra de ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.7- Grão de mica branca exibindo feição kinkband em amostra de 44 ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.8- Grão de mica branca com inclusão de epidoto em amostra de 44 ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.9– Domínio com avançada intensidade de fusão com corrosão da 51 hornblenda e formação da biotita e epidoto. Fotomicrografia 4.10– Xenocristal de hornblenda com borda transformada para 51 epidoto e Biotita. Notar presença de plagioclásio também sendo transformado parcialmente em epidoto. Fotomicrografia 4.11- Microestrutura mimerquítica em migmatito diatexítico do 59 Complexo Santa Izabel. Notar a alteração secundária de plagioclásio para mica branca. Mm- Mimerquita, microclina. Fotomicrografia 4.12 - Agregado de microclina e quartzo em migmatito diatexítico do 59 Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.13 - Grãos de quartzo anédricos mostrando contato fortemente 60 interlobado em migmatito diatexítico do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.14 - Grão de plagioclásio parcialmente substituído por microclina 60 contendo inclusões de quartzo anédrico e biotita tabular. Notar parcial a substituição desse mineral por mica branca em fraturas. Amostra de migmatito diatexítico do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.15– Grão subidioblástico de clorita associada com biotita e em 62 contato com plagioclásio. Amostra de migmatito diatexítico do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.16- Substituição do plagioclásio pelo epidoto em enclaves máficos. 64 Fotomicrografia 4.17- Grão de hornblenda com crescimento de biotita em clivagem 64 nos enclaves máficos. Fotomicrografia 4.18- Grão de hornblenda parcialmente substituído nas fraturas pela 66 biotita. Amostra em enclave máfico. Fotomicrografia 4.19- Grão de plagioclásio com geminação da albita em enclave 66 máfico. Fotomicrografia 4.20- Substituição da hornblenda pela actinolita em enclaves máficos. 66 Plagioclásio. Fotomicrografia 4.21- Grão de apatita incluso em plagioclásio em enclaves máficos. 66 Fotomicrografia 4.22- Aspecto microscópico do monzogranito Santa Izabel com grãos 72 tabulares subédricos de plagioclásio e xenoblásticos de microclina e quartzo. Notar a presença de grãos poligonais de quartzo. Fotomicrografia 4.23- Mosaico ilustrando o aspecto da trama ígnea com grãos 73 tabulares de microclima exibindo geminação periclina. Notar a presença de quartzo, epidoto, minerais opacos e plagioclásio. Fotomicrografia 4.24- Grão tabular subédrico de plagioclásio e com geminação albita 73 deformada. Notar a presença de um microveio de quartzo. Fotomicrografia 4.25- Grãos de biotita esqueletiformes associados com hornblenda, 74 microclina e magnetita em monzogranito do Complexo Santa Izabel. Fotomicrografia 4.26- Associação hornblenda e biotita no monzogranito Santa Izabel. 75 Fotomicrografia 4.27 - Apatita inclusa em plagioclásio saussuritizado no monzogranito 75

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Santa Izabel.

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LISTA DE TABELAS

Tabela 4.1- Composição mineralógica modal, em porcentagem, das bandas dos ortognaisses do 39 Complexo Santa Izabel. Tabela 4.2- Composição mineralógica modal, em porcentagem, do migmatito metatexíticos do 50 Complexo Santa Izabel. Tabela 4.3 - Composição mineralógica modal do neossoma dos migmatitos diatexíticos do 58 Complexo Santa Izabel. Tabela 4.4 - Composição mineralógica modal dos enclaves máficos do Complexo Santa Izabel. 63 Tabela 4.5- Composição mineralógica modal dos granitoides do Complexo Santa Izabel. 71 Tabela 4.6- Paragêneses metamórficas observadas nas rochas do Complexo Santa Izabel. 77 Table 6.1. Phases of deformation and associated structures in Santa Isabel Complex. 89 Table 6.2- Summary of SHRIMP U-Pb zircon data for sample OPU-6433. 92 Table 6.3- Summary of SHRIMP U-Pb zircon data for sample OPU-6432. 93

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1. INTRODUÇÃO

1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS O Bloco Gavião é um dos constituintes tectônicos da porção setentrional do Cráton do São Francisco, cuja evolução remonta ao Arqueano e evoluiu até o Paleoproterozóico (Martin et al. 1991, Cordani et al. 1992, Martin et al. 1997, Santos-Pinto et al. 1998, Bastos Leal et al. 2000, Barbosa & Sabaté 2002, 2003). Esse bloco é constituído por ortognaisses cinzas de composição tonalítica-granodiorítica-graníticas e migmatitos, além de remanescentes de sequências meta-vulcanossedimentares arqueana-paleoproterozóicas denominadas de Contendas Mirante, Mundo Novo, Ibitira-Ubiraçaba, Brumado, Guajeru, Riacho de Santana, Urandi, Boquira e Licínio de Almeida (Cunha & Fróes 1994, Arcanjo et al. 2000, dentre outros), granitóides riacianos-orosirianos-estaterianos (Turpin et al. 1988, Martin et al. 1991, Cordani et al. 1992, Martin et al. 1997, Santos-Pinto et al. 1998, Bastos Leal et al. 2000, Cruz et al. 2007, dentre outros). Rochas metassedimentares de idade paleo/meso e neoproterozóicas compõem os supergrupos Espinhaço e São Francisco e afloram na serra do Espinhaço Setentrional e na Bacia do São Francisco. Diques máficos meso e neoproterozóicos intrudem as rochas do Supergrupo Espinhaço (Loureiro et al. 2010, Danderfer et al. 2009). Como importante unidade constituinte do setor meridional do Bloco Gavião tem-se o Complexo Santa Izabel (Barbosa & Moutinho da Costa 1972, Delgado et al. 2004), que se caracteriza como uma faixa de metamorfitos com trend, em geral, N-S, com 11 a 25 km de largura e 310 km de comprimento (Santos, 1999) que afloram a oeste da serra do Espinhaço Setentrional. Esta unidade foi inicialmente estudada por Portela et al. (1976), Moutinho da Costa & Silva (1980) e Fernandes et al. (1982). Recentemente, esse complexo foi cartografado na região de Riacho de Santana por Arcanjo et al. (2005). A presença de rochas granulíticas foliadas nesse complexo levou Mascarenhas (1979) a postular um possível cinturão móvel arqueano, o Cinturão Móvel Santa Izabel. Por sua vez, Rosa (1996) e Rosa (1999) sugerem a existência do Cinturão Móvel Urandi-Paratinga, que compreende as unidades do Complexo Santa Izabel, as Seqüências Metavulcanossedimentares de Riacho de Santana e Urandi e as intrusões múltiplas e tardias orosirianas do Batolito Monzosienitico Guanambi-Urandi. Esta Dissertação pretende contribuir para o entendimento da constituição litológica e dos aspectos petrológicos e geocronológicos do Complexo Santa Isabel, ao tempo que pretende colaborar com a elaboração de um modelo de evolução tectônica da porção oeste do Bloco Gavião.

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1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO A ÁREA DE TRABALHO Para a realização do presente projeto selecionou-se uma área de 510 km2 que tem como sede a cidade de Urandi, localizada no sudoeste baiano (Fig. 1.1). Essa área foi selecionada tendo em vista a grande quantidade de afloramentos de migmatitos do Complexo Santa Izabel.

Figura 1.1- Mapa de localização da área de estudo. Fonte: Mapa Geodiversidade do Brasil 1-2500000

O acesso à área é feito pela BR-324 até a cidade de Feira de Santana, de onde segue-se em direção à cidade de Guanambi pela BR-030 por cerca de 300 km. A partir dessa cidade, prossegue-se por mais 100 km para Urandi através da BA-122 (Fig. 1.1).

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1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA O Complexo Santa Izabel situa-se no setor oeste do Bloco Gavião, Cráton do São Francisco, a leste da serra do Espinhaço Setentrional. Trabalhos já realizados por outros autores permitiram avançar no conhecimento geológico dessa unidade, mas faz-se necessário um estudo geológico de maior detalhe com foco nas seguintes questões: (i) qual a constituição litológica do Complexo Santa Izabel na região de Urandi? (ii) quais as idades dos seus protólitos e do metamorfismo? Responder a essas questões representa dar um passo significativo no entendimento da evolução arqueana e paleoproterozóica do Bloco Gavião.

1.4. OBJETIVOS O presente trabalho tem como objetivo geral avançar no conhecimento geólogico sobre a constituição e evolução geológica do Complexo Santa Izabel e, por conseguinte, da porção meridional do Bloco Gavião em seu domínio de afloramento na região de Urandi, Bahia. Como objetivos específicos, essa pesquisa pretende: (i) caracterizar, do ponto de vista petrografico e estrutural as rochas do Complexo Santa Izabel na região de Urandi; (ii) investigar as idades absolutas dos protólitos e do metamorfismo desse complexo; e (iii) elaborar um modelo geológico que contemple as informações obtidas.

1.5. JUSTIFICATIVAS Apesar dos trabalhos iniciados por autores tais como Barbosa & Moutinho da Costa (1972), Portela et al. (1976), Moutinho da Costa & Silva (1980), Fernandes et al. (1982), Rosa (1999) e Arcanjo et al. (2005), o Complexo Santa Izabel ainda carece de estudos aprofundados, principalmente de mapeamento geológico, petrografia, analise estrutural e estudos geocronológicos. Dúvidas ainda persistem sobre a existência, ou não, de um evento metamórfico de idade riaciana-orosiriana nesse setor do Cráton do São Francisco e modelos para explicar a sua evolução tectônica ainda são bastante controversos. Somando-se a isso, os estudos sobre a evolução deformacional e sua relação com a migmatização desse complexo são. Nesse sentido, através de técnicas modernas de geoprocessamento, petrografia, analise estrutural e geocronologia espera-se que os resultados alcançados nessa pesquisa permitam avançar no entendimento da evolução geológica dessa porção do Bloco Gavião e colaborar com os estudos científicos a cerca da evolução arqueana e paleoproterozóica desse setor do Cráton do São Francisco.

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Essa pesquisa foi motivada pelo convênio firmado entre a CPRM (Serviço Geologico do Brasil), UFBA (Universidade Federal da Bahia), e a FAPEX ( Fundação de amparo à pesquisa do Estado da Bahia), para o mapeamento na escala 1:100.000 das folhas Espinosa e Guanambi.

1.6. MATERIAIS E MÉTODOS Para levar a efeito os objetivos propostos, foram realizadas as seguintes atividades: a) Levantamento bibliográfico, que consta da consulta a relatórios e publicações científicas, tais como resumos, artigos e notas técnicas que versem sobre a área de trabalho. Além disso, procedeu-se ao estudo bibliográfico sobre o tema migmatitos, buscando publicações científicas atualizadas que apresentem aspectos relacionados com os processos de fusão parcial e com as principais estruturas relacionadas. b) Utilização de técnicas de geoprocessamento, visando a extração de lineamentos estruturais e a cartografia das unidades geológicas. Para esse trabalho foram utilizados fotografias aéreas na escala 1:60.000, bem como imagens de satélite LANDSAT e de relevo sombreado MTD (Modelo Digital do Terreno). c) Trabalhos de campo, que tiveram como objetivo a realização de perfis geológicos regionais, além do mapeamento geológico na escala 1:60.000. Nesse contexto para o qual foram realizados um total de 69 dias efetivos de campo, tendo sido descritos um total de 149 pontos (apêndice I). Além disso, nesses trabalhos procedeu-se a coleta de amostras para os estudos petrográficos e geocronológicos. Todos os dados foram tratados e sistematizados através dos softwares ArcGIS (georreferenciamento e geração de mapas), Microsoft Excel, Word e Stereonett® (Duyster, 2000). d) Estudos petrográficos, através da descrição de 52 seções delgadas, utilizando o microscópio petrográfico Olympus modelo BX41. e) Análises geocronológicas em quatro amostras. As amostras foram preparadas no Laboratório de Preparação de Amostras para Geocronologia do Departamento de Geologia da Universidade de Ouro Preto, Minas Gerais. Uma amostra de migmatito diatexítico foi analisada pelo método U-Pb em zircão (SHRIMP) no laboratório da Universidade Nacional Australiana (Research School of Earth Sciences) em Caberra, Austrália. Duas amostras, uma de ortognaisse e outra de granito, foram analisadas pelo método U-Pb Laser Ablation-ICPMS no Laboratório de Magmas e Vulcões da Universidade Blaise Pascal, Clermont Ferrand, França. g) Integração de dados e organização da Dissertação, visando à elaboração do mapa geológico e domodelo da evolução geológica da área selecionada para estudo.

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2. GEOLOGIA REGIONAL

2.1 INTRODUÇÃO O Cráton do São Francisco Almeida (1977), (Figs. 2.1 e 2.2) situado no setor oriental do Brasil é uma unidade tectônica da Plataforma Sul-Americana (Barbosa & Sabaté. 2002, 2003), e Barbosa & Sabaté (2004) que estabilizou-se no Riaciano/Orosiriano e ocorre bordejado por cinturões orogênicos neoproterozóicos Almeida (1977). Em sua porção setentrional, e baseados em dados isotópicos Sm-Nd, Barbosa & Sabaté (2002, 2003) identificaram quatro seguimentos crustais de idade arqueana que colidiram no Paleoproterozóico, que foram denominados de: Bloco Gavião (BG), Bloco Jequié (BJ), Bloco Itabuna-Salvador-Curaça (BISC) e Bloco Serrinha (BS). Correlações geológicas já foram realizadas por diversos autores dentre eles Alkmim & Martins Neto 2001, Alkimin et. al. (2007), Pedrosa – Soares et. Al. (2007)

Figura 2.1- Crátons da América do Sul e da África e suas relações com os Cinturões Orogênicos brasilianos- panafricanos que os envolvem, em uma reconstrução esquemática do Gondwana Ocidental. Extraído de Alkmim & Martins-Neto (2001). O Retângulo vermelho representa a área do Cráton do São Francisco e da figura 2.2.

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Figura 2.2- a) Localização o Cráton do São Francisco na região leste do Brasil; b) Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do São Francisco. Fonte: Cruz et. al. (2012) modificado de Alkmim et al. (1993). A seta representa a localização da área de trabalho. 2.2 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS DO BLOCO GAVIÃO O Bloco Gavião (sensu Barbosa & Sabaté 2002, 2003) representa a maior exposição de rochas arqueanas e paleoproterozóicas na região setentrional do Cráton do São Francisco, estendendo-se desde a região de Urandi, no centro oeste da Bahia, até a região de Sobradinho,

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na porção norte do Estado (Fig 2.2). Esse bloco é constituído por ortognaisses de composição tonalítica-granodiorítica-granítica, por vezes migmatizados, com enclaves anfibolíticos, bem como por rochas granulíticas, seqüências metavulcanossedimentares, algumas do tipo Greenstone Belts, de idade arqueana/paleoproterozóica, além de plútons riaciano-orosirianos que cortam indiscriminadamente as rochas anteriores (Mascarenhas 1973, Moutinho da Costa et al. 1976, Portela et al. 1976, Moraes et al. 1980, Moutinho da Costa & Silva 1980, Fernandes et al. 1982, Martin et al. 1991, Marinho 1991, Cunha et al. 1994, Cunha & Fróes 1994, Nutman & Cordani 1993, Cunha et al. 1996; Bastos-Leal et al. 1996, Rosa et al. 1996, Santos-Pinto 1996, Santos-Pinto et al. 1998, Bastos-Leal 1998, Sato 1998, Bastos-Leal et al. 1998, 2000, Rosa 1999, Arcanjo et al. 2000, Barbosa & Sabaté 2002, 2003; Menezes-Leal et al. 2005, Guimarães et al. 2005, Cruz et al. 2009, Cruz et al. 2011, Cruz et al. 2012). Intrusivos nessas unidades, ocorrem granitóides estaterianos e diques máficos de idade Caliminiana e toniana. Como unidade de cobertura tem-se os supergrupos Espinhaço e São Francisco, de idades paleoproterozóico/mesoprotorozóico e neoproterozóico, respectivamente.

2.2.1. Ortognaisses e rochas migmatíticas com enclaves anfibolíticos, com rochas granulíticas subordinadas Os ortognaisses ocupam maior área de exposição do Bloco Gavião e apresentam um bandamento composicional marcado pela alternância de níveis de granitoides de composição tonalítica–trondjemítica-granodiorítica-granítica, bem como por enclaves anfibolíticos (Fernandes et al. 1982, Bastos-Leal 1998, Arcanjo et al. 2000, Cruz et. al. 2009, dentre outros). Na região de Riacho de Santana (Moutinho da Costa et al. 1976, Portela et. al. 1976, Arcanjo et al. 2000) são encontrados ortognaisses granulíticos e charnoquitos. Estudo geocronológicos pioneiros no Bloco Gavião contemplaram os métodos K-Ar e Rb-Sr, podendo ser destacados os trabalhos de Távora et al. (1967), Jardim de Sá et al. (1976), Cordani & Iyer (1979), Brito Neves et al. (1980), Cordani et al. (1985), Mascarenhas & Garcia (1989). Posteriormente, outros métodos foram utilizados, destacando-se Pb-Pb, Sm- Nd e U-Pb publicados por Marinho (1991), Martin et al. (1991), Nutman & Cordani (1993), Santos-Pinto (1996), Basto – Leal (1998), Cunha et al. (1996), Santos – Pinto et al. (1998) e Cruz et al. (2009). A aplicação dos diversos métodos geocronológicos e isotópicos por esses autores permitiu Bastos-Leal (1998) sugerir o caráter policíclico da evolução crustal desse bloco. A partir da análise dos dados geocronológicos disponíveis para o Bloco Gavião pode- se verificar que a maior parte dos ortognaisses já datados são de idade arqueana. O retrabalhamento crustal durante o Riaciano-Orosiriano é sugeridos por dados Rb-Sr, e Pb – Pb

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principalmente. Com relação aos dados Sm-Nd (TDM) e de Épsilon Neodímio disponíveis, interpreta-se que, em sua maioria, as rochas apresentam fontes crustais com idades paleoarqueanas. Dentre as diversas unidades arqueanas do Bloco Gavião, tem-se os o Complexo Santa Izabel (Barbosa & Moutinho da Costa 1972), que situa-se no setor oeste desse bloco e a oeste da serra do Espinhaço Setentrional (Fig. 2.3). Esse complexo metamórfico apresenta orientação geral N-S, sendo constituído predominantemente por ortognaisses de composição tonalitica e granodioritica localmente granítica, e rochas migmatíticas, ambos com enclaves máficos, ortognaisses granulíticos e migmatitos granulíticos (Arcanjo et al. 2000, 2005; Medeiros et. al. 2011). Na região de Riacho de Santana, os ortognaisses desse complexo apresentam composição tonalítica a granodiorítica, localmente granítica. Ainda no Complexo Santa Izabel, em trabalhos anteriores foram identificados anfibolitos, gabros/dioritos e noritos, rochas calcissilicáticas e ultrabásicas, metapiroxenitos, intrusões graníticas e eclogitos, além de níveis de gnaisses kinzigíticos (Barbosa & Moutinho da Costa 1972, Moutinho da Costa et al. 1976, Portela et al. 1976, Moutinho da Costa & Silva 1980, Fernandes et al. 1982, Delgado et al. 2004, Santos, 1999, Arcanjo et al. 2005). A presença de eclogitos foi sugerida por Barbosa & Moutinho da Costa (1972). A presença dessas rochas, bem como de sienitos e monzonitos ultrapotássicos/shoshoníticos de idade orosiriana, levou Rosa (1999) a interpretar a existência do Cinturão Urandi-Paratinga (Fig 2.3). De acordo com Arcanjo et. al. (2000, 2005), as rochas félsicas do Complexo Santa Izabel são metaluminosas a peraluminosas, de caráter fortemente sódico e calcialcalino de baixo potássio/trondhjemíticos com padrões de elementos (ETR) típicos dos Tonalitos, Trondjmitos, Gronodioritos (TTG’s) arqueanos. As rochas ultrabásicas desse complexo, por sua vez, representariam um líquido primitivo ou muito pouco diferenciado, de natureza provavelmente komatiítica (Teixeira 2005). Segundo esse autor, teores de Cr e Ni nessas rochas sugerem que tratam-se de cumulatos e as razões Zr/Y são sugestivas de que houve contaminação crustal durante sua evolução.

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Figura 2.3- a) Localização do Cinturão Móvel Urandi – Paratinga. b) Mapa geológico simplificado do Cinturão Móvel Urandi-Paratinga segundo Rosa (1999).

Arcanjo et. al. (2000, 2005) identificaram em gnaisses kinzigíticos do Complexo Santa Izabel uma paragênese metamórfica constituída por cordierita, microclima e ortopiroxênio. De acordo com esses autores, essa paragênese sugere que rochas paraderivadas foram

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submetidas às condições de fácies granulito na região de Riacho de Santana (Arcanjo et al. 2005). Segundo dados Pb-Pb (monozircão) produzido por Barbosa (2010) a idade mínima para o metamorfismo granulítico do Complexo Santa Izabel é 1966±38 Ma. Poucos são os dados geocronológicos disponíveis na literatura para o Complexo Santa Izabel. Jardim de Sá et al. (1976) obtiveram a idade isócrônica 2.570±220 Ma pelo método Rb-Sr (Rocha Total). Por sua vez, Brito Neves et al. (1980) encontraram uma idade Rb-Sr (Rocha Total) de 2.680±83 Ma, que foi interpretada como sendo a de um episódio metamórfico. Outras idades Rb-Sr (Rocha total) obtidas por Fernandes et. al. (1982) foi 2.700 Ma. Utilizando o mesmo método, Mascarenhas & Garcia (1989) obtiveram as idades 2685±97 Ma e 3030±107 Ma. As idades neoarqueanas foram interpretadas por Mascarenhas & Garcia (1989) como relacionadas com um evento tectono metamórfico associado com o então denominado ciclo Jequié. Rosa (1999) obteve uma idade U-Pb (Laser Ablation, zircão)

231 de 3352 290 Ma. Barbosa (2010) obteve idade U-Pb (Zircão, Laser Ablation) variando entre 2519±49 e 2865± Ma para protólitos de rochas granulíticas do Complexo Santa Izabel, tendo obtido idade media de 2954±100 Ma. A idade modelo (Sm-Nd) obtida por essa autora foi 3,3 Ga com valor de d de – 2,8.

2.2.2 Greenstone Belts e Sequências Metavulcanossedimentares Na porção meridional do Bloco do Gavião são identificadas Sequências Metavulcanossedimentares (Figueiredo 2009) Boquira, Urandi, Contendas-Mirantes e Licínio de Almeida (Carvalho et al. 1982, 1997; Souza et al. 1990, Marinho 1991, Silva & Cunha 1999, Arcanjo et al. 2005, Cruz et al. 2009, Figueiredo 2009) e Greenstone Belts, tais como Umburanas, Brumado, Ibitira-Ubiraçaba, Guajeru, Riacho de Santana (Cunha & Fróes, 1994, Cunha et al. 1996, Lopes 2002, Silveira & Garrido 1998, Silva & Cunha 1999, Arcanjo et al. 2005) (Fig. 2.4). Poucos são os dados geocronológicos disponíveis para essas sequências, destacando-se os dados Pb-Pb em rochas metandesíticas da seqüência intermediária do Greestone Belt Umburanas obtidos por Bastos–Leal et. al. (2003) em 2.744±15 Ma. Nesse mesmo greenstone, zircão dentriticos em amostras de quartzitos e conglomerados foram datadas pelo método U-Pb (SHRIMP), tendo-se obtido as seguintes idades: 3.335±24 Ma, 3.147±16 Ma e 3.040±24 Ma (Bastos–Leal et. al. 2003). Essas idades foram interpretadas como a idade máxima de deposição dessas rochas. Para a seqüência metavulcanossedimetar Contendas Mirante, Marinho (1991) obteve uma isócrona Rb-Sr em 2.350±173 Ma.

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No Greestone Belt Riacho de Santana, para as rochas máficas Silveira & Garrido (1989) obtiveram idade isócrônica Sm-Nd (Rocha Total) de 3,2 Ga, com valores d situados entre +2,3 e +3,7, que é compatível com uma fonte mantélica para essas rochas. Idades Pb-Pb obtidas por Cassedane & Lasserre (1969) e Carvalho et. al. (1982, 1997) situadas entre 2,5 Ga e 2,5–2,7 Ga, respectivamente, em galenas da unidade Boquira, no Greenstone Belt homônimo, levaram esses autores a interpretar um intervalo de deposição entre 2,5–2,7 Ga para essa unidade. As demais unidades ainda não foram datadas e foram agrupadas como sequências de idade arqueana-paleoproterozóicas por Silva & Cunha (1999). De acordo com esses autores, as unidades constituintes foram metamorfisadas em condições que variam de xisto verde a anfibolito e por isso, Figueiredo (2009) optou pelo uso do prefixo “meta” para essas sequências.

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Figura 2.4- Mapa Geológico simplificado do Estado da Bahia mostrando os Greenstone Belt e as Seqüências Metavulcanossedimentares, segundo Silva & Cunha (1999). Seta vermelha aponta para área de estudo.

A oeste da Serra do Espinhaço Setentrional afloram as Sequência Metavulcanossedimentar de Urandi (Figueiredo 2009) e o Greenstone Belt Riacho de Santana (Arcanjo et al. 2000). Na primeira, foram reconhecidos basaltos e formações ferríferas na base, que são sobrepostos por, metapelitos, metarritimitos, rochas calcissilicáticas, queluzitos e quartzitos em direção ao topo (Figueiredo 2009). Por sua vez, no Greenstone Belt Riacho de Santana foram descrita: (i) uma unidade inferior com xistos aluminosos, quartzitos, metacherts, metagravacas, rochas calcissilicáticas, metabasaltos, rochas metassedimentares siliciclasticas de granulação fina, formação ferríferas bandadas, metacarbonatos e lavas ultramáficas komatiíticas (Arcanjo et al. 2000, 2005); (ii) uma unidade intermediária com

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metatufos, rochas metassedimentares aluminosas, metacherts, xistos grafitosos, metabasaltos e metagabros; e (iii) uma unidade superior constituída por quartzitos, metacherts, metacarbonatos com intercalação de formação ferríferas bandadas, rochas calcissilicáticas, clorita xistos, sericita xistos, metassiltitos, metatufos e metabasaltos. Ainda para o Greenstone Belt Riacho de Santana, Barbosa (2010) obteve idade modelo Sm-Nd aproximadamente de 3,1 Ga, com d variando entre +2,3 e +3,7 para metabasaltos da unidade inferior. 2.2.3. Granitóides Paleoproterozóicos No Bloco Gavião são encontrados granitóides cálcio-alcalinos, de idade riaciana- orosirianas, e plútons alcalinos, de idades estaterianas. Essas rochas são intrusivas nos ortognaisses e nos migmatitos, bem como nas sequências metavulcanossedimentares anteriormente descritas.

2.2.3.1. Granitoides Riacianos e Orosirianos O setor meridional do Bloco Gavião foi alvo de intenso plutonismo peraluminoso e metaluminoso, cálcio-alcalino, durante o Paleoproterozoico (Bastos-Leal 1998, Santos-Pinto et al. 1998, Arcanjo et al. 2000, 2005 e Menezes-Leal et al. 2005). Esse magmatismo formou corpos intrusivos nos Greenstone Belts e nos terrenos gnáissico e migmatíticos arqueanos/paleoproterozóicos desse bloco. Como exemplo, tem-se os granitóides Veredinha, Ibitiara, Jussiape, Gameleira, Caetano e Aliança, Lagoa Grande Lagoinha, Aracatu, Riacho das Almas, Riacho das Pedras, Anagé-Pau de Colher, Humaitá, Estreito, Ceraíma, Cara Suja, Guanambi-Urandi, Boquira, Espírito Santo, Iguatemi, Caculé, Rio do Paulo, Umburanas, Serra da Franga e Mariana (Sabaté et al. 1987, 1990, Marinho 1991, Rosa et al. 1996, Santos- Pinto 1996, Leahy 1997, Leahy et al. 1998; Santos-Pinto et al. 1998, Rosa 1999, Bastos-Leal et al. 2000; Guimarães et al. 2005, Cruz et al. 2009, 2011) Em geral, os plutonitos são anisotrópicos, mas podem apresentar foliação de fluxo magmático (Bastos-Leal 1998, Rosa 1999, dentre outros). Predominam granitos, podendo ser encontrados sienitos e granodioritos (Cruz et al. 2011, Barbosa et. al. 2012). Quimicamente, para os granitóides riaciano e orosirianos desse setor do Bloco Gavião predominam a rochas calcioalcalinas de alto potássio e, subordinadamente, rochas shoshoníticas (Cruz et al. 2011, Barbosa et al. 2012). As rochas peraluminosas predominam sobre as metaluminosas e, em geral, apresentam elevadas razões iniciais de estrôncio e épsilon neodímio negativos (Cruz et. al. 2011, Barbosa et. al. 2012). Rochas alcalinas ultrapotássicas, shoshoníticas, são encontradas nas regiões de Guanambi (Santos 1999), bem como nas regiões de Riacho de Santana e Urandi (Rosa et al.

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1996, Paim 1998, Paim et al. 1998, Rosa 1999). Esse conjunto de rochas constitui o Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi (BMSGU) (Fig. 2.3). Esse batólito foi subdividido em dois domínios principais: (i) o das intrusões múltiplas (fácies Guanambi), com cerca de 92% da área aflorante do batólito; e (ii) o das intrusões tardias, com as fácies Cara Suja, Ceraíma e Estreito (Fig. 2.3). A fácies Guanambi, com aproximadamente 5442 km2, é fanerítica média a grossa, usualmente porfirítica e reúne rochas dominante sieníticas e monzoníticas, com termos monzodioríticos e graníticos subordinados (Rosa et al. 1996, Rosa 1999). De acordo com esses autores, essa fácies contém, com freqüência, grãos de quartzo azul. Autólitos de sienitos, monzonitos e os xenólitos de rochas do Complexo Santa Izabel são encontrados, apresentando tamanhos e formas variadas. Dados geoquímicos apresentados por Rosa (1999) mostraram que as rochas dessa fácies são saturadas a super-saturadas em sílica, alcalinas, potássicas a ultrapotássicas, metaluminosas, com os termos mais evoluídos apresentando-se com características químicas fracamente peraluminosas. Dados geocronológicos K-Ar e Rb- Sr apresentados por Távora et al. (1967), Jardim de Sá et al. (1976) e Mascarenhas & Garcia (1989), bem como U-Pb (monozircão, Laser Ablation), Pb-Pb (zircão, Laser Ablation) e Rb- Sr (Rocha Total) para as rochas do BMSGU sugerem idade de cristalização em torno de 2.0 Ga. Os maciços tardios do BMSGU apresentam composições diferenciadas. A fácies Cara Suja representa uma intrusão tardia de forma circular com cerca 220 km2 (Rosa et al. 1996, Rosa 1996, Paim 1998, Paim et al. 1998). De acordo com esses autores, a essa fácies é constituída, essencialmente, por monzonitos, na parte central sendo rodeada, por álcali- feldspato-sienitos, a leste, e por monzonitos e granitos, a sudeste (Paim et al. 1998). De acordo com Paim (1998), correspondem a rochas de composição álcali-feldspato sienítica. Os enclaves deste maciço possuem composições monzodiorítica e monzonítica. Dados Pb-Pb (monozircão) obtidas por Rosa (1999) sugerem idade de cristalização em 2053±3 Ma. A fácies Estreito corresponde a uma intrusão alongada na direção NS, aflorando por 210 km2 na divisa entre os estados Bahia e Minas Gerais (Santos 1999). De acordo com Rosa (1999) existem duas tendências evolucionais distintas para essas rochas: uma, que vai do campo monzodiorítico até o granítico, possuindo conteúdo de álcalis em torno de 8%, e outra correspondendo exclusivamente às rochas de composição sienítica com valores de álcalis em torno de 11%. Idades Pb-Pb (monozircão) sugerem a cristalização do corpo em 2054±3 Ma (Rosa 1999, Rosa et al. 2000). A fáceis Ceraíma, por sua vez, com 128km2, foi estudada por Leahy (1997), Leahy et al. (1998) e Rosa (1999). De acordo com esses autores, essa fáces apresenta composição

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modal que evolui desde rochas monzodioríticas até sieníticas, sendo o único conjunto que apresenta termos foid sienito e foid monzonito, o que reflete o maior conteúdo de álcalis dentre todas fáceis descritas. Idades Pb-Pb (monozircão) sugerem que a cristalização dessa rocha ocorreu em 2050 ±1,4 Ma (Rosa 1999) O caráter shoshonítico das intrusões tardias do BMSGU, somado aos dados de geoquímica isotópica, tais como valores de épsilon neodímio fortemente negativos (-7,42 a - 10,61), e razões iniciais de estrôncio entre 0,704 e 0,707, apontam para uma gênese relacionada com um manto metassomatizado (Rosa 1999). De acordo com essa autora, a cristalização fracionada foi o principal processo responsável pela geração dessas rochas. No BMSGU predomina a foliação de fluxo magmático, que é marcada pela orientação preferencial dos cristais de feldspato (Rosa 1999). De acordo com essa autora, apesar de existirem variações importantes na orientação da foliação magmática, o trend é dominantemente NW-SE. Por sua forma grosseiramente sigmoidal e sem apresentar feições de deformação importantes, Rosa et al. (1996) e Rosa (1999) sugerem que as intrusão do BMSGU ocorreu em um sistema pull-apart. De acordo com os autores, as características geoquímicas das fáceis do batólito são similares às descritas na literatura para o magmatismo potássico pós a tardi-orogênico associado aos ambientes de subducção.

2.2.3.2. Granitoides Estaterianos A Suíte Intrusiva Lagoa Real (Arcanjo et al. 2000) compreende sienitos, sienogranitos e alcali-feldspato granitos. Segundo Cruz (2004) e Cruz et al. (2007) durante o Evento Brasiliano, no Neoproterozóico, estas rochas sofreram deformação e metamorfismo em zonas de cisalhamento compressionais, transformando-se em granitóides foliados e ortognaisses. De acordo com Teixeira (2000), os granitóides dessa suíte apresentam assinatura química semelhante às vulcânicas da Formação Rio dos Remédios, unidade basal do Supergrupo Espinhaço, na Chapada Diamantina, o que sugere um mesmo magma genitor para ambas as unidades. De acordo com esse autor, as rochas foram geradas possivelmente a partir de um magma metaluminoso e calcialcalino de alto potássio, que foi produzido pela fusão parcial de uma crosta continental com provável contribuição sedimentar. Contudo, a assinatura geoquímica de alguns elementos-traço indica que houve também a participação de material mantélico alcalino na fonte do magma progenitor. Os resultados obtidos por Machado (2008) sugerem que são rochas anorogênicas, alcalinas do tipo A2. Os dados U-Pb e Pb-Pb disponíveis para essa suíte permitem interpretar a idade de cristalização em torno de 1,7 Ga (Turpin et al. 1988, Cordani et al. 1992, Pimentel et al. 1994 e Cruz et al. 2007). Pimentel et al. (1994), utilizando dados Pb-Pb em titanitas, por sua vez,

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propuseram uma idade de metamorfismo em torno de 540 Ma para essas rochas. Interpretação semelhantes a essas foram realizadas por Turpin et al. (1988) e, Cordani et al. (1992) e por Basto- Leal (1998) utilizando dados Rb-Sr e Ar-Ar.

2.2.4 Supergrupo Espinhaço Esse supergrupo é constituído por rochas metavulcânicas ácidas a intermediárias na base, que são sobrepostas por rochas metassedimentares de protólitos predominantemente terrígenos (Inda & Barbosa 1978, Barbosa & Dominguez 1996). A deposição de suas unidades está relacionada ao desenvolvimento de um sistema de riftes associado com a tafrogênese estateriana (Brito-Neves et al. 1980) que hoje aflora nos estados da Bahia e Minas Gerais (Guimarães et al. 2005, 2008). Na Bahia, o sistema de riftes Espinhaço é constituído de dois ramos: o Rifte Espinhaço Oriental, localizado na região fisiográfica da Chapada Diamantina, e o Rifte Espinhaço Ocidental, na serra do Espinhaço Setentrional (Guimarães et al. 2005, 2008, Loureiro et al. 2010) (Fig. 2.5). Rochas desse supergrupo também ocorrem na bacia do São Francisco (Fig. 2.3)

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Figura 2.5- Coluna estratigráfica dos supergrupos Espinhaço e São Francisco nas regiões da serra do Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina. Fonte Loureiro et al. (2010).

Com relação ao contexto da área de trabalho, nas suas imediações ocorrem rochas depositadas no Rifte Espinhaço Ocidental (Guimarães et.al. 2005, Guimarães 2008, Loureiro et al. 2010), cujos representantes litológicos afloram na feição fisiográfica da serra do Espinhaço Setentrional. Diversas propostas de empilhamento estratigráfico já foram aventadas por diversos autores para esse supergrupo, podendo ser citados os trabalhos de

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Schobbenhaus (1996), Barbosa & Dominguez (1996), Danderfer Fº (2000) e Loureiro et. al. (2010), dentre outros. De acordo com Loureiro et al. (2010), nesse setor o Supergrupo Espinhaço é constituído da base para o topo pelos grupos Oliveira dos Brejinhos, São Marcos e Santo Onofre. O Grupo Oliveira dos Brejinhos (Schobbenhaus 1996) representa a fase sin- rifte de evolução da Bacia e é composto da base ao topo pelas formações São Simão, Pajeu e Sapiranga. A Formação São Simão é caracterizada por rochas vulcânicas ácidas e siliciclastica. A Formação Pajeú (Kaul 1970) é constituída por metaconglomerados polimíticos, metarenitos líticos, níveis de matarcóseos, metapelitos, metassiltitos e grauvacas que representam sedimentos marinhos lacustres com leques aluviais subaquoso e fluxos turbíditicos (Loureiro et al. 2010). Por sua vez, a Formação Sapiranga (Danderfer Fº 2000) é constituída por metarenitos depositados em sistema aluvial e eólico (Loureiro et al. 2010). Segundo Loureiro et al. (2010), o Grupo São Marcos (Schobbenhaus 1972), representante da fase pós-rifte, é constituído pelas formações Bom Retiro, Riacho do Bento e Mosquito. A Formação Bom Retiro compreende metaquartzo arenito feldspático e matarenito conglomerático, que foram depositados em um sistema eólico. A Formação Riacho do Bento (Moutinho da Costa & Silva 1980) é constituída por metarenitos e metasiltitos depositados em ambiente marinho litorâneo (Loureiro et al. 2010). A Formação Mosquito (Schobbenhaus 1972) compreende proporções variadas e interestratificadas de filitos granadíferos e grafitosos com metarenitos. Essas rochas teriam sido depositadas em ambiente marinhos raso e associado com um sistema deltáico (Guimarães et. al. 2005). De acordo com Loureiro et. al. (2010), o Grupo Santo Onofre (Kaul 1970) é uma unidade do Supergrupo Espinhaço. De acordo com esses autores, esse compreende as formações Fazendinha, Serra da Vereda, Serra da Garapa e Boqueirão. A Formação Fazendinha é composta por quartzitos com hummockies que foram depositados em ambiente marinho raso de alta energia (Moutinho da Costa & Silva 1980). A Formação Serra da Vereda compreende filitos, metapelitos e metarenitos feldspáticos, níveis e lentes de metaquarzarenitos, metamicroconglomerados polimíticos, metarenitos ferruginosos e metadolarenitos que foram depositados em ambiente marinho raso a plataformal (Loureiro et al 2010). A Formação Serra da Garapa compreende metaquartzoarenito e níveis de metassiltito, metargilito o metamicroconglomerado oligomítico depositada em ambiente marinho raso (Loureiro et al. 2010). Por fim, a Formação Boqueirão compreende metarenito feldspático e metaquarzoarenito com níveis de metamicroconglomerado oligmítico e metassiltito que foram depositados em um sistema fluvial entrelaçado passando para eólico (Loureiro et al. 2010). Para Danderfer Fº (2000) o Grupo Santo Onofre é uma unidade do Supergrupo São Francisco.

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2.2.5 Rochas Intrusivas máficas A colocação de corpos intrusivos máficos no Bloco Gavião ocorre predominantemente na forma de diques e sills que são intrusivos nas rochas do Supergrupo Espinhaço e nos ortognaisses do Bloco Gavião (Turnner de Oliveira Corrêa-Gomes 1996, Arcanjo et al. 2000, 2005; Guimarães et al. 2005, Brito 2008, Loureiro et al. 2010, Bandeira 2010). Predominam gabros e diabásio e dioritos cinza-escuro a esverdeado, de granulação média a fina, que mostram quase sempre microestruturas ofítica a subofítica (Arcanjo et al. 2000, Guimarães et. al. 2005, Loureiro et. al. 2010). Segundo os autores, esses corpos, em geral, são isotrópicos mas podem ocorrer, com foliação de fluxo magmático paralelos às paredes das intrusões. Ocorrem principalmente em zonas distensivas, de direção preferencial NW-SE e, secundariamente, NE-SW (Tanner de Oliveira & Correa-Gomes 1996, Bandeira 2010). De acordo com Teixeira (2000, 2005, 2008), Brito (2008), Damasceno (2009) e Bandeira (2010) tratam-se de toleítos de ambiente intraplaca continental. Para Teixeira (2008), esse magmatismo está relacionado com margens de placas continentais, e associado com as fases iniciais de desenvolvimento de uma bacia rifte com atuação de plumas mantélicas. Segundo aquele autor, a assinatura química dessas rochas é compatível com fontes mantélicas profundas com composição semelhante à E-MORB. Alguns dados geocronológicos já foram publicados para essas rochas. Idades K-Ar entre 1.200 e 500 Ma foram produzidas por Brito Neves et al. (1980). Por sua vez, utilizando o mesmo método, Jardim de Sá et al. (1976) obtiveram uma idade 1.111±56 Ma para o corpo gabróico que intrudiu os quartzitos do Supergrupo Espinhaço em Brotas de Macaúbas. Análises U-Pb em zircões de gabro intrusivo na Serra do Espinhaço Setentrional revelaram idade de cristalização em 1.492±13Ma (Loureiro et al. 2010). Idades U-Pb (zircão) de 1.514Ma e 1.496Ma foram obtidas por Babinsky et al. (1999) e Guimarães et al. (2005), respectivamente, em Brotas de Macaúbas e na localidade Lagoa do Dionísio, ambos na Chapada da Diamantina. Uma datação U-Pb realizada por Loureiro et al. (2010) em zircões (U-Pb, Laser Ablation) do sill máfico em Gentio do Ouro revelou idade de cristalização de 934Ma. Por sua vez, Danderfer Fº et. al (2009) obteve Idade U-Pb (Zircão, SHRIMP) de 854±23 Ma em diques máficos da porção norte da serra do Espinhaço Setentrional próximo a localidade de Serra Negra.

2.2.6 Supergrupo São Francisco O Supergrupo São Francisco, de idade mínima neoproterozóica (Misi & Veizer 1996, Babinsky et. al. 2012) aflora na Chapada Diamantina e na Bacia do São Francisco (Inda &

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Barbosa 1978, Barbosa & Domingues 1996). Esse supergrupo compreende rochas sedimentares terrígenas e carbonáticas de ambiente marinho com influência glaciogênica na base que gradam para carbonatos (Inda & Barbosa 1978, Barbosa & Dominguez 1996, Guimarães 1996, Misi & Veizer 1996). Na Chapada Diamantina é representado pelo Grupo Una (Barbosa & Dominguez 1996), que compreende as formações Bebedouro e Salitre, enquanto que na Bacia do São Francisco compreende os grupos Macaúbas e Bambuí. Uma importante controvérsia existe sobre o posicionamento estratigráfico das rochas do Grupo Santo Onofre. De acordo com Danderfer Fº (2000) as rochas desse Grupo pertencem ao Supergrupo São Francisco, ao passo que para Loureiro et. al. (2010) trata-se de um grupo do Supergrupo Espinhaço.

2.3. EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA REGIONAL O estudo da evolução tectônica arqueana do Bloco Gavião é uma tarefa que exige a utilização de técnicas de mapeamento geológico e laboratoriais. Alguns trabalhos com essas características já foram realizados nesse setor do Cráton do São Francisco, principalmente utilizando as técnicas da Geocronologia. Nesse sentido, baseando-se em dados U-Pb, Pb-Pb, Sm-Nd e Rb-Sr produzidos por diversos autores, Bastos-Leal (1998) sugeriu um modelo com a existência de quatro eventos tectôno-magmáticos entre o Paleoarqueano e o Neoarqueano, descrito a seguir. O primeiro grupo de idades dos granitóides sugere uma evolução primitiva do Bloco do Gavião teve início no Paleoarqueno (dados U-Pb, Pb-Pb 3,4-3,.2.Ga), marcado pela formação dos primeiros granitóides de composição tonalítica-trondhemítica-granodiorírica (TTG’s). Nesse contexto destacam-se os corpos de Sete Voltas, Boa Vista/Mata Verde, Bernarda, Aracatu e Lagoa da Macambira. Modelagens geoquímicas realizadas por Martin et al. (1991) sugerem que o (corpo paleoarqueano com 3. 4Ga Sete Voltas, Boa Vista e Mata Verde) originaram-se por fusão parcial de toleíto arqueano deixando em resíduo rico em granada e anfibolitos. De acordo com Bastos-Leal (1998), esses TTG’s mostram padrões quimicamente semelhantes a outros TTG’s arqueanos conhecidos e publicados por Condie (1981), Martin (1994) e Sylvester (1994). Os padrões geoquímicos observados sugerem que a composição química dessas rochas não foi modificada substancialmente, mesmo após os eventos de migmatização que posteriormente afetaram esses terrenos ( Bastos-Leal 1998). O segundo grupo de dados geocronológicos, com valores U-Pb e Pb-Pb entre 3,2–3,1 Ga, foram obtidos para os granitoides e granodioritos denominados de Serra do Eixo, Mariana e Piripá. Esses corpos foram possivelmente originados por fusão de basaltos toleíticos submetidos à contaminação crustal (Santos-Pinto 1996, Cunha et al. 1996, Bastos-Leal 1998).

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O terceiro grupo com idades, com resultados Rb-Sr entre 2,8–2,9 Ga, compreende os maciços Lagoa do Morro, Serra dos Pombos e Malhada de Pedras, todos com composição granítica e granodiorítica, sendo rochas cálcio-alcalinas (Bastos-Leal et al. 1998). Em geral, as rochas do primeiro, segundo e terceiro grupo apresentam-se gnaissificadas. O quarto grupo de idades geocronológicas U-Pb e Pb-Pb situado entre 2.7 e 2.6 Ga foram obtidas para os granitoides Serra do Eixo (Santos-Pinto et al. 1998, e Caraguataí (Cruz et al. 2011, Cruz et al. 2012). Outro modelo proposto para explicar a evolução arqueana do Bloco Gavião foi publicado por Arcanjo et al. (2000, 2005). Esses autores descreveram a origem e evolução das rochas desse bloco a partir da formação de uma crosta siálica primitiva, com idade superior a 3.3Ga. De acordo com esses autores, entre 3.3 e 3.2Ga teria ocorrido a deposição das associações vulcanossedimentares, que são os protólitos dos complexos Ibitira-Ubiraçaba, Ibiajara, Boquira e Riacho do Santana (Fig. 2.6a). Entre 3.0 e 2.7 Ga ocorreu subducção de placa oceânica para N-NE, fusão parcial da placa oceânica subduzida e produção de plútons TTG’s, que são os protólitos do Complexo Santa Izabel, formação de prisma acrescionário, deformação tangencial e metamorfismo nos fácies xisto-verde e anfibolito (Fig. 2.6 b). Para a evolução paleoproterozóica, diferentes modelos foram propostos para explicar a evolução da porção setentrional do Cráton do São Francisco. Para Mascarenhas (1979) três núcleos arqueanos se chocaram durante o Paleoproterozóico, que foram denominados de Guanambi, a oeste, Remanso, no centro, e Serrinha, a leste. Esses núcleos foram separados por duas faixas móveis paleoproterozóicas denominadas de Cinturão Costeiro Atlântico, a leste, e Cinturão Móvel Santa Izabel a oeste (Mascarenhas 1979) (Fig. 2.7). Posteriormente, o Cinturão Móvel Santa Izabel foi denominado de Cinturão Urandi – Paratinga por Rosa (1999). A existência de deformações paleoproterozóicas para o setor oeste da figura 2.8 também foi sugerido por Arcanjo et. al. (2000).

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Figura 2.6- Proposta de modelo para a evolução arqueana do Bloco Gavião (perfis esquemáticos fora de escala). Modificado de Arcanjo et al. (2005).

De acordo com Arcanjo et al. (2005), na orogênese entre 2.400 a 2.300Ma houve o desenvolvimento da faixa móvel Urandi-Paratinga, proposta por Rosa (1999), com presença de deformação tangencial e uma reorganização das estruturas pretéritas. Nessa época o metamorfismo atingiu a fácies granulito em alguns setores (Fig 2.8a). Ainda de acordo com esses autores, entre 2.200 a 2.000Ma houve espessamento crustal e fusão parcial da porção inferior da crosta siálica, gerando retrabalhamento (migmatização) das litologias existentes (Fig. 2.8b). No período de relaxamento pós-compressional houve a geração de magmatismo híbrido que produziu intrusões alcalinas denominadas por Rosa et al. (1996) e Rosa (1999) de Batólito Monzosienitico Guanambi-Urandi, além de granitoides cálcioalcalinos.

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Figura 2.7- Estruturação dos núcleos antigos proposto por Mascarenhas (1979). Limites modificados por Conceição (1990).

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Figura 2.8- Proposta de modelo evolutivo para a porção meridional do Bloco Gavião durante o Paleoproterozóico. Perfis esquemáticos fora da escala. Modificado de Arcanjo et al. (2005).

Por outro lado, para Barbosa & Sabaté (2002) a crosta arqueana do Bloco Gavião funcionou como uma unidade tectônica estável, cujo retrabalhamento paleoproterozóico ocorreu na sua zona de interação com os blocos Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha. De acordo com esses autores, esses quatro blocos arqueanos se amalgamaram ao final de uma grande colisão paleoproterozóica, com direção NW-SE, que ocorreu entre 2.1 e 1.9 Ga e que foi responsável pela formação do Orogéno Itabuna-Salvador-Curaça (Barbosa & Sabaté 2002, Barbosa et. al. 2003) (Fig 2.9). Nas etapas iniciais formaram-se rampas frontais, em regime tangencial, resultando sobreposição tectônica do Bloco Itabuna-Salvador-Curaça sobre o Bloco Jequié e de ambos sobre o Bloco Gavião. Durante a fase colisional a superposição tectônica foi responsável pelo metamorfismo de alto grau com pressões médias da ordem de 7 Kbar e temperaturas de cerca de 850º C. O pico metamórfico ocorre em, aproximadamente, 2,06 Ga (Barbosa 1990, 1997). O último registro dessa colisão paleoproterozóica é uma estrutura em flor positiva, que está associada com uma transpressão sinistral de caráter regional.

Figura 2.9- Interação entre os quatro blocos arqueanos com a estruturação do Orógeno Itabuna-Salvador- Curaçá. A seta vermelha indica o campo de tensão máximo (Fonte: Barbosa &Sabaté 2003).

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3. MIGMATITOS: CONCEITOS, PROCESSOS, CONSTITUINTES FUNDAMENTAIS E CLASSIFICAÇÃO

3.1. DEFINIÇÃO DE MIGMATITOS O termo migmatito foi criado por Sederholm (1907), que o definiu como uma rocha que é uma mistura de dois constituintes geneticamente diferentes, sendo que um dos constituintes é relativamente intrusivo em relação ao outro. Para Mehnert (1968), migmatito é uma rocha composta de duas ou mais partes petrograficamente diferentes, uma das quais a rocha tem um aspecto metamórfico e a outra, em geral, tem aparência plutônica, com textura pegmatítica ou aplítica e de composição granítica. Por sua vez, Ashworth (1985) redefiniu migmatito como um tipo de rocha encontrada em áreas de médio a alto grau metamórfico, difusamente heterogêneo em escala macroscópica, sendo uma parte de cor pálida e composição quartzo-feldspática. Por outro lado, a Subcomissão de Sistemática de Rochas Metamórficas da União Internacional das Ciências Geológicas-IUGS definiu migmatito como uma rocha que sofreu fusão parcial pervasivamente heterogênea nas escalas meso e megascópica, sendo constituída por porções félsicas e máficas (Fettes & Desmons 2007). Segundo essa definição, a porção félsica possui aparência ígnea e a parte máfica usualmente exibe feições de rocha metamórfica. Para Sawyer (2008), migmatito é uma rocha que sofreu fusão parcial por anatexia e que ocorre em condições de médio a alto grau metamórfico, em áreas petrograficamente heterogêneas nas escalas macro e microscópica.

3.2 PROCESSOS FORMADORES DE MIGMATITOS Mehnert (1968) atribui a gênese dos migmatitos a processos como segregação metamórfica, metassomatismo, injeção de material externo e fusão parcial. Por outro lado, com base em sistemas termodinâmicos, Yardley (1989) sugeriu duas classes de processos de migmatização, denominados de sistema aberto e fechado. De acordo com esse autor, bem como para Winkler (1977), Ashworth & McLellan (1985) e Lindh & Wahlgren (1985), as características de um sistema fechado são: (i) uma fusão parcial, com ou sem segregação da massa fundida (Winkler 1977); e (ii) uma diferenciação metamórfica à temperatura de subsolidus por processos químicos e/ou mecânicos (Ashworth & McLellan 1985; Lindh & Wahlgren 1985). Por outro lado, a migmatização em sistema aberto de Yardley (1989) seria caracterizada por: (i) uma injeção (lit-par-lit) de magma externo ao longo dos planos de foliação da rocha formando os migmatitos denominados de estromáticos; e (ii) um

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metassomatismo, especialmente marcado pela introdução de potássio nas condições de subsolidus ou hipersolvus, Olsen (1985). Os estudos desenvolvidos a partir da década de 1970, tais como os publicados em Brown (1973), Sawyer & Robin (1986), Olsen & Grant (1991) e Sawyer (2001), sugerem que a formação de migmatitos não está relacionada com processos de injeção, metassomatismo ou segregação metamórfica, como sugerido por Mehnert (1968) e Yardley (1989). Brown (1973) defende que líquidos injetados em rochas metamórficas e que não estão geneticamente relacionados com um evento anatético não podem ser considerados migmatitos e, nesse caso, a rocha gerada é uma brecha de intrusão. Para o caso do metassomatismo isoladamente, esse processo por si só não gera migmatitos, mas a interação de fluidos com a rocha encaixante pode favorecer à anatexia e gerar migmatitos (Olsen & Grant 1991). De acordo com Sawyer (2001), segregação metamórfica no estado sólido não é um processo que gera migmatitos, pois não trata-se de um processo de fusão parcial. Numerosos trabalhos publicados, tais como por exemplo Ashworth (1985), Brown et al. (1995), Brown (2001, 2002, 2006), Jung et al. (1999), Kriegsman (2001), Sawyer (1996, 2001) enfatizam a relação genética do termo migmatito com processos de anatexia. As condições de temperatura e pressão (dirigida e fluidos) necessários para fundir uma rocha dependerão do tipo de litologia que está sendo fundida, nesse caso denominada de protólito (Sawyer 2008). Nesse sentido, o comportamento da assembléia mineralógica de uma rocha sob condições específicas de temperatura e pressão dirigida, somadas à presença de fluidos, sejam esses presente nos interstícios da rocha ou gerados a partir de minerais hidratados, é o principal responsável pela geração de fundidos de composições diversas (Douce & Johnston 1991, Thompson 1996, Douce & Harris 1998 e Sawyer 2008). Esse conceito será o adotado nessa Dissertação. Nos domínios da rocha em que a fusão se inicia, pequenos bolsões e/ou domínios isolados de fundidos se formaram. Com a manutenção das condições de temperatura e tensão há um aumento progressivo da fusão e, nesse caso, os domínios fundidos anteriormente isolados se conectam. Dessa forma o fundido pode migrar pelos interstícios da rocha que está sendo fundida. Essa fase importante do processo de migmatização foi chamada por Maaloe (1982) de “permeabilidade linear” e por Vigneresse et al. (1996) de “percolação linear em líquido”. Para que a segregação e individualização do fundido possa ocorrer é necessário que haja a manutenção das condições de tensões diferenciais e migração do líquido para sítios dilatantes, ou seja, de baixa tensão (Sawyer 1996 ). Essa migração pode ocorrer por pequenas distancias, ou seja, o fundido pode permanecer no domínio da fusão, ou por grandes distancias, formando diques e sill longe do domínio anatético (Sawyer 2008).

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3.3. CONSTITUINTES DO MIGMATITO Diferentes propostas já foram publicadas para denominar os constituintes de um migmatito e muitas confusões de nomenclatura vêm gerando dúvidas na comunidade acadêmica que tratam do tema. Holmquist (1921) consideram que ao sofrer fusão, um protólito diferencia-se em fundido segregado (leucossoma e melanossoma) e em fundido não segregado (mesossoma) (Fig. 3.1).

Figura 3.1- Diagrama ilustrando a classificação dos constituintes dos migmatitos de acordo com Holmquist (1921)

Mehnert (1968) introduziu o termo paleossoma, que para o autor representa o protólito inalterado do migmatito, e o neossoma, que representa a porção que foi fundida. O neossoma seria dividido em leucossoma e melanossoma, sendo o leucossoma a porção mais clara (félsica) do neossoma e melanossoma a porção mais escura (máfica) do neossoma. Por sua vez, Johannes & Gupta (1982), Johannes (1983, 1985, 1988) e Ashworth (1976, 1985), em contraposição a Mehnert (1968), consideraram que o mesossoma representa o protólito não-fundido ou resíduo. Já o neossoma seria constituído por leucossoma e melanossoma e o paleossoma representaria o protólito do neossoma, ou seja, a rocha que foi fundida. O leucossoma seria o líquido anatético (Fig. 3.2).

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Figura 3.2- Constituintes de um migmatito de acordo com Ashworth (1985).

Recentemente, alguns termos consagrados na literatura para os constituintes dos migmatitos foram definidos pela Subcomissão de Sistemática de Rochas Metamórficas da União Internacional das Ciências Geológicas-IUGS publicada por Fettes & Desmons (2007) com o objetivo de homogeneizar a nomeclatura existente. Nesse sentido, podem ser citadas as seguintes propostas de nomenclatura: (i) Paleossoma: corresponde à rocha protólito e que conserva estruturas da rocha original. (ii) Restito: remanescente de uma rocha metamórfica da qual uma quantidade significativa de componentes foi extraída. (iii) Mesossoma: porção de coloração intermediária entre leucossoma e melanossoma em que, havendo fusão parcial confirmada, corresponde à porção menos modificada do protólito no migmatito. (iv) Leucossoma: porção mais clara de um migmatito. (v) Melanossoma: parte mais escura do migmatito, entre o leucossoma e o mesossoma, com predominância de minerais máficos, que podem ocorrer circundando o mesossoma. (vi) Neossoma: parte do migmatito incluindo leucossoma e melanossoma, formada por fusão parcial e de emprego aconselhável apenas em situações de gênese esclarecida. Essa mesma subcomissão também revisou e propôs a padronização dos principais termos relacionados aos processos de migmatização: (i) Ultrametamorfismo: metamorfismo desenvolvido sobre extrema condição de temperatura e tensão em que a rocha sofre fusão in situ. (ii) Anatexia: processo de fusão de rochas. O termo é usado independente da proporção de fundido gerado, mas pode ser indicado com adjetivos tais como intergranular, inicial, avançado, parcial, diferencial e completa.

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(iii) Metatexia: estágio inicial da anatexia em que o protólito tem sido parcialmente fundido, sendo dividida em uma porção mais mobilizada (metatecto) e uma outra porção não mobilizada ou restito (depletada). (iv) Diatexia: estágio avançado de anatexia em que os minerais máficos também são fundidos. O material fundido não foi removido do local de fusão. (v) Diferenciação metamórfica: processo de redistribuição mecânica de minerais por espécies e/ou segregação de componentes químicos durante o metamorfismo, gerando estruturas heterogêneas na rocha. (vi) Metatexito: variedade de migmatitos com discreta presença de leucossoma, mesossoma e melanossoma, formada por metatexia. (vii) Diatexito: rocha em que a fusão ocorreu em estágio avançado de diatexia. Apesar do esforço da IUGS, aspectos dúbios ainda permaneceram em relação à diferença entre os termos mesossoma e paleossoma, bem como entre melanossoma e restito. Recentemente, Sawyer (2008) sugeriu uma classificação muito similar à que foi proposta por Mehnert (1968) e Fettes & Desmons (2007), porém mais simplificada. Entretanto, esse autor sugeriu a exclusão do termo mesossoma devido às inúmeras divergências e complicações atribuídas a esse termo. De acordo com este trabalho, o paleossoma de um migmatito corresponde à rocha não suficientemente afetada pelo processo de fusão, enquanto que o protólito é a fração fértil, ou seja, a rocha que sofreu anatexia (Fig. 3.3). Por sua vez, o neossoma seria o domínio do migmatito que foi formado por fusão parcial, sendo o melanossoma a fração sólida residual do neossoma rica em minerais máficos e o leucossoma a porção félsica.

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Figura 3.3- Constituintes de um migmatito segundo Sawyer (2008).

Alguns termos são utilizados Sawyer (2008) para indicar o quão longe a fração de fundido antético cristalizado migrou do lugar onde se formou. Nesse sentido, tem-se: (i) Leucossoma in-situ: produto da cristalização de um fundido anatético, ou parte de desse fundido, que se segregou do resíduo, mas permaneceu no local onde se formou. (ii) Leucossoma na fonte: produto da cristalização de um fundido anatético ou parte desse fundido, que migrou do lugar onde se formou, mas ainda está próximo ao protólito. Entretanto, o autor não deixa claro o que poderia ser considerado como pouca ou muita migração. (iii) Veio ou dique leucocrático: produto da cristalização de um fundido anatético ou parte de um fundido anatético, que migrou para fora do sítio do protólito e foi injetado em outra rocha, que pode estar perto ou longe, mais ainda na região afetada pelo evento anatético. (iv) Dique ou sill granítico: produto da cristalização de um fundido félsico que migrou para fora do evento anatético e é injetado em rochas encaixantes de grau metamórfico mais baixo ou em rochas não metamorfisada.

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3.4. CLASSIFICAÇÃO DOS MIGMATITOS Mehnert (1968) propôs uma classificação dos migmatitos com base nas estruturas presentes. Nesse sentido, o autor introduziu doze termos morfológicos (Fig. 3.4) denominados de: agmatito, dictionito ou dictionítico, migmatito-schöllen, flebítico, estromático, migmatito surreítico, migmatito com dobras, veios ptigmáticos, estrutura oftálmica ou auge, estrutura estictolítica ou fleck, estrutura schlieren, estrutura nebulíticas, que serão descritas a seguir: (i) Agmatito: migmatitos nos quais blocos angulosos de mesossoma são separados por um intercruzamento de diversos veios de leucossoma, discordantes, ou são circundados por um complexo de veios reticulados de leucossoma (Fig. 3.4a). (ii) Dictionito: rede de veios de leucossoma finamente espaçados e estreitos, entrelaçados através do mesossoma (Fig. 3.4b). (iii) Schöllen: semelhante a um agmatito, porém contém faixas de leucossoma mais espaçadas, as quais interrompem os blocos de mesossoma como se estes fossem xenólitos (Fig. 3.4c). (iv) Flebito: migmatito no qual veios irregulares, mas subparalelos entre si, mostram- se dobrados (Fig. 3.4d). (v) Estromático: migmatito com veios paralelos, acamadado, nos quais os níveis paralelos de leucossoma separam camadas de mesossoma, freqüentemente paralelos à foliação principal ou xistosidade da rocha (Fig. 3.4 e). (vi) Estrutura surreíca: estruturas nas quais o leucossoma está localizado ao longo de limites litológicos, por exemplo, nos núcleos de dobras ou nos necks de boudins (Fig. 3.4 f). (vii) Migmatitos com dobras: veios de leucossoma mostrando dobramento (Fig. 3.4). (viii) Veios ptigmáticos: veios de leucossoma mostrando intenso e intrincado dobramento em grande escala (Fig. 3.4 h). (ix) Estrutura oftalmítica ou augen: contém porfiroclastos de feldspato em forma de olhos, ou agregados de leucossoma com a mesma forma lenticular, espalhados através do mesossoma (Oftalmito) (Fig. 3.4 i). (x) Estrutura estictolítica ou estrutura fleck: consiste em agregados de material máfico espalhados através do neossoma circundados por halos pálidos; pobre em minerais máficos (Fig. 3.4 j).

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Figura 3.4- Tipos de migmatitos segundo a classificação pioneira de Mehnert (1968): (a) Agmatito; (b) Dictionito ou dictionítico; (c) Migmatito-Schollen; (d) Flebítico; (e) Estromático; (f) Migmatito surreítico; (g) Migmatito com dobras; (h) Veios ptigmáticos; (i) Estrutura oftálmica ou augen; (j) Estrutura estictolítica ou fleck; (k) Estrutura schlieren; (l) Estrutura nebulítica.

(xi) Estrutura schlieren: faixas (camadas) ou bandas subparalelas de mesossoma ou melanossoma englobando leucossoma; as faixas, ou schlien, são frequentemente paralela à foliação, ou mesmo definem a foliação (Fig. 3.4 k). (xii) Nebulito: migmatito “nebuloso”, no qual os limites entre os diferentes componentes paleossoma e neossoma são difusos ou não diferenciados (Fig. 3.4 l). De (i) a (xii) haveria uma aumento progressivo do grau metamórfico. Por outro lado, Brown (1973) sugere que as variáveis classificações estruturais propostas por Mehnert (1968) podem ocorrer por deformação heterogênea e fracionamento por fusão não revelando necessariamente uma progressão morfológica com o aumento do grau metamórfico. Para Sawyer (2008), a classificação morfológica de migmatitos deve estar relacionada, principalmente, à intensidade de fusão, que é representada pela fração de neossoma que está presente no migmatito. De acordo com esse critério, as rochas podem ser classificadas em metatexito e diatexito (Fig. 3.5).

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Figura 3.5- Partes de uma migmatito. Modificado de Sawyer (2008).

De acordo com Sawyer (2008), metatexito é um migmatito heterogêneo na escala de afloramento no qual as estruturas pré-fusão parcial são amplamente preservadas no paleossoma. A parte residual do neossoma, denominada de melanossoma, é o domínio em que a porcentagem de fusão foi baixa. Nesse caso, o neossoma é geralmente segregado em leucossoma e melanossoma. Entretanto, via de regra, neossoma em que fusão e resíduo não segregaram também podem ocorrer. Por sua vez, diatexito seria um migmatito em que domina a fusão, representada pelo neossoma, que foi distribuído por toda parte do migmatito. Essas rochas não apresentam as estruturas pré-fusão parcial no neossoma e normalmente são substituídas por estruturas de fluxo sin-anatético, tais como foliação magmática ou submagmatica, schlieren ou por neossoma isotrópico. Sawyer (2008) tentou simplificar a classificação morfológica de Menert (1968) e os termos adotados contemplam o aumento na intensidade de fusão, desde metatexito à diatexito e podem ser assim descritos (Fig. 3.6): (i) Migmatito metatexítico patch: típico do início da anatexia onde o neossoma ocorre in situ como pequenas manchas discretas. (Fig. 3.6a). Mehnert (1968) não apresentou nenhum termo morfológico que se assemelhe a esse.

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Figura 3.6- Tipos de migmatitos: (a) Migmatito metatexítico patch; (b) Migmatito metatexítico dilatante; (c) Migmatito metatexítico net-estruturado; (d) Migmatito metatexítico estromático; (e) Migmatito diatexítico nebulítico; (f) Migmatito diatexítico schöllen; (g) Migmatito diatexítico schlieren; (h) Migmatito diatexítico; (i) Migmatitos estruturado em veios; (j) Migmatitos estruturado em dobras. Fonte: Sawyer (2008). (ii) Migmatito metatexítico dilatante: a localização do leucossoma e neossoma é controlada pela tensão diferencial e pela distribuição das estruturas dilatante que se

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desenvolvem em rochas relativamente mais competentes (Fig. 3.6b). Assemelha-se com o migmatito de estrutura surreítica de Mehnert (1968). (iii) Migmatito metatexítico net-estruturado ou em rede: o neossoma, ou mais comumente o leucossoma, forma vênulas com orientação ortognais entre si semelhante a uma rede (Fig. 3.6c). Pode ser comparada as estruturas agmatito ou dictionito de Mehnert (1968). (iv) Migmatito metatexítico estromático: o neossoma, ou apenas o leucossoma, ocorre formando bandas félsicas paralelas à foliação da rocha. Nesse caso tem-se uma segregação metamórfica em que o resíduo posiciona-se na borda da banda félsica. Os mecanismos envolvidos incluem: injeções lit-par-lit, fusão de camadas férteis, segregação de curto alcance e transposição (Fig. 3.6d). Assemelha-se com o migmatito de estrutura estromática de Mehnert (1968). (vi) Migmatito diatexítico nebulítico: o neossoma é difuso, difícil de diferenciar do paleossoma (Fig. 3.6a). Assemelha-se com o migmatito nebulítico de Mehnert (1968). (vii) Migmatito diatexítico schöllen: contém enclaves de paleossoma ou mais raramente, resíduo (Fig. 3.6f). Em geral, os fragmentos não se tocam. Assemelha-se com o migmatito Schöllen de Mehnert (1968). (viii) Migmatito diatexítico schlieren: caracterizado pela presença de schilieren (fina camada de filossilicatos ou minerais prismáticos) em um migmatito diatexítico (Fig. 3.6g). Assemelha-se com o migmatito Schlieren de Mehnert (1968). (ix) Migmatito diatexítico: trata-se de migmatitos relacionados a altas taxas de fusão, estruturas pré-fusão parcial são raras ou ausentes. Entretanto os minerais placoides ou tabulares adquirem estruturas de fluxo magmático, que pode ser denominada de S0 (Fig. 3.6h). (x) Migmatitos estruturado em veios: veios leucocráticos são conspícuos e abundantes em metatexito e diatexito (Fig. 3.6i). Assemelha-se com o migmatito flebítico de Mehnert (1968). (xi) Migmatitos estruturado em dobra: metatexito ou diatexito que foi dobrado enquanto fundia (Fig. 3.6j). Assemelha-se com o migmatito com dobras, de Mehnert (1968).

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4. PETROGRAFIA DO COMPLEXO SANTA IZABEL

4.1. INTRODUÇÃO O presente capítulo tem o propósito de apresentar os resultados do mapeamento geológico realizado na região de Urandi (Apêndice 1). Além das rochas do Complexo Santa Izabel (CSI), nessa área também foram cartografadas as rochas da Seqüência Metavulcanossedimentar Urandi (SMU), ambos com trend geral NNW-SSE. Soma-se a essas litologias as rochas intrusivas do Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi–BMSGU, representadas na área pelo maciço Estreito. Entretanto, apesar de terem sido cartografadas todas as litologias acima referidas, nesse capítulo serão apresentadas apenas as descrições petrográficas das rochas do Complexo Santa Izabel, motivo desse trabalho. Descrições detalhadas da SMU e do maciço de Estreito podem ser encontradas em Figueiredo (2009), Jesus (2011), Rosa (1999) e Santos (1999).

4.2. COMPLEXO SANTA IZABEL Na área mapeada esse complexo é representado por rochas ortoderivadas félsicas e intermediárias com enclaves de anfibolitos. Essas rochas encontram-se deformadas, gnaissificadas e parcialmente migmatizadas, embora ocorram também corpos de granitóides. A classificação dos migmatitos seguirá a nomenclatura de Sawyer (2008), apresentada no Capítulo 3 dessa Dissertação.

4.2.1 Ortognaisses com enclaves anfibolíticos Estes litotipos recobrem 36% da área de estudo, distribuído nas regiões oeste noroeste, centro e sul da área (Apêndice 1). Apresenta geometria amebóide alongada e os contatos com os migmatitos desse complexo são transicionais. Por outro lado, com granitoides Santa Izabel e com o maciço Estreito, que é intrusivo nos ortognaisses, os contatos são bruscos e irregulares. Contatos com as rochas da Seqüência Metavulcanossedimentar Urandi se faz através de uma zona de cisalhamento reversa com vergência para noroeste. Os afloramentos dos ortognaisses ocorrem como lajedos e cortes na linha férrea e nas estradas asfaltadas que cortam a área. Lajedos dessa rocha também são encontrados em drenagens ou formando lápides nos topos dos morros. As rochas encontram-se com graus variados de intemperismo, originando solos litólicos, de coloração bruno-amarelada quando o intemperismo é fraco, ou solos areno-argilosos de coloração cinza escuro quando o intemperismo é mais avançado.

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Nessas rochas pode ser observado um bandamento gnáissico com espessura variável, desde centimétrica (Fotografia 4.1) a milimétrica (Fotografia 4.2). Intercalados nesse bandamento, podem ser encontrados enclaves máficos, coordenados, bem como monzodioritos, granitóides e níveis pegmatóides. Paralelamente posicionada ao bandamento, identifica-se uma xistosidade. Além disso, observa-se que há domínios com variada intensidade de deformação que levou à diminuição da granulometria das litologias e produção de rochas da série milonítica. Esse bandamento, bem como a xistosidade paralela a essa estrutura, encontram-se dobrados e podem ocorrer truncados por zonas de cisalhamento e falhas, bem como por diques de monzogranitos e aplitos de e por veios pegmatóides ricos em K-feldspato e quartzo. Além disso, esporadicamente, são encontrados veios de quartzo e epídoto truncando as estruturas dúcteis dessas rochas.

Fotografia 4.1– Visão panorâmica de afloramento do ortognaisse do Complexo Santa Izabel em corte de estrada na linha férrea que corta a área localizo nas proximidades da cidade de Urandi. Ponto ES-17, coordenada UTM 752414/8365226, datum WGS-84. Visada em planta.

Primeiramente, nesse subitem serão descritas as rochas do domínio félsico dos ortognaisses. As rochas máficas que ocorrem como enclaves serão descritas no item 4.2.3 dessa dissertação.

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Fotografia 4.2– Detalhe do bandamento gnáissico com espessura milimétrica presente nos ortognaisses do Complexo Santa Izabel. Ponto TS-77, coordenada UTM 746120/8361772, datum WGS-84. Visada em planta. A lapiseira aponta para o norte.

As bandas félsicas dos ortognaisses são leucocráticas, de coloração cinza clara a cinza- rosado, com trama anisotrópica. Em geral, predominam rochas equigranulares com raros porfiroclastos de K-feldspato , mas predominam as ultraniloníticas. Entretanto, em alguns afloramentos observou-se a presença de rochas inequigranulares com a presença de microestrutura augen associada com porfiroclastos de feldspato alcalino que esta imersos em matriz de mais fina, recristalizada. Nessas rochas a proporção de matriz cristalizada varia bastante, podendo ser reconhecidas rochas da série milonítica, desde protomiloníticas a ultramiloníticas. Em alguns afloramentos os porfiroclastos de K-feldspato chegam atingir 5cm de comprimento. Nos protomilonitos, a foliação é anastomótica, descontínua, enquanto que nos ultramilonitos a foliação é plana, paralela e contínua. Nos ortognaisses a mineralogia do protólito ígneo foi re-equilibrada durante o metamorfismo prógrado. Nas amostras dessas rochas foram identificados K-feldspato (10- 22%), plagioclásio (23-46%), quartzo (7-26%), biotita (3-25%), hornblenda (O-18%), zircão (0-1%), titanita (0-3%), magnetita (0-2%) e apatita (0-1%) (Tabela 4.1). Como representantes do metamorfismo retrógrado tem-se clorita (0-2 %), mica branca (1-8%) e epídoto (0-3%). A composição modal predominantemente encontrada para as amostras estudadas foi granodiorítica e monzodiorítica (Tabela 4.1, fig. 4.1).

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Tabela 4.1- Composição mineralógica modal, em porcentagem, das bandas dos ortognaisses do Complexo Santa Izabel. K-feldspato (Kfs), plagioclásio (Pl), quartzo (Qtz), hornblenda(Hb), biotita (Bt, zircão (Zr), titanita (Ttn), magnetita (Mgt), apatita (Ap), calcita (Ca), clorita (Cl), mica branca (Mb) e epídoto (Ep). Tr- traço.

Amostra/ Classificação Kfs Pl Qtz Bt Hb Zr Ttn Mo Ap Ca Cl Mb Ep minerais Modal Metabiotita-hornblenda TT-31-B 17 42 7 5 18 0 3 0 1 0 1 3 3 Monzodiorito Metabiotita-hornblenda TT-72 12 44 20 3 12 0 3 2 0 0 2 1 1 granodiorito milonítico Metaquartzo Hornblenda TT-76-A 18 46 9 3 16 0 3 2 0 0 0 1 2 Monzodiorito TT-22A 22 23 26 25 0 1 1 0 0 0 0 2 0 Metabiotita granodiorito

TT-55 10 42 22 10 6 Tr 0 0 0 0 2 8 0 Metabiotita granodiorito

Figura 3.7 - Composição modal do Ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

Como microestruturas ígneas reliquiares (palimpséticas) têm-se a presença de pertita e mirmequita associadas com K-feldspato e plagioclásio, respectivamente. Inclusões de apatita, etitanita em hornblenda; de apatita, biotita, quartzo e zircão em plagioclásio sugerem uma microestrutura poiquilítica reliquiar. Os ortognaisses do Complexo Santa Izabel apresentam as seguintes microestruturas deformacionais/metamórficas: (i) porfiroclástica, milonítica e núcleo-manto marcadas pela presença de porfiroclastos de plagioclásio, microclina e quartzo envoltos por grãos poligonais, recristalizados; (ii) granoblástica, revelada pela presença de agregados de quartzo e de

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minerais do grupo dos feldspatos; (iii) lepidoblástica, pela orientação preferencial de biotita e clorita; (iv) nematoblástica, marcada pela orientação preferencial da hornblenda; (v) pseudopoiquiloblástica, pela inclusão de minerais do metamorfismo retrógrado, quais sejam, mica branca, epídoto e calcita em plagioclásio, bem como epídoto e calcita em hornblenda; (vi) microestrutura de reação transformando K-feldspato em mica branca, hornblenda em biotita (potassificação), hornblenda em calcita e epídoto, bem como plagioclásio em epídoto e calcita, nesse caso sugerindo processos de saussuritização. Deformação intracristalina em plagioclásio e feições em kinkband envolvendo biotita e mica branca também são observadas. A microclina ocorre na matriz formando grãos alongados com razão axial variando entre 1:1 e 2:1. Outras vezes, esse mineral existe em agregados de grãos poligonais. Os grãos são xenoblásticos e a granulometria varia entre 0,2 a 2,1mm. Os contatos microclina- microclina, microclina-plagioclásio, microclina-quartzo, microclina-biotita e microclina- hornblenda são predominantemente lobados e curvos. Apresenta extinção ondulante moderada e a geminação, em geral, é do tipo periclina (Fotomicrografia 4.1). Essa geminação forma planos retos, mas na maior parte dos casos ocorre formando feixes pontiagudos. Em alguns grãos foram observadas feições de exsolução do tipo pertita, bem como a substituição parcial da microclina por mica branca. O plagioclásio é o mineral mais abundante nas rochas analisadas e ocorre formando agregados granulares e como porfiroclastos, bem como incluso em grãos de microclina. Os grãos são subidioblásticos ou xenoblásticos, com tamanho variando entre 0,01 a 1,8mm. Os contatos plagioclásio-plagioclásio, plagioclásio-quartzo, plagioclásio-biotita e plagioclásio- microclina são curvos a lobados. Contudo, contatos retos também ocorrem entre esses minerais, porém de forma subordinada. Apresenta extinção moderadamente ondulante e geminação segundo a lei da albita e da albita-periclina, por vezes pontiaguda (Fotomicrografia 4.2). Essa estrutura pode encontrar-se parcialmente destruída devido à forte saussuritização desse mineral. A deformação intracristalina é revelada pela presença de extinção fortemente ondulante e de microestrutura kinkband (Fotomicrografia 4.3). Apresenta inclusões, possivelmente primárias, ou seja, associadas com o protólito ígneo, de biotita, quartzo, apatita e zircão e secundárias, ou seja, associados com metamorfismo, de epídoto e calcita.

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Fotomicrografia 4.1- Microclina (Mc) com geminação segundo a lei da periclina e com parcial substituição por mica branca (Mb) nas bordas em amostra de ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Ponto TT-76, coordenada UTM 752071/8383336, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

Fotomicrografia 4.2- Plagioclásio (Pl) com Fotomicrografia 4.3 - Porfiroclasto de plagioclásio geminação segundo a lei da Albite em amostra de (Pl) com geminação albita e microestrutura kinkband ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Qtz- Quartzo, em amostra de ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Ep- Epídoto. Ponto TT-76, coordenada UTM Qtz- Quartzo, Mgt- Magnetita. Ponto TT-31-B, 752071/8383336, datum WGS-84. Luz plana coordenada UTM 755501/8375523, datum WGS-84. polarizada cruzada. Luz plana polarizada cruzada.

O quartzo é granular e ocorre isolado ou formando agregados de grãos poligonais. Em alguns agregados ocorre alongado com razão axial (eixo maior/eixo menor) variando de 1,5:1 a 2:1. Além disso, também ocorre como inclusões em plagioclásio, mais raramente vermiformes em mirmequitas. Os grãos são xenoblásticos, (Fotomicrografias 4.4) e a

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granulometria varia entre 0,05 a 2,0mm. Os contatos quartzo-quartzo, quartzo-plagioclásio e quartzo-microclina podem ser suturados, curvos ou lobados. Contatos retos com plagioclásio e biotita também estão presentes. Apresenta extinção ondulante moderada a forte, exceto para os grãos que estão inclusos em plagioclásio, pois nesse caso a extinção é normal.

Fotomicrografia 4.4- Grãos de quartzo (Qtz) xenoblásticos com contatos fortemente lobados. Notar a extinção ondulante e os novos grãos poligonais. Amostra do ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Ponto TT-76A, coordenada UTM 752071/8383336, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

A hornblenda é o máfico mais abundante, com forte pleocroísmo variando entre verde e marrom. Ocorre em grãos subidioblásticos ou xenoblásticos e com tamanho variando entre 0,3 e 1,6 mm. Os contatos hornblenda-hornblenda são predominantemente retos. Com quartzo, plagioclásio, microclina e biotita os contatos são lobados. Apatita e titanita ocorrem como inclusões reliquiares do protólito ígneo nesse mineral. Freqüentemente, biotita, calcita e epídoto estão substituindo a hornblenda em fraturas e/ou nas bordas. A biotita apresenta forte pleocroísmo, variando entre castanho, castanho claro e verde. Ocorre tanto ocupando os interstícios entre os minerais félsicos, como inclusa em plagioclásio (Fotomicrografias 4.5 e 4.6). Além disso, associa-se com a hornblenda, ocupando fraturas ou bordas desse mineral. Possui hábito lamelar, por vezes esqueletiforme quando em contato com K-feldspato . Os grãos são subidioblásticos ou xenoblásticos, e variam em granulometria entre 0,02 e 1,4mm. Os contatos biotita-plagioclásio e biotita-quartzo são retos. Inclusos nesse mineral, podem ser encontrados epídoto, clorita e mica branca. Minerais opacos ocorrem associados à biotita, principalmente formando feições esqueletiformes. O zircão é prismático, euédrico e forma halos pleocróicos quando incluso na biotita. Pode ocorrer incluso em plagioclásio na matriz da rocha. 153

A titanita possui coloração castanha escura e ocorre predominantemente xenoblástica, granular, com tamanhos variando entre 0,1 e 0,04 mm. Esse mineral foi observado tanto na matriz quanto inclusa em hornblenda e plagioclásio. Grãos milimétricos e submilimétricos isolados ou associados aos agregados de máficos e de minerais opacos são encontrados. A magnetita é subidiomórfica e ocorre associada à clorita e ao epídoto.

Fotomicrografia 4.5- Biotita lamelar nos interstícios Fotomicrografia 4.6- Grão lamelar subidioblástico de entre feldspatos em amostra de ortognaisse do biotita (Bt) com inclusão de epídoto (Ep) em amostra Complexo Santa Izabel. Notar a alteração do de ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Ponto TT- plagioclásio (Pl) para mica branca (Mb). Mc- 31 B, coordenada UTM 755501/8375523, datum Microclina, Qtz- Quartzo. Ponto TT-54, coordenada WGS-84. Luz plana polarizada cruzada. UTM 748488/8378945, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

A apatita está inclusa em biotita, plagioclásio e hornblenda. Pode ser subédrica, prismática a anédrica, nesse caso quando associada com biotita e hornblenda. A calcita ocorre substituindo o plagioclásio e a hornblenda. Em geral, é anédrica. A mica branca está associada com a biotita e também ocorre nas bordas e nas clivagens do K–feldspato e do plagioclásio, nesse caso como mineral de alteração metamórfica. Esse mineral ocorre em grãos lamelares, subidioblásticos, com tamanho variando entre 0,01 a 0,5 mm. Por vezes, encontra-se deformada formando microestrutura kinkband (Fotomicrografia 4.7). A presença de grãos de epídoto inclusos nesse filossilicato (Fotomicrografia 4.7) sugere uma associação entre esses dois minerais na paragênese de alteração hidrotermal. O epídoto encontra-se subidioblástico, com hábito prismático, xenoblástico, granular. Esse mineral ocorre substituindo o plagioclásio e a hornblenda. Curiosamente, está incluso em mica branca (Fotomicrografia 4.8), microclina e biotita.

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A clorita apresenta pleocroísmo fraco em tons de verde com cor de interferência cinza. Ocorre formando grãos lamelares, subidioblásticos, com granulometria que varia entre 0,01 e 0,5 mm. Em algumas seções delgadas foi observada associada com minerais opacos.

Fotomicrografia 4.7- Grão de mica branca (Mb) Fotomicrografia 4.8- Grão de mica branca (Mb) com exibindo feição kinkband em amostra de ortognaisse inclusão de epídoto (Ep) em amostra de ortognaisse do do Complexo Santa Izabel. Ponto TT-31-B, Complexo Santa Izabel. Ponto TT-31-B, coordenada coordenada UTM 755501/8375523, datum WGS-84. UTM 755501/8375723, datum WGS-84. Luz plana Luz plana polarizada cruzada. polarizada cruzada.

4.2.2. Migmatitos A classificação dos migmatitos segue a proposta de Sawyer (2008), tendo sido possível identificar na área de pesquisa: (i) o neossoma, que é a porção formada por fusão parcial; e (ii) o paleossoma, que é a rocha que resistiu ao processo de fusão parcial. A distinção entre migmatitos metatexíticos e diatexíticos também foi feita baseada na classificação daquele autor (Apresentado no Capítulo 3 dessa Dissertação). Embora as rochas cartografadas apresentem estruturas de migmatitos bastante diversificadas, o paleossoma tem composição mineralógica bastante semelhante à dos ortognaisses do Complexo Santa Izabel, descrito anteriormente. O paleossoma pode também ser constituído por enclaves maficos, que serão descritos mais adiante, ainda nesse capítulo. Os migmatitos afloram em lajedos nas estradas ou em leitos de rios e topos de morros, bem como em cortes de estradas. Apresentam alteração intempérica de baixa intensidade, sendo o intemperismo mais ativo nas porções de composição mais máfica. Neste caso, o paleossoma ou melanossoma gera solos de coloração avermelhada. Por outro lado, a porção félsica dessas rochas gera solos areno-argilosos poucos espessos e de coloração cinza claro. Dois tipos de migmatitos foram encontrados na área sendo descritos a seguir em detalhe.

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4.2.2.1. Migmatitos Metatexíticos com enclaves anfibolíticos Essas rochas consituem 12% da área cartografada (Apendice 1), posicionadas nos setores leste, sudeste e sudoeste do mapa. São corpos descontínuos, amebóides. Essas rochas fazem contatos transicionais, com geometria irregular, com os ortognaisses e com os migmatitos diatexíticos. Também fazem contatos transcionais e bruscos, em geral irregulares com os granitoides do Complexo Santa Izabel. Com o maciço Estreito os contatos são, em sua maioria, bruscos e irregulares. Na mesoescala, os migmatitos metatexíticos são bastante heterogêneos, tanto em composição quanto em estruturas (Fotografias 4.3 a 4.5). O paleossoma está sempre presente com bandamento metamórfico gnáissico proeminente e xistosidade , semelhantes àqueles dos ortognaisses. Seguindo a definição de Sawyer (2008), nessas rochas o neossoma ocorre de forma subordinada com relação ao paleossoma, em domínios descontínuos formando níveis centimétricos a milimétricos que estão, em geral, contornados por minerais máficos, que são predominantemente biotita e horblenda. Eventualmente, diques de leucossoma podem ser encontrados truncando a trama migmatítica e nesse caso, constituem estruturas geradas in situ, mas que foram injetadas em fraturas geradas por dilatação (Fotografias 4.3 e 4.5). Com relação à classificação de Sawyer (2008), predominam as estruturas estromáticas (Fotografias 4.4 e 4.5) e, subordinadamente, estruturas de dilatação (Fotografia 4.5) e em rede (Fotografia 4.6). Nos domínios estromáticos pode-se reconhecer o neossoma, com leucossoma e resíduo. Em geral, nesse caso o fundido apresenta-se paralelamente distribuído com relação à foliação deformacional da rocha, também compondo um bandamento gnáissico. Nesses domínios, a rochas é mesocrática, de cor cinza, equigranular a inequigranular, anisotrópica e com granulação preferecialmente média a fina, podendo, todavia, gradar para uma granulação grossa. Na borda dos estromas, filmes de biotita são observados, constituindo o melanossoma.

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Fotografia 4.3- Migmatito metatexítico de coloração cinza a róseo, com aspecto heterogêneo e estrutura estromática. Notar a presença de níveis centimétricos a milimétricos de leucossoma que posicionam-se paralelamente distribuído com relação à foliação deformacional da rocha. Subordinadamente, ocorre, diques de leucossoma que trucam essa estrutura. Ponto ES-22, coordenada UTM 752875/ 8375368, datum WGS-84. Visada em planta. A lapiseira aponta para norte. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

Nas estruturas de dilatação (Fotografia 4.5) o neossoma é caracterizado por corpos estreitos de leucossoma localizado em sítios dilatacionais presentes no paleossoma. A geração dessa estrutura está associada com contraste de competência entre as bandas máficas e félsica do paleossoma. Por sua vez, a estrutura em rede ocorre nas regiões em que o paleossoma apresenta um padrão de fraturas com duas ou mais orientações (Fotografia 4.6).

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Fotografia 4.4- Migmatito metatexítico com predomínio de estrutura estromática formada por níveis milimétricos a centimétricos de leucossoma dispostos paralelamente à foliação da rocha. Ponto ES-22, coordenada UTM 754062/ 8370182, datum WGS-84. Visada em perfil.

Nas amostras estudadas de neossoma observou-se a presença de K-feldspato (25- 35%) plagioclásio (6-30%), quartzo (23-30%), biotita (3-12%), hornblenda (0-23%), titanita (0-1%), minerais opacos (0-2%), apatita (0-1%), clorita (0-2%), mica branca (0-3%) e epídoto (3-6%). A paragênese associada ao metamorfismo retrógrado é constituída por mica branca (0-12%), epídoto (3-6%) e clorita (0-2%) (Tabela 4.2). De acordo com essa tabela, para o neossoma predominam rochas com composição monzogranítica (Fig. 4.2). Nas amostras de paleossoma analisadas verificou-se a seguinte variação modal: K- feldspato (12-22%) plagioclásio (32-40%), quartzo (12-20%), biotita (8%), hornblenda (8%), titanita (3%) e minerais opacos. A paragênese associada ao metamorfismo retrógrado compreende, mica branca (8 – 10%). Para essas rochas foram encontradas rochas de composição granodiorítica e monzodioríticas.

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Fotografia 4.5- Migmatito metatexítico estromático com coloração cinza a róseo. Nessa foto o paleossoma é composto pelo ortognaisse e por enclaves máficos. Diferença de competência entre as rochas é sugerida pela presença de estruturas de dilatação nos enclaves máficos do paleossoma. Nesses sítios dilatantes há maior mobilidade do leucossoma. PontoTU-09, coordenada UTM 741379/ 8357873, datum WGS-84. Visada em planta. A lapiseira aponta para o oeste. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

Com relação ao neossoma, nas proximidades dos enclaves máficos é comum a presença de aglomerados de hornblenda, que possivelmente representam domínios do paleossoma que estão sendo incorporados ao neossoma. Nesses locais observa-se uma gradação entre domínios com menor quantidade de fusão, em que a microestrutura lepidoblástica do enclave máfico e do paleossoma gnáissico ainda está preservada e domínios em que há destruição total da mesoestrutura, com a dispersão de hornblenda no neossoma. Nos domínios em que a fusão é francamente desenvolvida é possível observar a presença de feições de corrosão na borda do anfibólio com crescimento de biotita, sugerindo que houve interação entre o magma que originou o neossoma mais rico em potássico, e o enclave máfico (Fotomicrografia 4.9 e 4.10). Nesses locais é possível observar alinhamento de biotita formando uma estrutura denominada de “Blindagem de Biotita” (Sensu Sawyer 2008). No leucossoma, as microestruturas ígneas observadas foram: (i) reação, pela transformação de hornblenda do enclave máfico em biotita; (ii) poiquilítica, pela inclusão de titanita e biotita em plagioclásio e de apatita e zircão em biotita. Por sua vez, as microestruturas metamórficas encontradas no paleossoma foram: (i) granoblástica; (ii) granoblástica, granular a poligonal,

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associado com plagioclásio e K-feldspato ; (ii) nematoblástica, pela orientação preferencial da hornblenda. Tanto no paleossoma quanto no neossoma foi possível observar as seguintes microestruturas: (i) reação metamórfica, pela transformação de plagioclásio e hornblenda em epídoto (Fotomicrografia 4.10); (ii) pseudopoiquiloblástica, revelada pelas inclusões de epídoto em plagioclásio.

Fotografia 4.6 - Migmatito metatexítico de coloração cinza mostrando estrutura em rede (sensu Sawer 2008). Notar a presença de venulações em duas direções principais. Ponto GNC-1A, coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Visada em planta. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

O K-feldspato é o mineral mais abundante nessas rochas, sendo tabular, subidioblástico. Também ocorre granular. O tamanho varia entre 0,02 a 1,0mm. Os contatos K-feldspato -K-feldspato , K-feldspato -quartzo e K-feldspato -plagioclásio são lobados ou retos. Em geral, o contato desse mineral com a biotita é fortemente irregular. No neossoma o K-feldspato também é encontrado substituindo o plagioclásio, especialmente nas bordas e nas clivagens desse mineral. Apresenta extinção fracamente ondulante e geminação do tipo periclina. Como produto de sua alteração hidrotermal, tem-se a substituição desse mineral por mica branca. Curiosamente, grãos de epídoto ocorrem em fraturas desenvolvidas nesse mineral. Nesse caso, possivelmente tratam-se de veios de epídoto preenchendo fraturas no K- feldspato .

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Tabela 4.2- Composição mineralógica modal, em porcentagem, do migmatito metatexítico do Complexo Santa Izabel. K-feldspato (Kfs), plagioclásio (Pl), quartzo (Qtz), hornblenda (Hb), biotita (Bt, zircão (Zr), titanita (Ttn), minerais opacos (Mo), apatita (Ap), calcita (Ca), clorita (Chl), mica branca (Mb) e epídoto (Ep). Tr- traço

Amostra/ Classificação Kfs Pl Qtz Bt Hb Zr Ttn Mo Ap Ca Cl Mb Ep minerais Modal Hornblenda Monzogranito TU-09E1 35 19 23 5 13 tr 1 TR 0 tr tr 1 3 (Neossoma) Hornblenda Monzogranito TU-09E2 35 6 25 3 23 tr 1 1 1 0 tr Tr 5 (Neossoma) Hornblenda Monzogranito TU-09E3 35 15 25 3 16 tr 1 TR 0 0 tr Tr 5 (Neossoma) Biotita Monzogranito TT-31-A 35 30 27 12 0 0 1 2 0 tr 2 12 6 (Neossoma) Quartzo biotita TT-54 25 28 30 5 0 tr 0 0 0 0 2 5 5 Monzogranito (Neossoma) Mica branca TT-31C 12 32 20 8 8 0 3 6 0 0 3 8 0 metahornblenda-biotita granodiorito (paleossoma) Metabiotita-quartzo TT-86 12 40 12 8 8 0 3 6 0 0 1 10 0 metamonzodiorito (paleossoma)

Figura 3.9- Composição modal dos Migmatitos Metatexíticos do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

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Fotomicrografia 4.9– Domínio com avançada Fotomicrografia 4.10– Xenocristal de hornblenda intensidade de fusão com corrosão da hornblenda e (Hb) com borda transformada para epídoto (Ep) e formação da biotita (Bt) e epídoto (Ep). Ponto TU-09, Biotita (Bt). Notar presença de plagioclásio também coordenada UTM 748488/8378945, datum WGS-84. sendo transformado parcialmente em epídoto. Ponto Luz plana polarizada cruzada. TU-09, coordenada UTM 748488/8378945, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

O plagioclásio é o mineral mais abundante nessas rochas. Ocorre com hábito tabular, formando aglomerados na rocha ou incluso no K-feldspato . Os grãos são subédricos, com granulometria variando entre 0,01 a 1,4 mm. Em geral, esse mineral faz contato curvo, por vezes lobado, com quartzo e microclina e reto com a biotita. O contato plagioclásio- plagioclásio é reto, podendo ser lobado. Apresenta extinção moderadamente ondulante e geminação polissintética segundo a lei da albita. Além disso, há também substituição parcial dos grãos por mica branca e epídoto. Essa substituição ocorre, principalmente, nas bordas dos grãos, bem como em fraturas e/ou paralelo ao plano de geminação. Esse mineral possui inclusões de titanita e biotita. O quartzo apresenta-se xenoblástico, granular a alongados, ocupando os espaços entre os grãos de plagioclásio e K-feldspato . É em geral inequigranular com bimobidalidade de tamanho, variando deste 0,01 a 0,05mm e 1,0 a 1,4mm. A extinção é moderadamente ondulante e as bordas são interlobadas no contato quartzo-quartzo. O contato com plagioclásio e K-feldspato é curvo. A biotita ocorre com pleocroísmo variando em tons de verde, é xenoblástica ou subidioblástica, esqueletiforme a lamelar, respectivamente, com tamanho variando entre 0,01 e 1,0mm. Comumente, está na matriz das rocha associada com K-feldspato ou ocupa os interstícios e clivagens do anfibólio. O contato biotita-K-feldspato e biotita-hornblenda é fortemente irregular, enquanto que o contato biotita-biotita e biotita-plagioclásio é reto. Apresenta extinção ondulante moderada, além de inclusão de apatita e zircão.

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A hornblenda é o principal mineral máfico dessas rochas. Esse mineral possui pleocroísmo variando entre tons de verde oliva e verde amarronzado. Ocorre como xenocristal, xenoblástica e esqueletiforme, muitas vezes bordejada e substituída pela biotita e epídoto nas clivagens e/ou fraturas. O tamanho desse mineral varia entre 0,02 a 1,0 mm. O zircão ocorre como inclusão poiquilítica em biotita. A titanita é granular possui coloração marrom, sendo anédrica e comumente ocorre associada com hornblenda e biotita. A granulometria desse mineral varia entre 0,01 e 0,05 mm. A apatita também ocorre como inclusão poiquilítica em biotita. A calcita ocorre em veios nas rochas ou substituindo o plagioclásio. Em geral, é anédrica e apresenta-se sem deformação intracristalina. A clorita apresenta-se lamelar, incolor, com cor de interferência castanha. Associa-se com biotita e o tamanho é inferior a 0,02mm. A mica branca ocorre como produto de alteração secundária metamórfica, substituindo o K-feldspato . O epídoto aparece incluso no plagioclásio, mas também foi observado em fraturas e nas bordas da hornblenda, associado com a biotita. Exibe coloração incolor a amarelo pálido, é granular, xenoblástico com tamanho variando entre 0,01 e 0,08 mm.

4.2.2.2. Migmatitos Diatexíticos Essas rochas ocupam 14% da área cartografada, aflorando nas porções nordeste do mapa (Apendice 1). Faz contatos predominantemente transicionais com migmatitos metatexíticos, ortognaisses e monzogranitos do Complexo Santa Izabel. Em escala de afloramento, essas rochas são mais homogêneas do que os migmatitos metatexíticos, muitas vezes assemelhando-se a uma rocha ígnea. Nesse sentido, representa a fácies de maior taxa de fusão gerada a partir dos ortognaisses encaixantes. As estruturas de migmatização, em sua maior parte, são do tipo nebulíticas (Fotografias 4.7 e 4.8), preservando, em parte, a meso e microestrutura do paleossoma e, subordinadamente, schölen (Fotografias 4.8 a 4.10), nesse caso associada com enclaves máficos, e schlieren, relacionada com a presença de estreitas faixas de melanossoma (Fotografia 4.11). Em alguns afloramentos, é possível observar a orientação preferencial de biotita, hornblenda e xenólitos (Fotografias 4.12) marcando uma foliação de fluxo magmático. Em outros, é possível observar um bandamento composicional por assentamento gravitacional dos minerais máficos, tais como hornblenda e biotita (Fotografia 4.13). De acordo com Sawyer (2008), estrutura desse tipo em migmatitos ocorrem em domínios do neossoma em que os esforços sin-anatexia foram de baixa intensidade.

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Fotografia 4.7 - Migmatito diatexítico com estrutura nebulítica. Notar que o paleossoma ocorre difuso no leucossoma. Ponto TT-86, coordenada UTM 756668/8374936, datum WGS-84. Visada em planta. A Lapiseira aponta para o norte. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

Em geral os migmatitos nebulíticos são leucocráticos, de coloração cinza clara, com granulação média a fina, podendo, todavia, gradar para uma granulação mais grossa (Fotografias 4.7 e 4.8). Os migmatitos diatexíticos schöllen associam-se com o migmatitos diatexíticos nebulíticos e correspondem às rochas de anatexia cujo neossoma, com estrutura semelhante ao nebulítico anteriormente descrito, encontra-se englobando fragmentos descontínuos, muitas vezes boudinados, dos enclaves máficos anfibolíticos descritos a seguir. Nesse caso, esses enclaves formam um arcabouço brechóide e o fundido (neossoma) ocorre totalmente interligado entre os fragmentos (Fotografias 4.9 e 4.10). Migmatitos diatexíticos schlieren correspondem às rochas cujo neossoma encontra-se intensamente segregado e o melanossoma ocorre em finas camadas descontínuas de schlien. Nesse caso, o schlien é constituído por biotita (Fotografia 4.11), mas exemplos ricos em hornblenda também ocorrem na área.

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Fotografia 4.8 - Migmatito diatexítico com estrutura nebulítica. Subordinadamente, notar presença de estrutura Schöllen. Ponto GNC-01, coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Visada em planta. O martelo aponta para o norte. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

Em seção delgada, a mineralogia principal obtida do estudo de amostras coletadas em neossomas dos migmatitos nebulíticos consiste em K-feldspato (18-30%), plagioclásio (24- 38%), quartzo (24-26%) biotita (3-18%), hornblenda (1-10 %), zircão (traço-1%), titanita (2- 3%), minerais opacos (<2%), apatita (tr%-1). Minerais associados com a alteração hidrotermal, tais como clorita (<1%), mica-branca (1-3%) e epídoto (2-3%) foram também descritos (Tabela 4.3). Segundo a classificação de Streckeisen (1978) (Fig. 4.3), a composição das amostras estudadas de neossoma dos diatexitos permite classificá-los como sendo de composição monzogranítica.

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Fotografia 4.9 - Migmatito diatexítico com estrutura Schöllen. Ponto TT-33, coordenada UTM 754178/ 8375523, datum WGS-84. Visada em planta. O martelo aponta para o norte. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

Fotografia 4.10 - Migmatito diatexítico Schöllen. Ponto GNC-01, coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Visada em planta. A lapiseira aponta para o norte. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

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Fotografia 4.11- Migmatito diatexítico schlieren com leucossoma de coloração cinza-claro a róseo e melanossoma com coloração escura. Notar as finas camadas de Schlien. Ponto GNC-1, coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Visada em planta. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

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Fotografia 4.13- Migmatito diatexítico com foliação magmática gerada por assentamento gravitacional de minerais máficos. Ponto TT- N32, coordenada UTM 753900/8375356, datum WGS-84. Visada em planta. Lapiseira aponta para o leste.

Fotografia 4.12- Domínio de intensa migmatização em rocha diatexítica do Complexo Santa Izabel. Notar a orientação preferencial dos enclaves máficos anfibolíticos do paleossoma alternada com domínios sem orientação preferencial. Ponto ES-08, coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Visada em planta. Kfs – Kfeldspato, Pl – plagioclásio, Qtz – quartzo, Bt – biotita, Hd – horblenda.

Como microestruturas ígneas, têm-se: (i) poiquilítica marcada por inclusão de: titanita na microclina; quartzo, zircão e biotita em plagioclásio e microclina; plagioclásio na microclina; apatita na biotita; titanita em plagioclásio e na microclina; (ii) mirmequitas e pertitas (Fotomicrografia 4.11); (iii) substituição do plagioclásio pelo K-feldspato ; (iv) presença de grãos tabulares de K-feldspato e plagioclásio. Nas amostras de neossoma coletadas nas proximidades do paleossoma máfico, é possível observar que essas rochas apresentam microestrutura lepidoblástica, reliquiar do protólito metamórfico, marcada pela orientação preferencial de biotita e hornblenda. Embora no neossoma predomine largamente as microestruturas ígneas, microestruturas metamórficas também foram observadas subordinadamente nessas rochas, tais como: (i) pseudopoiquiloblástica, com a presença de inclusões de titanita e minerais opacos em biotita castanha a verde pálida, bem como de epídoto (sensu-strictu; clinozoisita/zoisita) e mica branca em plagioclásio e epídoto em hornblenda; (ii) granoblástica granular, marcada pela

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presença de agregados poligonais de plagioclásio, quartzo e microclina (Fotomicrografia 4.12); (iii) microestrutura kinkband, associada com biotita; (iv) de reação, pela transformação de K-feldspato e plagioclásio em mica branca, de hornblenda e plagioclásio em epídoto e de biotita em clorita. A presença de microestruturas desse tipo no neossoma ocorre nas amostras em que a rocha foi submetida à deformação em zonas de cisalhamento. Em afloramentos onde predomina estruturas ígneas, essas microestruturas praticamente inexistem.

Tabela 4.3 - Composição mineralógica modal do neossoma dos migmatitos diatexíticos do Complexo Santa Izabel. K-feldspato (Kfs), plagioclásio (Pl), quartzo (Qtz), hornblenda(Hb), biotita (Bt, zircão (Zr), titanita (Ttn), minerais opacos (Mo), apatita (Ap), clorita (Che), mica branca (Mb) e epídoto (Ep). Tr-traço Amostra/ Classificação Kfs Pl Qtz Bt Hb Zr Ttn Mo Ap Cl Mb Ep minerais Modal Biotita Monzogranito GNC-1C 20 38 25 8 1 tr 2 2 Tr 1 1 2 (Neossoma) Biotita Monzogranito GNC-1D 20 35 26 8 2 Tr 2 2 Tr Tr 2 2 (Neossoma)

Hornblenda TT-32 26 25 24 4 10 1 2 2 Tr 1 2 3 Monzogranito (Neossoma)

Hornblenda TT-86 30 24 24 3 6 1 3 2 1 1 3 2 Monzogranito (Neossoma)

Biotita Granodiorito GNC-1B 18 44 23 10 1 Tr 2 1 Tr 0 Tr 1 (paleossoma)

A microclina é subédrica a anédrica e ocorre tabular ou granular (Fotomicrografia 4.12), com granulometria variando entre 0,02 a 1,2mm. Os contatos microclina-plagioclásio, microclina-quartzo e microclina-microclina são, em geral, curvos. Contatos retos ocorrem principalmente com a biotita. Esse feldspato também é observado substituindo o plagioclásio, especialmente nas bordas, clivagens e geminações desse mineral, como anteriormente descrito. Apresenta extinção fracamente ondulante e geminação tartan, ou seja, segundo a lei da periclina. Em alguns grãos, feições de exsolução do tipo pertita podem ser observados, bem como mirmequita (Fotomicrografia 4.11). Inclusões de titanita, biotita e quartzo são observadas. Como produto de sua alteração secundária, metamórfica, tem-se a substituição desse mineral por mica branca. Grãos de epídoto ocorrem nas fraturas e clivagem desse mineral, provavelmente relacionado à percolação de fluidos hidrotermais.

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Figura 4.1 - Composição modal do neossoma dos Migmatitos diatexitos do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

Fotomicrografia 4.12 - Agregado de microclina (Mc) Fotomicrografia 4.11- Microestrutura mimerquítica e quartzo (Qtz) em migmatito diatexítico do Complexo em migmatito diatexítico do Complexo Santa Izabel. Santa Izabel. Ponto GNC-1C, coordenada UTM Notar a alteração hidrotermal de plagioclásio (Pl) para 750058/8394392 datum WGS-84. Luz plana mica branca (Mb). Mm- Mirmequite, Mc- microclina. polarizada cruzada. Ponto GNC-1D, coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

O quartzo apresenta-se anédrico (Fotomicrografias 4.12 e 4.13), em geral, localizado nos interstícios entre os grãos de feldspato ou em agregados poligonais, ou ainda como inclusões vermiformes no plagioclásio. Neste último caso está associado com o desenvolvimento de mirmequita. A granulometria varia entre 0,1 a 1mm. Os grãos fazem contatos curvos e lobados com microclina e plagioclásio, bem como contatos retos com

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biotita. Por sua vez, o contato quartzo-quartzo é curvo ou preferencialmente lobado. A extinção é moderadamente ondulante.

Fotomicrografia 4.13 - Grãos de quartzo (Qtz) Fotomicrografia 4.14 - Grão de plagioclásio (Pl) anédricos mostrando contato fortemente interlobado parcialmente substituído por microclina (Mc) contendo em migmatito diatexítico do Complexo Santa Izabel. inclusões de quartzo anédrico (Qtz) e biotita tabular Ponto GNC-1D, coordenada UTM 750058/8394392, (Bt). Notar parcial a substituição desse mineral por datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada. mica branca (Mb) em fraturas. Amostra de migmatito diatexítico do Complexo Santa Izabel. Ponto GNC-1D coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

O plagioclásio ocorre formando aglomerados na rocha ou incluso no K-feldspato . Os grãos são subidiomórficos quando tabulares. Nos domínios com baixa intensidade de deformação, podem ser xenoblásticos, granulares. A granulometria é muito variada, entre 0,5 e 1,3 mm quando tabulares e 0,02 e 0,08 quando granulares. Esse mineral faz contato curvo, por vezes lobado com quartzo, microclina e biotita. Os contatos plagioclásio-plagioclásio e plagioclásio-biotita são retos, podendo ser lobados. Apresenta extinção fracamente ondulante e geminação segundo a lei da albita. Nos agregados granulares a extinção ondulante é fraca a moderada. Em alguns fenocristais observou-se feições que sugerem a substituição desse mineral por microclina, possivelmente associado com a diminuição de temperatura durante a cristalização da rocha (Fotomicrografia 4.14). Além disso, também se observa a substituição desse mineral por mica branca e epídoto. Essa feição está relacionada com a alteração hidrotermal. Essa substituição não é completa e ocorre, principalmente, nas bordas dos grãos, bem como em fraturas e/ou nos planos de geminação. Esse mineral possui inclusões de titanita e biotita.

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A biotita é o principal mineral máfico dessas rochas e apresenta forte pleocroísmo, variando entre castanho claro, castanho escuro, castanho avermelhado e verde. Ocorre em grãos lamelares, subédricos ou anédricos, por vezes esqueletiformes, com tamanho variando entre 0,01 e 1,2mm. Ocupa os interstícios entre plagioclásio, microclina e quartzo, como também ocorre inclusa nesses minerais. Os contatos biotita-biotita e biotita-plagioclásio são retos, sendo lobados a fortemente irregulares com a microclina. Apresenta inclusão de apatita e extinção ondulante moderada. Por vezes, exibe microestrutura kinkband. A biotita pode ocorrer associada com clorita, sendo transformada para esse mineral nas clivagens. A hornblenda possui pleocroísmo variando entre tons de verde oliva e verde amarronzado nas seções basais e verde-claro a verde oliva nas seções longitudinais. Ocorre em grãos prismáticos, subidioblásticos a xenoblásticos, com tamanho variando entre 0,02 a 0,9 mm. O contato hornblenda-hornblenda é reto, sendo curvo e/ou lobado com biotita plagioclásio e quartzo. Freqüentemente, esse mineral ocorre substituído por clorita e associado com epídoto. O zircão é idiomórfico, zonado, ocorrendo nos interstícios entre os minerais como também incluso no plagioclásio e na microclina, com tamanho inferior a 0,02mm. Os minerais opacos são anédricos e ocorrem, em geral, associados com biotita mais esverdeada e com titanita. A titanita é, predominantemente, castanha, prismática, anédrica e ocorre inclusa no plagioclásio e na microclina. Outro conjunto, anédrico, associa-se com biotita e minerais opacos. A mica-branca é lamelar e apresenta-se, principalmente, nas bordas e nas fraturas dos grãos de plagioclásio e microclina. A granulometria desse mineral é inferior a 0,1 mm. A apatita é euédrica, prismática e ocorre inclusa na biotita, não sendo vista na matriz. Seus grãos são idiomórficas e com tamanho inferior a 0.01mm. A clorita está associada com biotita e hornblenda. Apresenta pleocroísmo fraco em tons de verde, com cor de interferência cinza de primeira ordem. É tabular, subidioblástica (Fotomicrografia 4.15). A granulometria desse mineral varia entre 0,01 e 0,05mm. O epídoto ocorre como produto de alteração hidrotermal de plagioclásio e hornblenda, como também associado com a biotita e microclina, nesse caso, vinculado a veios. Exibe coloração verde pálida, granular, anédrico, com tamanho variando entre 0,01 a 0,8 mm.

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Fotomicrografia 4.15– Grão subidioblástico de clorita (Chl) associada com biotita (Bt) e em contato com plagioclásio (Pl). Amostra de migmatito diatexítico do Complexo Santa Izabel. Ponto GNC-1D, coordenada UTM 750058/8394392, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

4.2.3 Enclaves anfibolíticos Embora não cartografáveis, devido à escala de trabalho, enclaves máficos anfibolíticos ocorrem nos ortognaisses do Complexo Santa Izabel e também formando a mesoestrutura schöllen e de dilação nos migmatitos (Fotografias 4.9 e 4.10). Em geral, essas rochas aparecem compondo o bandamento gnáissico e estão boudinados. A foliação que está presente nos ortognaisses também está impressa nos enclaves. São rochas melanocráticas de coloração cinza escuro e com mesoestrutura anisotrópica. A variação composicional observada para as amostras analisadas está apresentada na Tabela 4.4, tendo sido encontrado como minerais equilibrados no metamorfismo progressivo plagioclásio (29-64%), hornblenda (18-50%), biotita (2-9%), magnetita (0-3%) e quartzo (0–5%). A paragênese associada com a alteração hidrotermal é constituída por actinolita (3-5%), mica branca (0-2%), epídoto (1-7%) e clorita (0–2%). É comum a presença de magnetita nas bordas dos enclaves.

Tabela 4.4 - Composição mineralógica modal dos enclaves máficos do Complexo Santa Izabel. plagioclásio (Pl), quartzo (Qtz), biotita (Bt), hornblenda (Hb), actinolita (Act), magnetita (Mgt), mica branca (Mb), epídoto (Ep), clorita (Chl), apatita (Ap) e titanita (Ttn). Tr-traço.

Amostra/ Rocha Pl Hb Bt Ttn Mgt Qtz Ap Act Mb Ep Clt Rocha Minerais Encaixante

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Migmatitos Metahornblenda GNC-1-A 64 18 5 0 1 5 Tr 4 0 1 2 Diatexítico gabro Metahornblenda TT-35- A Ortognaisses 36 42 4 0 3 5 Tr 3 2 4 1 gabro Metahornblenda TT-80 Ortognaisses 29 50 9 Tr 0 0 Tr 5 0 6 1 gabro Migmatitos Metahornblenda TT-85-C 41 40 2 0 2 3 Tr 4 1 7 0 Diatexítico gabro

As rochas analisadas foram plotadas no diagrama para rochas máficas e seus protólitos foram classificados como meta-hornblenda gabro (Fig. 4.4). Essa poderá ser a composição do protólito ígneo, mas tem-se que levar em consideração a possibilidade dessas rochas terem sido reequilibradas durante o metamorfismo e ter havido total substituição do piroxênio pelo anfibólio, podendo o protólito ter uma composição gabróica, gabronorítica ou mesmo norítica. Como estão metamorfisadas e deformadas, podem ser denominadas nesse trabalho de anfibolitos.

Figura 4.2- Composição modal dos protólitos dos enclaves anfibolíticos do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Le Maitre (1878).

Nas amostras descritas, a apatita ocorre inclusa em plagioclásio e na hornblenda. Possivelmente, essa é uma microestrutura poiquilítica (palimpsética). Além disso, os enclaves máficos possuem microestruturas metamórficas: (i) nematoblástica (Fotomicrografia 4.16), marcada pela orientação preferencial de hornblenda e actinolita; (ii) granoblástica granular, evidenciada por agregados granulares, por vezes poligonais, de plagioclásio; (iii) de reação

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metamórfica e pseudopoiquiloblástica, pela presença de epídoto (sensu-strictu e clinozoisita/zoisita) em plagioclásio. Inclusões de quartzo em hornblenda e actinolita podem representar reequilíbrio metamórfico do protólito ígneo às condições metamórficas pelas quais essas rochas foram submetidas, sendo, possivelmente produto de reação metamórfica. O crescimento de grãos de biotita nas bordas e nos planos de clivagem e/ou fraturas de hornblenda sugere interação entre o enclave máfico com o líquido rico em potássio durante a migmatização dos ortognaisses do Complexo Santa Izabel (Fotomicrografias 4.16 e 4.17). Além disso, veios de quartzo podem ser observados nas rochas.

Fotomicrografia 4.16- Substituição do plagioclásio Fotomicrografia 4.17- Grão de hornblenda (Hb) com (PI) pelo epídoto (Ep) em enclaves máficos. Quartzo- crescimento de biotita (Bt) em clivagem nos enclaves Qtz. Ponto GNC-1A, coordenada UTM máficos. Ponto TT-35, coordenada UTM 756858/ 750058/8394392, datum WGX-84. Luz plana 8375322, datum WGS-84. Luz plana polarizada. polarizada cruzada.

A hornblenda é o mineral mais abundante e ocorre com pleocroísmo variando entre marrom, verde claro, verde oliva e verde escuro (Fotomicrografia 4.16). Os grãos são subidioblásticos, podendo ser xenoblásticos nos domínios em que a transformação da hornblenda para biotita é eficiente. A granulometria desse mineral varia entre 0,5 e 2mm. Os contatos hornblenda-hornblenda são predominantemente retos. Por outro lado, os contatos hornblenda-plagioclásio e hornblenda-quartzo podem ser curvos, lobados e raramente retos. Ainda, os contatos hornblenda-actinolita e hornblenda-biotita são fortemente irregulares. Inclusões de plagioclásio e quartzo podem ser observadas nesse mineral. Minerais opacos (magnetitas) e grãos de biotita freqüentemente ocorrem associados com hornblenda, em geral nas bordas ou na clivagem do mineral hospedeiro (Fotomicrografia 4.18).

O plagioclásio (An 35%, andesina) ocorre principalmente na matriz da rocha e, subordinadamente, incluso na hornblenda. Em geral, os grãos são tabulares, subidioblásticos,

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podendo ser granulares, poligonais, xenoblásticos, com tamanho variando entre 0,1 e 1,5 mm, respectivamente. Esse mineral faz contatos lobados e curvos com hornblenda, actinolita e biotita, embora sejam raramente retos. Os contatos plagioclásio-plagioclásio e plagioclásio- quartzo, em geral, são lobados ou curvos. O plagioclásio apresenta extinção moderadamente ondulante e geminação polissintética segundo a lei da albita (Fotomicrografia 4.19). A geminação em geral é reta sem apresentar feições pontiagudas. Essa geminação pode ocorrer parcialmente destruída devido a substituição do plagioclásio por epídoto e calcita. Essa alteração, possivelmente associada com alteração hidrotermal de fácies xisto verde, ocorre principalmente nas bordas dos grãos. Inclusões de apatita nesse mineral possivelmente é uma feição primária. A actinolita apresenta-se associada com a hornblenda (Fotomicrografia 4.20) e com pleocroísmo variando em tons de verde pálido. Os grãos são subidioblásticos com tamanho oscilando entre 0,5 e 2mm. O contato actinolita-actinolita é reto, mas é lobado com a hornblenda. Por sua vez, os contatos actinolita-plagioclásio são curvos, lobados e raramente retos, ao passo que o contato actinolita-quartzo é curvo. Alguns grãos encontram-se com geminação polissintética. Inclusões de plagioclásio e quartzo foram observadas. Minerais opacos ocorrem e associados a esse mineral. O quartzo apresenta-se em grãos xenoblásticos que ocorrem isolados, intersticialmente crescido aos demais minerais da rocha, ou como inclusão em hornblenda e actinolita. A granulometria varia entre 0,1 a 1 mm. Os grãos fazem contatos curvos com todos outros minerais. Apresenta extinção ondulante moderada. A biotita possui pleocroísmo variando entre tons castanho avermelhado e verde pálido (Fotomicrografia 4.18). Esse mineral ocorre substituindo hornblenda especialmente nas clivagens e nas bordas do mineral. Em geral, os grãos são subidioblásticos e xenoblásticos, neste último caso esqueletiformes, com granulometria variando entre 0,4 e 1,2mm. Faz contato curvo, lobado ou reentrante com os grãos de anfibólio, bem como curvo e lobado com plagioclásio. A apatita ocorre inclusa no plagioclásio, é subédrica, prismática e ocorre com tamanho inferior a 0,03mm (Fotomicrografia 4.21).

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Fotomicrografia 4.18- Grão de hornblenda (Hb) Fotomicrografia 4.19- Grão de plagioclásio (Pl) com parcialmente substituído nas fraturas pela biotita (Bt). geminação da albita em enclave máfico. Ponto TT-80, Amostra em enclave máfico. Ponto TT-80, coordenada coordenada UTM 751462/ 8378386, datum WGS-84. UTM 751462/8378386, datum WGS-84. Luz plana Luz plana polarizada cruzada. polarizada cruzada.

Fotomicrografia 4.20- Substituição da hornblenda Fotomicrografia 4.21- Grão de apatita (Ap) incluso (Hb) pela actinolita (Act) em enclaves máficos. em plagioclásio (Pl) em enclaves máficos. Ponto TT- Plagioclásio (Pl). Ponto TT-35, coordenada UTM 85C, coordenada UTM 754062/8370182, datum WGS- 756858/8375368, datum WGS-84. Luz polarizada 84. Luz plana polarizada cruzada.

O epídoto exibe coloração verde pálida, é granular e ocorre, em geral, formando grãos subidioblásticos e xenoblásticos com tamanho variando entre 0,05 e 0,08mm. Associa-se com plagioclásio e hornblenda. A magnetita é xenomórfica com tamanho variando entre 0,02 e 0,7mm, estando freqüentemente associada ao anfibólio, ocorrendo nas bordas do mineral ou como inclusões. Esse mineral faz contato reto ou lobado com a hornblenda.

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4.2.4 Metagranitóides Este litotipo recobre 25% da área cartografada, ocupando as porções sul, sudeste, centro e nordeste do mapa (Apêndice 1). Correspondem a corpos cartografáveis na escala do mapeamento que fazem contato, ora intrusivo (Fotografias 4.14 e 4.15), ora transicional com migmatitos e ortognaisses (Fotografia 4.16). Além disso, podem ocorrer como diques com espessura centimétrica cortando as demais rochas do Complexo Santa Izabel, bem como a Seqüência Metavulcanossedimentar Urandi. Afloram, principalmente, em lajedos nas estradas que cortam a área de estudo ou em topos de morros, bem como em cortes de estrada e em lápide. Encontra-se pouco intemperizados, gerando solos rasos e arenosos, de coloração avermelhada a amarronzada, por vezes cinza claro. Em sua maioria as rochas são levemente anisotrópicas a isotrópicas, equigranulares, com coloração cinza claro e granulometria faneritica média. Em diversos afloramentos há presença de uma foliação incipientemente desenvolvida e marcada pela orientação preferencial de biotita. Nessas rochas, diques quartzo-feldspáticos, de granulometria fanerítica média a pegmatoidal podem ocorrer dobrados. Principalmente nas proximidades do contato com os migmatitos, observa-se que os corpos são concordantes com o bandamento do encaixante e apresentam uma xistosidade bem desenvolvida que associa-se a um proeminente bandamento gnáissico, marcando um contato transicional entre essas duas rochas. Além disso, estruturas nebulíticas, formando “fantasmas” de material gnáissico podem ser encontradas nesses granitos, bem como a presença de feições semelhantes a schlieren. Nesses domínios, dobras com geometrias complexas podem ser observadas. Tais mesoestruturas sugerem uma relação genética entre os monzogranitos e os migmatitos diatexíticos. Outras vezes, os contatos são discordantes, havendo truncamento do bandamento gnáissico pelo granito. Nesse caso, aflica assemelha-se ao que foi chamado de “leucossoma na fonte” por Sawyer (2008). A semelhança composicional entre o neossoma dos migmatitos e essas rochas pode ser um outro argumento para fortalecer a hipótese de que as áreas de ocorrência dos monzogranitos do Complexo Santa Izabel representam regiões em que os processos de migmatização estão francamente desenvolvidos. Ou seja, que esses granitoides são diatexitos gerados a partir da fusão dos ortognaisses. Estruturas rúpteis tais como falhas e fraturas de tração preenchidas por veios de quartzo, epídoto e magnetita são encontradas truncando essas rochas.

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Fotografia 4.14- Monzogranito Santa Izabel em contato intrusivo com migmatito metatexítico estromático desse mesmo complexo. Ponto ES-31, coordenada UTM 7550095/8373070, datum WGS-84. Visada em perfil.

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Fotografia 4.15- Monzogranito Santa Izabel em contato intrusivo com os ortognaisse desse mesmo complexo. Ponto TT-85, coordenada UTM 752035/ 8379455, datum WGS-84. Visada em perfil.

Fotografia 4.16– Granitóide Santa Izabel com estrutura nebulítica com dobras sugerindo contato transicional com os migmatitos do Complexo Santa Izabel. Ponto ES-27, coordenada UTM 755338/8373323. A visada é em perfil e a lapiseira aponta para norte.

Microscopicamente essas rochas são inequigranulares, e apresentam granulação fanerítica média. O estudo petrográfico demonstrou a presença dos seguintes minerais considerados ígneos: microclina (28-31%), plagioclásio (20-25%), quartzo (23-28%), biotita (3-8%), hornblenda (3-10%), zircão (0-1%), titanita (2-3%), magnetita (1-2%) e apatita (0- 1%). Por sua vez, mica branca (1-2%), epídoto (2-3%) e clorita (0-2%) são os minerais metamorficos (Tabela 4.5). De acordo com a figura 4.5, predominam monzogranitos. As microestruturas ígneas identificadas foram: (i) mimerquítica, marcada pelo intercrescimento de quartzo vermiforme em plagioclásio; (ii) poiquilítica, exibida pela inclusão de biotita, quartzo, apatita e zircão no plagioclásio; biotita no quartzo; e apatita e titanita em hornblenda; (iii) granofírica, assinalada pelo intercrescimento entre K-feldspato e quartzo; (iv) porfirítica, pela presença de fenocristais de K-feldspato e plagioclásio imerso em uma matriz mais fina. As microestruturas metamórficas ocorrem de forma subordinada, principalmente em amostras mais próximas ao contato do corpo com os migmatitos, tendo sido reconhecida as

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seguintes: (i) porfiroclástica, milonítica, núcleo manto, marcada pela presença de porfiroclastos de plagioclásio, microclina e quartzo envoltos por grãos poligonais recristalizados; (ii) granoblástica granular, por vezes poligonal, revelada pela presença de agregados de quartzo e feldspatos; (iii) pseudopoiquiloblástica e reação representada pela inclusão de epídoto e mica branca em plagioclásio, mica branca em K-feldspato e epídoto em hornblenda; (iv) kinkband envolvendo biotita, mica branca e plagioclásio.

Tabela 4.5- Composição mineralógica modal dos granitoides do Complexo Santa Izabel. K-feldspato (Kfs), plagioclásio (Pl), quartzo (Qtz), hornblenda(Hb), biotita (Bt, zircão (Zr), titanita (Ttn), minerais opacos (Mo), apatita (Ap), calcita Ca), clorita (Chl), mica branca (Mb) e epídoto (Ep). Tr-traço. Amostra/ Rocha Kfs Pl Qtz Bt Hb Zr Ttn Mgt Ap Mb Ep Clt Rocha (QAP) Minerais Encaixante Hornblenda TT- 101 Ortognaisse 30 20 28 3 10 tr% 2 2 tr% 2 3 0 Monzogranito Migmatito Biotita TT- 49 30 25 25 8 3 1 2 1 tr% 2 2 1 Diatexíticos Monzogranito Metabiotita TT – 78 Ortognaisse 31 25 24 7 5 tr% 2 2 2 2 0 Monzogranito Migmatito Hornblenda TT – 44 30 25 25 4 8 0 3 1 0 1 3 0 Diatexíticos Monzogranito Hornblenda TT-79-A Ortognaisse 28 24 25 4 10 0 3 2 0 2 2 0 Monzogranito Migmatito Biotita TT-27 28 24 23 7 6 1 2 2 1 2 2 2 Diatexíticos Monzogranito

A microclina (Fotomicrografias 4.22 e 4.23) ocorre como grãos tabulares, hipidiomórficos, preferencialmente, ou em agregados poligonais, sendo nesse caso xenoblástica, subordinadamente. Quando hipidiomófica, o tamanho varia entre 0,6 e 2,4mm. Por outro lado, quando xenoblástica a granulometria varia entre 0,04 e 2,0 mm. Associadas com esse mineral, pertitas podem ser encontradas. Os contatos microclina-quartzo, microclina-horblenda e microclina-microclina são retos. Apresenta extinção fraca à moderadamente ondulante e a geminação obedece a lei da periclina. Em geral, essa extinção forma planos retos, em alguns casos formando feixes pontiagudos, descontínuos. Contem inclusão primária de biotita, quartzo, apatita e zircão. Transforma-se em mica branca em função de reação metamórfica. Veios de epídoto podem truncar esse mineral.

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Figura 4.3- Composição modal dos granitoides do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

Fotomicrografia 4.22- Aspecto microscópico do monzogranito Santa Izabel com grãos tabulares subédricos de plagioclásio (Pl) e xenoblásticos de microclina (Mc) e quartzo (Qtz). Notar a presença de grãos poligonais de quartzo. Ponto TT- 49, coordenada UTM 749670/ 8380303, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

O plagioclásio (An 35%, andesina) (Fotomicrografias 4.22 a 4.24) pode ser encontrado principalmente como fenocristais ou formando agregados poligonais. Em geral, são subédricos, tabulares e assim como o quartzo, nos domínios com deformação a granulometria varia enormemente entre 0,8 e 2,5 nos domínios pouco deformados e entre 0,3 e 2,4mm onde há recristalização. Os contatos plagioclásio-plagioclásio, plagioclásio-biotita e plagioclásio- hornblenda são retos. Contatos curvos e lobados foram observados com microclina.

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Fotomicrografia 4.23- Mosaico ilustrando o aspecto da trama ígnea com grãos tabulares de microclina (Mc) exibindo geminação periclina. Notar a presença de quartzo (Qtz), epídoto (Ep), minerais opacos (Mo) e plagioclásio (PI). Ponto TT-101, coordenada UTM 750431/8381328, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

Fotomicrografia 4.24- Grão tabular subédrico de plagioclásio e com geminação albita deformada. Notar a presença de um microveio de quartzo (Qtz). Ep- Epídoto. Ponto TT- 49, coordenada UTM 749670/ 8380303, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

Ainda com relação ao plagioclásio, esse mineral apresenta extinção moderadamente ondulante e geminação segundo a lei da albita. A geminação é planar principalmente, podendo ocorrer pontiaguda. Em amostras com maior intensidade de alteração hidrotermal, essa geminação encontra-se parcialmente destruída devido à forte saussuritização do fenocristal. Inclusões primárias de biotita, quartzo, apatita e zircão podem ser observadas, assim como a substituição desse mineral por epídoto, calcita e mica branca. Fraturas preenchidas por quartzo são encontradas truncando os planos de clivagem.

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O quartzo ocorre intersticialmente distribuído, entre os feldspatos, apresentando-se anédrico (Fotomicrografias 4.22 e 4.23). Esse mineral apresenta-se como porfiroclastos ou formando agregados de grãos poligonais quando a rocha esta deformada. Subordinadamente, podem ser encontrados como grãos vermiformes, neste caso associado com mirmequita. Quando recristalizado é inequigranular com tamanho bastante variável entre 0,05 ae 2,8mm em virtude da presença de porfiroclastos e grãos poligonais. Nas rochas sem deformação, ou quando a deformação é incipientemente, o tamanho varia entre 1,4 e 2,8 mm. Os contatos quartzo-quartzo são curvos, amebóides, retos ou lobados, podendo também ser serrilhados. Por sua vez, os contatos quartzo-plagioclásio e quartzo-microclina são curvos, lobados e retos. Possui extinção fraca a moderadamente ondulante e pode conter inclusão de biotita. A biotita apresenta-se, em geral, nos interstícios entre os grãos de feldspatos e quartzo, podendo também ocorrer inclusa em quartzo, plagioclásio e microclina. Comumente, está associada com hornblenda e clorita (Fotomicrografias 4.25 e 4.26). Esse mineral apresenta-se fortemente pleocróico, com cores variando entre verde, marrom-esverdeado, marrom claro e castanho avermelhado. Preferencialmente, os grãos são esqueletiformes, anédricos, reliquiares do protólito, embora grãos lamelares, subédricos possam ser encontrados. Faz contatos retos com os outros minerais presentes nas amostras estudadas. Minerais opacos ocorrem inclusos na biotita.

Fotomicrografia 4.25 - Grãos de biotita (Bt) esqueletiformes associados com hornblenda (Hb), microclina (Mc) em monzogranito do Complexo Santa Izabel. Pl- plagioclásio. Ponto TT-101, coordenada UTM 750431/8381328, datum WGS-84. Luz plana polarizada cruzada.

A hornblenda ocorre com pleocroísmo variando entre verde claro e marrom, com hábito prismático, sendo subédrica. Comumente associa-se com a biotita (Fotomicrografias 4.25 e 4.26). O tamanho desse mineral varia entre 0,2 e 1,0mm. Os contato hornblenda- hornblenda e hornblenda-biotita são predominantemente retos e, em geral, esse mineral faz

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contatos lobados e curvos com quartzo, plagioclásio e microclina. A apatita e titanita ocorrem como inclusão primária, ao passo que clorita e epídoto substituem a hornblenda. O zircão é castanho, euédrico e ocorre incluso em plagioclásios. Cristais com halos pleocróicos foram observados. A titanita possui coloração castanha escura e ocorre predominantemente prismática, ocorrendo euédrica ou subédrica. A granulometria desse mineral varia entre 0,1 a 0,5 m, tendo sido observada inclusa em hornblenda e biotita. A apatita ocorre em grãos subédricos, prismáticos, em geral inclusa em biotita, plagioclásio (Fotomicrografia 4.27) e hornblenda.

Fotomicrografia 4.26 - Associação hornblenda (Hb) e Fotomicrografia 4.27 - Apatita inclusa em biotita (Bt) no monzogranito Santa Izabel. Qtz- plagioclásio saussuritizado no monzogranito Santa quartzo, Ep- epídoto e Pl- plagioclásio. Ponto TT-79- Izabel. Pl- Plagioclásio, Ap- apatita. Ponto TT-49, A, coordenada UTM 752035/ 8379455, datum WGS- coordenada UTM 749670/ 8380303, datum WGS-84. 84. Luz plana polarizada cruzada. Luz plana polarizada cruzada.

A mica branca ocorre associada com a biotita e feldspatos, nesse caso como mineral de alteração hidrotermal. Os grãos são lamelares, subidioblásticos, com tamanho variando entre 0,01 a 0,5 mm. Por vezes, encontra-se formando feição tipo kinkband. O epídoto encontra-se com coloração verde pálida e granular, subidioblástico a xenoblástico. A granulometria desse mineral varia entre 0,02 e 0,8mm. Ocorre como produto de alteração hidrotermal do plagioclásio e também associado com a biotita e com a hornblenda. Em algumas seções esse mineral foi observado incluso na microclina. A clorita está associada com hornblenda e biotita. Apresenta-se incolor ou verde pálida, com cor de interferência cinza de primeira ordem. É lamelar, subédrica a anédrica. A granulometria desse mineral varia entre 0,8 e 0,2mm.

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4.3. SÍNTESE DOS RESULTADOS DO ESTUDO PETROGRÁFICO Os dados de campo e petrográficos permitiram avançar em alguns aspectos geológicos sobre o Complexo Santa Izabel, na região de Urandi. Na área estudada predominam rochas ortoderivadas que foram gnaissificadas na fácies anfibolito. Tendo em vista a associação hornblenda e plagioclásio das rochas máficas e recristalização dos feldspatos. Nas rochas que compõem o bandamento composicional encontram-se feições relacionadas com a diminuição da granulometria por recristalização sin-tectônica à formação da foliação (xistosidade). Essa foliação milonítica encontra-se paralelamente posicionada com relação ao bandamento gnáissico. Nesse sentido, microestruturas do tipo porfiroclástica, núcleo-manto e granoblástica granular observadas em bandas félsicas do bandamento dos ortognaisses e do paleossoma dos migmatitos metatexíticos, somados com a microestrutura augen, sugerem que o bandamento gnáissico é milonítico. O desenvolvimento dessa estrutura está associado com a presença de zonas de cisalhamento que paralelizam os protólitos dos ortognaisses. Embora o estudo do metamorfismo do Complexo Santa Izabel não tenha sido foco desse estudo, com os estudos petrográficos puderam-se obter algumas informações importantes a cerca das condições metamórficas associadas com a evolução desse complexo. Os resultados revelaram a existência de duas paragêneses metamórficas, que estão sintetizadas na tabela 4.6. Como será demonstrado nos capítulos seguintes, a paragênese I, de fácies anfibolito, progressiva, tem provável idade paleoproterozóica, e foi responsável por reequilíbrio as paragêneses ígnea dos protólitos magmáticos enquanto que a paragênese II, de fácies xisto verde e associada com alteração hidrotermal, também progressiva, tem provável idade neoproterozóica. O mapeamento geológico e o estudo petrográfico apresentados demostram um aumento da intensidade de migmatização e do grau metamórfico em área a NNW, tendo em vista que nesse setor da área de trabalho afloram os migmatitos Diatexitos. Na região de Riacho de Santana, posicionada a norte de Urandi, Arcanjo et. al. (2000, 2005) observaram a presença de paragêneses de fácies granulito, tais como cordierita+microclina+ ortopiroxênio, encontrada nos gnaisses kinzigíticos. Na região de Urandi não foi observada a presença da paragênese de fácies granulito. Dessa forma, considerando as paragêneses obtidas por Arcanjo et. al. (2000, 2005), pode-se verificar que há um aumento de temperatura de metamorfismo do Complexo Santa Izabel em direção NW (Fig. 4.6). A presença de biotita, clorita, sericita e saussurita sugere a atuação de processos de alteração hidrotermal nas rochas do complexo Santa Isabel.

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Tabela 4.6- Paragêneses metamórficas observadas nas rochas do Complexo Santa Izabel. K-feldspato (Kfs), plagioclásio (Pl), quartzo (Qtz), hornblenda(Hb), biotita (Bt), zircão (Zr), titanita (Ttn), minerais opacos (Mo), apatita (Ap), calcita (Ca), clorita (Chl), mica branca (Mb) e epídoto (Ep).

Paragênese Rocha I II Fácies anfibolito alto Fácies xisto verde

Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Ortognaisses Ca, Clt, Mb, Ep Ttn, Mo, Ap

Migmatitos Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Ca, Cl, Mb, Ep Metatexíticos Ttn, Mo, Ap

Migmatitos Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Cl, Mb, Ep Diatexíticos Ttn, Mo, Ap Enclaves Pl, Hb, Bt, Ttn, Mgt, Qtz, máficos Act, Mb, Ep, Cl Ap,

Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Granitóides Mb, Ep, Cl Ttn, Mgt, Ap

A migmalização das rochas do Complexo Santa Isabel poderia estar associado com processos envolvendo: (i) pluma mantélica; (ii) extensão regional (metamorphic cored complex); ou (iii) por espessamento crustal associado com compressão ligada à estruturação orogênica envolvendo subducção. Tendo em vista a boa relação entre a migmatização e o desenho de dobras optou-se pela terceira hipótese.

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Figura 4.6 - a) Localização do Cinturão Móvel Urandi – Paratinga. b) Mapa geológico simplificado do Cinturão Móvel Urandi-Paratinga segundo Rosa (1999). A seta mostra o sentido do aumento do grau metamorfico no Complexo Santa Izabel.

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4. PETROGRAFIA DO COMPLEXO SANTA IZABEL

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Primeiramente, nesse subitem serão descritas as rochas do domínio félsico dos ortognaisses. As rochas máficas que ocorrem como enclaves serão descritas no item 4.2.3 dessa dissertação.

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TT-55 10 42 22 10 6 Tr 0 0 0 0 2 8 0 Metabiotita granodiorito

Figura 3.7 - Composição modal do Ortognaisse do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

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200

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Figura 3.9- Composição modal dos Migmatitos Metatexíticos do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

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210

Hornblenda TT-32 26 25 24 4 10 1 2 2 Tr 1 2 3 Monzogranito (Neossoma)

Hornblenda TT-86 30 24 24 3 6 1 3 2 1 1 3 2 Monzogranito (Neossoma)

Biotita Granodiorito GNC-1B 18 44 23 10 1 Tr 2 1 Tr 0 Tr 1 (paleossoma)

211

Figura 4.1 - Composição modal do neossoma dos Migmatitos diatexitos do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

212

biotita. Por sua vez, o contato quartzo-quartzo é curvo ou preferencialmente lobado. A extinção é moderadamente ondulante.

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Amostra/ Rocha Pl Hb Bt Ttn Mgt Qtz Ap Act Mb Ep Clt Rocha Minerais Encaixante

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Figura 4.2- Composição modal dos protólitos dos enclaves anfibolíticos do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Le Maitre (1878).

216

O plagioclásio (An 35%, andesina) ocorre principalmente na matriz da rocha e, subordinadamente, incluso na hornblenda. Em geral, os grãos são tabulares, subidioblásticos,

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221

Fotografia 4.15- Monzogranito Santa Izabel em contato intrusivo com os ortognaisse desse mesmo complexo. Ponto TT-85, coordenada UTM 752035/ 8379455, datum WGS-84. Visada em perfil.

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Figura 4.3- Composição modal dos granitoides do Complexo Santa Izabel. Campos e nomenclatura de acordo com Streckeisen (1978).

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A presença de biotita, clorita, sericita e saussurita sugere a atuação de processos de alteração hidrotermal nas rochas do complexo Santa Isabel.

Paragênese Rocha I II Fácies anfibolito alto Fácies xisto verde

Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Ortognaisses Ca, Clt, Mb, Ep Ttn, Mo, Ap

Migmatitos Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Ca, Cl, Mb, Ep Metatexíticos Ttn, Mo, Ap

Migmatitos Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Cl, Mb, Ep Diatexíticos Ttn, Mo, Ap Enclaves Pl, Hb, Bt, Ttn, Mgt, Qtz, máficos Act, Mb, Ep, Cl Ap,

Kfs, Pl, Qtz, Bt, Hb, Zr, Granitóides Mb, Ep, Cl Ttn, Mgt, Ap

229

230

5. GEOLOGIA ESTRUTURAL

5.1. INTRODUÇÃO A área de estudo apresenta um arcabouço estrutural complexo, com um acervo de estruturas sugerindo deformação progressiva. Apesar de alguns trabalhos de análise estrutural já terem sido realizados na área de estudo, tais como Bertholdo (1994), Arcanjo et al. (2000, 2005) e Figueiredo (2009), pouca ênfase foi dada à análise da evolução deformacional do Complexo Santa Izabel-CSI. Nesse capítulo pretende-se apresentar os resultados da análise deformacional que foi realizada com foco na determinação da relação temporal entre a migmatização do Complexo Santa Izabel e as estruturas secundárias identificada em campo. Os dados estruturais serão apresentados em dip direction.

5.2. FASES DEFORMACIONAIS E ESTRUTURAS ASSOCIADAS Nos domínios em que a migmatização é incipiente, a análise estrutural permitiu a identificação de quatro fases deformacionais compressionais de caráter regional dúcteis aqui designada por Dn-1, Dn, Dn+1 e uma fase dúctil – rúptil denominada Dn+2.

5.2.1. Fase Dn-1 As estruturas dessa fase estão relacionadas com a presença de um bandamento gnáissico e de uma xistosidade associada que foram encontradas em dobras intrafoliais isoclinais internas à foliação da fase Dn (Fotografia 5.1). Essa estrutura pode estar relacionada com eventos metamórficos deformacionais possivelmente de idade em acima de 2.6 Ga, tendo em vista os resultados das análises geocronológicas obtidos nessa dissertação e apresentados no capítulo 6 (vide amostra OPU 6357). 5.2.2. Fase Dn Esta fase de deformação é predominantemente dúctil e gerou estruturas como dobras isoclinais, intrafoliais sem raiz, dobras em bainha, boudins simétricos e assimétricos, sigmóides de foliação, uma xistosidade Sn-1//Sn (Fotografia 5.2), uma lineação de estiramento mineral (Lxn) e um bandamento gnáisso. Em um afloramento próximo à cidade de Urandi encontrou-se uma feição de interferência em laço associada com dobras isoclinais intrafoliais à foliação Sn-1//Sn. A xistosidade Sn-1//Sn é espaçada e marcada pela orientação preferencial de quartzo, feldspatos, hornblenda e biotita. Em alguns afloramentos, pode ser observada uma foliação milonítica, com presença de augen de feldspato alcalino,

231

porfiroclastos de feldspatos que estão imersos em uma matriz de grãos recristalizados e de menor granulometria nesse sentido, rochas da serie milonítica são geradas, predominando ultra-milonitos. Essa fase foi responsável pela justaposição de rochas arquenas de composição distintas e formação de um proeminente bandamento gnáissico, que é a estrutura dominante do Complexo Santa Izabel. Tendo em vista as estruturas dominantes, acredita-se que trata-se de uma fase associada com a tectónica tangencial com desenvolvimento de dobras recumbentes e transposição das mesmas com a geração de uma foliação Sn.

Sn-1//Sn

Fotografia 5.1– Foliação Sn-1 observada em dobras isoclinais intrafoliais sem raiz internas à foliação Sn em ortognaisse do complexo Santa Izabel. Ponto T-T-85 coordenada UTM 754062/ 8370182. Visada em planta. A lapiseira aponta para o norte. O trend da foliação Sn-1//Sn é, em geral, segundo NNE-SSW com mergulho variando entre 60° a 80o. O plano máximo apresentado na figura 5.1 posiciona-se em 089/75. A concentração de estruturas com mergulho para E provavelmente está associada com a escala regional das dobras do CSI. A lineação de estiramento (Lxn) é marcada pela orientação preferencial de quartzo e feldspatos nos ortognaisses e migmatitos e de anfibolitos nos enclaves máficos. O máximo obtido para essa estrutura foi 101/59. A relação espacial obtida entre a foliação Sn-1//Sn e lineação de estiramento Lxn e apresentadas nas figuras 5.1 e 5.2 sugere que essa lineação é, em sua maioria, uma estrutura de alta obliquidade. Entretanto, há um grande espalhamento da posição dessa estrutura nos quadrantes NW e SE. Possivelmente, essas orientações devem representar movimentos ao longo da direção NW-SE, que estariam associados com a partição

232

da deformação durante a tectônica tangencial ou refletem estruturas mais antigas (Dn-1?) que foram preservadas da deformação Dn.

Sn-1//Sn

Fotografia 5.2- Bandamento composicional e xistosidade em ortognaisses do Complexo Santa Izabel. Ponto ES- 60, coordenada UTM 747978/ 8373970. Visada é em perfil e direcionada para leste.

Figura 5.1- Diagrama de isodensidade polar para os planos da foliação Sn. O grande círculo meridional representa o plano máximo, que está posicionado em 091/71. O grande círculo posicionado em EW representa o plano de perfil calculado para a dobra da fase da fase Dn+1’. O pólo da guirlanda, ou a Lbn+1’ calculada, está representado pela estrela vermelha e possui coordenada 182/09. Hemisfério inferior.

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Figura 5.2- Diagrama de isodensidade polar para a lineação Lxn. O máximo posiciona-se em 101/59. O grande círculo posicionado em NW-SE representa o plano de perfil calculado para a dobra da fase Dn+1’. O pólo da guirlanda ou a Lbn+1’ calculada, está representado pela estrela vermelha e possui coordenada 217/21. Hemisfério inferior.

5.2.3. Fase Dn+1 Esta fase de deformação foi subdividida em dois estágios, denominados de Dn+1’ e Dn+1’’. No estágio Dn+1’ houve a rotação passiva das estruturas Dn, ocorrendo o desenvolvimento de dobras fechadas a abertas, cilíndricas, classificadas como normal horizontal (sensu Fleuty 1964). Essas estruturas formam antiformes e sinformes de escala regional com envoltória simétrica de segunda ordem. Dobras parasíticas assimétricas em S, Z (Fotografia 5.3) e dobras parasíticas simétricas em M/W (Fotografia 5.4) são encontradas. As charneiras posicionam-se, em geral, segundo 192/09 (Figura 5.4), ou seja, com suave caimento para sul. A distribuição dos pólos da foliação e da lineação de estiramento nos diagramas das figuras 5.2 e 5.3 também sugerem a existência de dobras com trend aproximadamente N-S e caimento para sul. As orientações encontradas para as dobras do Complexo Santa Izabel são muito semelhantes ao que foi obtido por Figueiredo (2009) para a Sequencia Metavulcanossedimentar Urandi, embora que nessa sequência as dobras sejam acilíndricas. Os domínios estromáticos de migmatitos encontram-se dobrados (Fotografias 5.3 e 5.4). Além disso, diques do granitoides Santa Izabel truncam essas estruturas (Fotografia 5.3).

234

Figura 5.3- Diagrama de isodensidade polar para a lineação Lbn+1’ .O valor máximo calculado é 192/09. Hemisfério inferior.

Fotografia 5.3– Dobra assimétrica em Z em migmatitos metatexíticos do Complexo Santa Izabel. Notar a presença de estromas dobrados e de dique de granitóide desse complexo, (seta). Ponto ES-3, coordenada UTM 754671/ 8372908. Visada é em perfil e para norte.

No estágio Dn+1’’ houve o desenvolvimento de zonas de cisalhamento dúcteis sinistral a sinistral reversa (Fotografia 5.5). Nessas zonas há o desenvolvimento de uma foliação milonítica e de um bandamento gnáissico (Sn-1//Sn//Sn+1”). O plano máximo encontrado para essa estrutura é 281/77 (Fig. 5.4), embora existam planos com mergulho para leste. Em alguns afloramentos é possível observar que essas estruturas truncam as dobras do estágio anterior, bem como os migmatitos estromáticos (fotografia 5.5 e 5.6).

235

Fotografia 5.4– Dobra simétrica em M em migmatitos metatexíticos do Complexo Santa Izabel. Ponto ES-31, coordenada UTM 7550095/8373070. Visada é em perfil, o cabo do martelo aponta para sul.

Fotografia 5.5– Migmatitos metatexíticos do Complexo Santa Izabel apresentando dobras fechadas que são transpostas por zonas de cisalhamentos sinistrais do estágio Dn+1’’. Ponto TU-10, coordenada UTM 752594/8387391. A lapiseira aponta ponta para norte.

Na foliação Sn-1//Sn//Sn+1” hospeda-se uma lineação de estiramento (Lxn+1’’) de baixa obliqüidade e marcada pela orientação preferencial de K-feldspato e quartzo. O máximo encontrado na figura 5.5 é 192/03. Os principais indicadores de movimento desse estagio são dobras de arrasto e sigmóides de foliação (Fotografia 5.6). A distribuição dos indicadores cinemáticos sugere a presença de um campo remoto de tensão com orientação NW-SE. 236

N = 32

Figura 5.4- Diagrama de isodensidade polar para a foliação Sn+1’’com plano máximo posicionado em 281/77. O grande círculo N/S representa o plano máximo e tem valor 088/65. Hemisfério inferior. N = número de medidas.

Fotografia 5.6– Indicador de movimento (Sigmoide de foliação) em migmatitos metatexíticos do Complexo Santa Izabel. Em verde as setas estão posicionadas segundo o campo de tensão interpretado para a fase de deformação Dn+1. Ponto TU-10, coordenada UTM 752594/8387391. A lapiseira aponta ponta para norte.

237

N = 33

Figura 5.5- Diagrama de isodensidade polar para a lineação de estiramento Lxn+1’’ com valor máximo em 192/03. Hemisfério inferior. N = número de medidas.

5.2.4. Fase Dn+2 Essa fase e responsável pela reativação de algumas zonas de cisalhamento do estágio Dn+1’’e pela nucleação de zonas de cisalhamento reversas a reversa-destrais com orientação principal 084/76 (Figura 5.6a). Zonas de cisalhamento com orientação WNW-ESE possuem componente direcional sinistral (Figura 5.6b). Essas estruturas planares são dúctil-rúpteis, rúptil-dúcteis e rúpteis (falhas) e as dúctil-rúpteis apresentam uma foliação milonítica Sn- 1//Sn//Sn+1”//Sn+2.

N = 32 N = 35

Figura 5.6- Diagrama de isodensidade polar para as zonas de cisalhamento e falhas com movimento destrais (a, plano máximo 084/76) e sinistrais (b, plano máximo 194/78). Hemisfério inferior. N = número de medidas.

A lineação de estiramento mineral (Lxn+2) posiciona-se em 056/52 (Figura 5.7) sendo, por tanto, de alta obliqüidade. Os principais indicadores de movimento são estruturas S/C, sigmóides de foliação, dobras de arrasto e off-set de marcadores tabulares, como por

238

exemplo, diques (Fotografia 5.7). Essa fase foi responsável pela nucleação de uma estrutura em flor positiva que localiza-se a sudoeste da cidade de Urandi e envolve a sequencia Metavulcanossedimentar de Urandi e os ortognaisses do Complexo Santa Izabel. Essa estrutura está aconrada em uma zona de cisalhamento com movimento destral-reverso que foi identificado por Figueiredo (2009). Nos rumos noroeste e sudeste da estrutura em flor é possível identificar a presença de estruturas de cavalgamento com falhas reversas e dobras de arrasto. A distribuição dos indicadores de movimento sugere um campo de tensão segundo WSW-ENE. Uma mineralogia de alteração hidrotermal está associada com essa fase.

N = 107

Figura 5.7- Diagrama de isodensidade polar para a lineação Lxn+2. Máximo de N056/52. Hemisfério inferior. N = número de medidas.

5.3. RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE A MIGMATIZAÇÃO E AS DEFORMAÇÕES A relação temporal entre as estruturas deformacionais e aquelas associadas com a migmatização foram determinadas a partir das feições de truncamento entre as estruturas observadas em campo. A presença de migmatitos estromáticos dobrados, bem como de xenólitos de migmatitos metatexíticos (Fotografia 5.8) e de ortognaisses dobrados em diatexitos permitem sugerir que a migmatização ocorreu durante o espessamento crustal relacionado com a nucleação de dobras do estágio Dn+1’. As idades U-Pb (zircão; laser ablation) obtidas em neossomas de migmatitos (Amostra 6432, vide cap. 5) e em uma amostra de granitóide desse complexo (Amostra 6355, vide cap. 6) sugerem que essa fase de deformação ocorreu entre 2.10 Ga e 2.06 Ga. Durante a migmatização o material fundido migrou por fraturas indo formar diques de granitóides.

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Fotografia 5.7– Falha da fase Dn+2 nucleada em migmatitos metaxíticos do Complexo Santa Izabel. A tensão principal está representado pelas setas verdes. Ponto TU-20 coordenada UTM 7550095/8373070.

Fotografia 5.8– Xenólito de migmatito metatexítico em diatexito do Complexo Santa Izabel. Ponto TT-14, coordenada UTM 747962/ 8386101. A lapiseira aponta ponta para norte.

As zonas de cisalhamento do estágio Dn+1” truncam e re-estruturam os migmatitos estromáticos e diatexíticos do Complexo Santa Izabel, bem como o granitóide desse complexo (Fotografia 5.9). Desta forma, essas estruturas são posteriores ao processo de migmatização,

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ou seja, possuem idade mais jovem do que 2.06 Ga. Já que essa foi a idade máxima de cristalização dos granitos do Complexo Santa Izabel. (vide capitulo 6 dessa dissertação).

Fotografia 5.9– Zonas de cisalhamento da fase Dn+1” truncando os migmatitos metatexíticos do Complexo Santa Izabel. Ponto TU-10, coordenada UTM 752594/8387391. Visada em planta.

5.4. SÍNTESE DA ANÁLISE ESTRUTURAL E MODELO E EVOLUÇÃO DEFORMACIONAL A partir do arcabouço estrutural levantado e dos dados geocronológicos presentes no (cap. 06) foi possível elaborar um modelo deformacional para a área de estudo (Figura 5.9). Na fase Dn-1, provavelmente de idade mais antiga do que 2.6 Ga, houve a formação de uma foliação Dn-1, que foi transposta pela fase seguinte. Na fase seguinte, Dn, houve o desenvolvimento de zonas de cisalhamento de baixo ângulo, provavelmente associadas com uma tectônica tangencial compressional com formação de dobras recumbentes. Não foi possível determinar o campo de tensão associado com essa fase deformacional, mas a distribuição da lineação de estiramento mineral permitir supor que o transporte tectônico deu- se na direção geral ESE-WNW um metamorfismo progressivo de faces anfibolito associa-se as fase Dn e Dn+1.

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Figura 5.9- Modelo da evolução estrutural para as fases de deformação compressionais da porção SW do Bloco Gavião. As setas verdes e azul indicam a posição da tensão máxima regional. Dn+1 verde; Dn+2 azul. A fase compressional seguinte, Dn+1, levou ao espessamento crustal com nucleação de dobras. A migmatização dos protólitos arqueanos do Complexo Santa Izabel ocorreu no estágio Dn+1’, entre 2.1 e 2.06 Ga. A tectônica tangencial da fase Dn e do estágio Dn+1’

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evoluiu para um sistema transpressional sinistral com encurtamento segundo NW-SE. Esse campo de encurtamento é semelhante ao que foi determinado por Barbosa & Sabaté (2002, 2004) para o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, a leste da área de trabalho. A paragênese metamórfica das fases Dn e Dn+1 estão equilibradas na fácies anfibolito, sendo que o estágio Dn+1 é de fácies anfibolito alto. O conjunto de dados petrográficos, estruturais e geocronológicos (vide cap. 6) levantados até o momento permite sugerir a existência de um cinturão deformacional e metamórfico riaciano-orosiriano que estruturou protólitos arqueanos do Complexo Santa Izabel. Interpretação semelhante a essa, mas balizada por dados petrológicos, também foi realizada por Mascarenhas (1979) e Rosa (1999). A última fase deformacional compressional, Dn+2, reflete uma mudança no campo de tensão para WSW-ENE. Esse campo é semelhante ao que foi identificado por Cruz & Alkmim (2006) para as estruturas neoproterozóicas da região. O metamorfismo associado com essa fase é de fácies xisto verde. Vale ressaltar que entre as fases Dn+1”e Dn+2 houve a instalação do sistema de Riftes do Espinhaço/Macaúbas durante paleo-meso/neoproterozóico, respectivamente (Schobbenhaus 1996). A partir do exposto, e de forma preliminar, pode-se interpretar para a área de estudo dois eventos metamórficos/deformacionais. O primeiro, de idade paleoproterozóica, está relacionado com as fases Dn e Dn+1 e atingiu condições de fácies anfibolito alto. O segundo, de idade neoproterozóica, está associado com a fase Dn+2. A partir dos dados geocronológicos que serão apresentados no capítulo 6 pôde-se interpretar a existência de um terceiro evento metamórfico, que é mais antigo que os dois acima descritos. Possivelmente, esse evento é de idade em torno de 2.6-2.5 Ga e está relacionado com a fase Dn-1.

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6. PETROGRAPHY, STRUCTURAL ANALYSIS AND GEOCHRONOLOGY OF THE SANTA IZABEL ARCHAEAN COMPLEX, SAO FRANCISCO CRATON, BRAZIL

Eder Luis Mathias Medeiros, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Johildo Salomão Figueiredo Barbosa, Jean-Louis Paquette, Jean-Jacques Peucat, Richard Armstrong

Abstract The Santa Izabel Complex includes ortho- and paraderived rocks that occur in the west of the Gavião Block, in the northern portion of the Cráton of São Francisco. In the studied area occur orthogneisss, migmatites and monzogranites. The orthogneisss display rocks compositions ranging from monzogranite to tonalite associated to mafic enclaves. The migmatites consist of amoeboid bodies making transitional contact with the orthogneisss and are classified as metatexitic and diatexitic. In the former were identified stromatic structures of expansion in network, whereas in diatexitic were observed nebulitic structures, schlieren and scholen. In these rocks, hornblende is bordered by biotite and the dominant leucosome composition is granodioritic to monzogranitic. Monzogranites bodies are isotropic to slightly anisotropic in the body center and banded to a foliated in the border. These rocks are generally intrusive or transitional into the migmatites and orthogneisss. They can also occur as centimeter-thick dikes cutting these rocks. Four phases of deformation ductile have been identified, with development of structures with general direction NNE-SSW generated under stress field NW-SE. The last phase of deformation is ductile-fragile and nucleated under stress field WSW-ENE. In situ U-Pb dating of migmatites demonstrates the strong reworking of a 3.1 Ga Mesoarchean basement during a Paleoproterozoic partial melting episode recorded at 2.1 Ga. This latter crust melting episode was followed by the emplacement of an undeformed syeno-granite at 2.06 Ga. Finally, a 2.6 Ga age was recorded in a migmatitic gneiss of syenitic composition which might be related to the alkaline magmatism of similar age already characterized in the Gavião Block. Keys words: migmatite, Paleoproterozoic, zircon.

6.1. INTRODUCTION The Santa Izabel Complex is located in the west of Gavião Block at the transition between São Francisco Craton of and the Araçuaí Orogen (Figs. 6.1 and 6.2). It represents a range of ortho- and paraderived metamorphites with general N-S orientation and has been studied by several authors (Barbosa & Moutinho da Costa 1973, Portela et al 1976, Moutinho da Costa & Silva, 1980, Fernandes et al. 1982, Santos 1999, Arcanjo et al. 2000, 2005, Delgado et al. 2004, Medeiros et al. 2011). The presence of granulitic rocks in this complex led Mascarenhas (1979) to propose the existence of an Archaean mobile belt, which was called Santa Izabel Belt. In turn, Rosa et al. (1996) and Rosa (1999) suggested the existence of Urandi-Paratinga Mobile Belt, which comprises the units of the Santa

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Izabel Complex, the metavolcano-sedimentary sequences of Riacho de Santana and Urandi and the multiple and late orosirian c.a. 2.0 Ga intrusions of the Guanambi-Urandi Batholith. Recently, Cruz et al. (submitted) proposed the expansion of this belt area toward Brumado, suggesting the existence of a Paleoproterozoic belt called Urandi-Paratinga-Brumado.

Figure 6.1- Schematic geological map showing the limits, marginal fold belts and major structural units of the São Francisco Craton. GB – Gavião Block, JB – Jequié Block, SB – Serrinha Block, ISCB, Itabuna-Salvador- Curaçá Block, CD- Chapada Diamantina plateaux, NEM- Northern Espinhaço Mountain, SFB- São Francisco Basin (adapted from Alkmin et al., 1993). The grey rectangle indicates the study area.

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Figure 6.2- Simplified geologic map encompassing the Gavião Block, Paleoproterozoic Lagoa Real Complex granitoids, and Proterozoic Espinhaço and São Francisco Supergroup covers. The rectangle represents the area of the Abaíra-Jussiape Anticlinal. Cities: 1 – Brumado, 2 – Aracatu, 3 – Caetité, 4 – Jussiape, 5 – Macaúbas, 6 – Condeúba, 7 – Paramirim, 8 – Guanambi, 9 – Urandi. The grey rectangle indicates the study area. Modify of the Cruz et al. (2012).

Despite having been studied since the 70s of last century, little is known about the petrological and tectonic evolutions of this complex. The aims of this paper are presenting new structural and

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geochronological data of the Santa Izabel Complex in order to correlate them to the study of the tectonic evolution of the Gavião Block.

6.2. REGIONAL GEOLOGY In the northern portion of the São Francisco Craton are identified four archaean blocks that collided to form the Paleoproterozoic Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, called Jequié, Serrinha Itabuna-Salvador-Curaçá and Gavião. The Gavião Block may be subdivided into northern portion, in the region of Sobradinho and the southern portion, in the valley of the Paramirim river (Fig. 6.1). In the southern portion, this block consists of gray orthogneisss of tonalitic-granodioritic-granitic composition, mafic enclaves, amphibolite and granulite facies migmatites (Martin et al. 1991, Cordani et al. 1992, Martin et al. 1997, Santos- Pinto et al. 1998, Bastos-Leal et al. 2000), and remaining of Archean metavolcano-sedimentary sequences called Contendas Mirantes, Mundo Novo, Ibitira- Ubiraçaba, Brumado, Guajeru, Riacho de Santana, Urandi, Boquira e Licínio de Almeida (Cunha & Fróes 1994, Arcanjo et al. 2000, Bastos-Leal et al. 2003, among others). Geochronological studies suggest a polycyclic history for this block with three major Archean magmatic events between 3.4-3.2 Ga, 3.2-3.1 Ga and 2.9-2.7 Ga (Santos-Pinto 1996, Santos-Pinto et al. 1998, Bastos-Leal et al. in 1998, Cruz et al. 2012). In this context, the Western region of the Gavião Block is in contact with the Santa Izabel Complex, comprising orthogneisss with amphibolites and meta-ultramafic enclaves, in addition to migmatites, kinzigitic gneisses, calcisilicatic rocks, banded iron formation and ultramafics (Barbosa & Moutinho da Costa 1973, Portela et al 1976, Moutinho da Costa & Silva 1980, Fernandes et al. in 1982, Santos 1999, Arcanjo et al. in 2000, 2005, Delgado et al. 2004, Medeiros et al. in 2011, Cruz et al. in preparation). Hydrotermalized and metamorphosed peridotites with suggestive spinifex magmatic textures were described by Arcanjo et al. (2005). In the Santa Izabel Complex the orthogneisss and migmatites are metaluminous to peraluminous, with REE patterns typical of Archaean TTG's (Teixeira 2000). According to this author, the ultrabasic enclaves may represent a primitive liquid with komatiitic affinities. Moreover, studies of chemical signature in enclaves mafic suggest transition between the series tholeiitic and alkaline and this rocks was interpreted how dykes. Whole rock Rb/Sr dating in the orthogneisss yielded ages of 2570  220 Ma (Jardim de Sá et al., 1976) and 2680  83 Ma (Brito Neves et al. 1980). In orthogneisss of this complex, Rb/Sr age (reference isochron, in whole rock) of 2570 Ma220 and 2680  83 Ma were obtained by Jardim de Sá et al. (1976) and Brito Neves et al. (1980), respectively. The initial ratios for these authors obtained were 0.707  0.004 and 0.705  0.002. In turn, Fernandes et al. (1982) and Mascarenhas & Garcia (1989) obtained by the same method ages 2700 Ma e 3030  10, 2685  97 Ma using the same method, with initial reasons of 0,704  0,001 and 0,705  0,002, respectively. Also in orthogneisss, Sm-Nd model age (TDM) about 3.1 Ga was obtained by Bastos- Leal (1998) and 3.07 Ga by Arcanjo et al. (2000). For ultramafic rocks of this complex, Arcanjo et al. (2000) obtained TDM model ages 3370Ma.

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In an enclave of orthogneiss obtained in the southwestern border of Maciço de Cara Suja, a palaeoproterozoic granitoid, Rosa (1999) obtained a age U-Pb (Laser Ablation–ICPMS/zircon) of

231 3352 290 Ma for the Santa Izabel Complex.

Paleoproterozoic (Rhyacian and Orosirian) granitoids occur (Fig. 6.2) and are usually isotropic to weakly anisotropic. These rocks are intrusive in the Santa Izabel Complex and have subalcaline, ultrapotassic and shoshonitic chemical composition (Rosa et al. 1996). In particular, there are the rocks of the Guanambi-Urandi monzosienitic batholith (Rosa et al. 1996, Rosa 1999) that comprises multiple and late intrusions. In the Guanambi multiple intrusions and by U-Pb (zircon, isotope dilution) Rosa et al. (1996) and Rosa (1999) obtained age 2054±8 Ma. To late intrusions, namely Cara Suja, Ceraíma and Estreito Rosa et al. (1996) obtained ages 2053±3 Ma, 2050.4±1 Ma and 2054±3 Ma, respectively, by U-Pb (zircon, isotope dilution). To Rosa et al. (1996), Rosa (1999) and Barreto (2005), these shoshonitic alkaline rocks are chemically compatible with rocks generated in subduction environments. Metassedimentary rocks of paleo/Meso and Neoproterozoic ages are in the supergroups Espinhaço and São Francisco that ocurr in Northern Espinhaço range and San Francisco Basin (Fig. 6.1). The Espinhaço Supergroup comprises a siliciclastic sequence with felsic volcanites on the base. These volcanites were dated by Danderfer et al. (2009) having obtained two ages (U-Pb zircon SHRIMP): 1731 ± 5 and 1582 ±8Ma. Mafic dikes of Gabbroic and chemical composition compatible with continental anorogenic magmatism intruded rocks of the Espinhaço Supergroup (Loureiro et al. 2008, Danderfer et al. 2009, Teixeira 2005, 2008). Also, in this case two main groups were identified: Group I: 1492 ± 16 Ma (Loureiro et al, 2010), 1514 Ma (Babinsnky et al. 1999) and 1496 Ma (Guimarães et al, 2005), Group II-854 ± 23 Ma (Danderfer et al. 2009) and 834 Ma (Loureiro et al, 2010).

6.3. THE ORTHOGNEISSS, MIGMATITES AND MONZOGRANITES OF SANTA IZABEL COMPLEX In the study area (Fig. 6.3) the Santa Izabel Complex is composed of (i) orthogneisss; (ii) amphibolitic mafic enclaves; (iii) migmatites, subdivided into metatexitic and diatexitic migmatites (Sensu Sawer 2008); and (iv) monzogranites. The contact between the rocks of the Santa Izabel Complex and Urandi Metavolcanosedimentary Sequence is a reverse shear zone. These rocks are intruded by the Estreito Granitoid. The orthogneisss (Fig. 6.4a) has compositional banding formed by the alternation of monzogranites, monzodiorites, syenogranites, tonalite and granodiorite with amphibolite enclaves. In the felsic levels main accessories are biotite and hornblende. The bands have millimeter to centimeter wide and are discontinuous.

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The migmatites form amoeboid bodies and divided into metatexitic (Fig. 6.4b-f) and diatexitic (Fig. 6.5a-e). The contact between the migmatites and orthogneisss is transitional and .the orthogneisss are considered as protoliths rocks. Stromatic structures (Fig. 6.4b,c) can be observed and subordinately, expansion (Fig. 6.4b) and network (Fig. 6.4d) structures associated with anatexis processes (Sensu Sawer 2008). The neosome occurs in discontinuous areas forming millimetric to centimetric levels generally outlined by biotite. In general, the melt is presented parallel to the deformational foliation of the rock, also forming a gneiss banding bordered by biotite. Eventually, leucosome dykes can be found truncating the migmatitic plot and in this case constitute structures generated in situ and injected into areas of low strenght. In the migmatites diatexitic (Fig. 6.5a-f) the leucosome and neosome composition are granodioritic and monzogranitic. Migmatization structures, for the most part, are nebulitic (Fig. 6a-c) and subordinately, schlieren and scholen (Fig. 6.5c-e). In areas with nebulitic structure can be seen a preferred orientation of biotite and enclaves (Fig. 6.5d), similar structures of the magmatic flow, and gravitational banding (Fig. 6.5f). Migmatites diatexitic nebulitic are leucocratic, gray, with fine to medium grained, but coarser granulation are common. In turn, the neosome in the migmatites diatexitic schollen are covering discontinuous fragments, often boudinated from the paleosome. In this case these fragments or xenoliths of paleosome occur discontinuously and the neosome is fully interconnected (Fig. 6.5c-e). In both metatexitic and diatexitic migmatites were observed reaction microstructures that are revealed by the features of hornblende replacement in biotite and the microcline growth on the edges and plagioclase cleavages reflect the interaction of anatetic liquid with the paleosome of migmatites (Fig. 6.4e, f).

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Figure 6.3- Geologic map of the study area with the location of the samples dated.

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Figure 6.4- The macroscopic and microscopic aspects of rocks in the mapped area of Complexo Santa Izabel: a) orthogneiss b) diatexitic migmatite with mafic enclave (paleosome) and stromatic strucuture. Note the presence of dilation structure; b) Stromatic metatexitic migmatite; d) metatexitic migmatite showing net structure (sensu Sawer 2008); e-f) Rim of reaction with biotite (Bt) on border of hornblende (Hb) in metatexitic migmatite. Ep- epidote, Kfs- K-feldspar, Pl- plagioclase, Qtz- quartz.

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Figure 6.5- The macroscopic aspects of migmatites in the mapped area of Complexo Santa Izabel: a) migmatite diatexitic; b) migmatite diatexitic with nubulitic structure; c) nubulitic, sholen and schlieren migmatite diatexitic; d-e) sholen migmatite diatexitic; f) preferred orientation of biotite forming magmatic flow foliation and primary banding in migmatite diatexitic.

The monzogranites form continuous bodies with contact sometimes intrusive, sometimes transitional in the migmatites and orthogneisss, but they can also occur as centimeter-thick dikes cutting these rocks, as well as Urandi Metavolcanosedimentary Sequence (Fig. 6.3). In the center of the rocks bodies are slightly anisotropic to isotropic, equigranular, holocrystalline with light gray color and medium phaneritic granulation. At the edges of the

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bodies there is the presence of a penetrative foliation, marked by preferred orientation of biotite. Eventually, we can observe the presence of folds with geometry and different positions. Moreover, nebulitic structures forming "ghosts" of gneiss material can be observed, as well as the presence of schlieren. Such mesostructures suggest genetic relationship between monzogranite and migmatites diatexitic through anatetic processes. The compositional similarity between these rocks may be another argument to strengthen the hypothesis that these occurrence areas of Santa Izabel Complex represent monzogranites regions where the migmatitized processes dominates. Moreover, discordant and intrusive features between these rocks and migmatites may be observed suggesting migration of the anatectic liquid to open fractures.

6.4. STRUCTURAL FRAMEWORK In areas where migmatization is poorly developed, the structural analysis allowed the identification of four compressional deformation phases, are summarized in Table 6.1. The structure comprises a dominant foliation (Sn-1//Sn) and stretching lineation (Lxn) oriented 271/19 and 101/59 (Figs. 6.6a, b), respectively, that are structured according to folds (Phase Dn+1’) (Figs. 6.7a, b) with symmetrical envelope and hinge lineation oriented 192/09 (Fig. 6.6c). These folds are truncated by ductile sinistral reverse shear zones (Phase Dn+1”) (Fig. 6.7c, d) with mylonitic foliation preferred oriented 281/77 (Fig. 6.8a) with stretching lineation (Lxn) oriented 192/73 (Fig. 6.8b) and ductile destral reverse shear zones (Phase Dn+1”) with with mylonitic foliation preferred oriented 009/81 (Fig. 6.8c), both developed under far stress field NNW-SSE (Phase Dn+1). The relations of truncation observed in the field suggest that orthogneiss migmatization occurred with or later to the generation of folding and prior to the nucleation of sinistral shear zones. An argument in favor of this hypothesis is the presence of paleossome with varied styles of folds found in the leucosome of migmatite diatexitic (Fig. 6.7b) and stromatic metatexitic migmatite and folded truncated by transpressional sinistral shear zones (Figs. 6.7c, d). Locally, shear zones with dextral and sinistral reverses kinematics (Phase Dn+2) (Figs. 6.8d, e) and preferred oriented 084/76 and 194/78, respectively, was formed with stress field associated with WSW-ENE. These structures reactivated older deformational structures. These structures are related to what was described by Cruz & Alkmim (2006) in rocks of the São Francisco Supergroup, of neoproterozoic age.

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Table 6.1. Phases of deformation and associated structures in Santa Izabel Complex.

Deformational Structures Far Field Stress phase Dn-1 Gneissic foliation Sn-1. Pré-migmatization. ? Dn Sn Gneissic foliation (Maxim plane 091/71), isoclinal folds, mylonitic foliation, symmetrical boudins, stretching lineation (Maxim 101/59). Pre migmatization. Dn +1, Open normal horizontal (sensu Fleuty 1964) folds with symmetrical stage Dn +1’ envelope (Lbn+1’, Maxim 192/09); parasitic folds S, Z, M / W. Pre NE-SW to W-E to sin migmatization. Dn +1, Sinistral to reverse sinistral shear zones with general direction stage Dn +1” 080/85, Sn+’1” mylonitic foliation and gneissic banding, Lxn+1” . Dextral transpressional shear zones oriented to NS and sinistral zones positioned at WNW-ESE. Sigmoidal of foliation and drag folds. Post- migmatization. Dn +2 Dextral shear zones with general NNW-SSE trend and sinistral general WNW-ESSE. Post- migmatization. WSW-ENE

Figure 6.6- Diagrams stereographics of the ductile structures of Santa Izabel Complex. Inferior hemisphere, N= number of measures.

6.5. U-PB GEOCRONOLOGY In situ U-Pb zircon and monazite dating were performed in using the SHRIMP II ion microprobe from Prise, Australia (Samples 6433 and 6432) and LA-ICPMS from Laboratory Magmas & Volcans at Clermont-Ferrand, France (Samples 6433, 6357, 6432 and 6355). The results U-Pb (zircon) obtained by SHRIMP are listed at tables 5.2 and 5.3 and results U-Pb (zircon) obtained by in situ Laser Ablation (ICP-MS) are listed at appendix 6.1.

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Figure 6.7- Deformational structures of phase Dn+1: a-b) fold developed during Dn +1’; c) folds developed in metatexitic migmatite truncated by sinistral reverse shear zone developed in phase Dn+1”; d) Details of the kinematic indicator (sigmoid foliation) in sinistral reverse shear zone developed in phase Dn+1”.

6.5.1. Sample OPU 6433- Metatexitic migmatite paleosome The sample was collected from an outcrop located 7 km west of Urandi, which occurs neossome and paleosome (Fig. 6.4b), and was analised by SHRIMP and Laser Ablation Metodology. The stromatic and scholen structures were found in paleosome and the nebulitic structures in neossoma. The paleosome is a banded orthogneiss with granodioritic, monzogranitic and monzodioritic composition with amphibolite enclaves. The orthogneiss are gray, medium-grained phaneritic, anisotropic and have deformational/metamorphic microstructures: (i) porphyroclastic, mylonitic, core-mantle; (ii) granoblastic revealed by presence of granular aggregates of mineral quartz and feldspar; (iii) lepidoblastic by the preferred orientation of biotite and chlorite, (iv) nematoblastic by preferred orientation of hornblende; (v) pseudopoiquiloblastic by inclusion of minerals of the retrograde metamorphism, namely, white mica, epidote and calcite in plagioclase, epidote and calcite in hornblende; (vi) reaction microstructures between feldspars and white mica, and between plagioclase, epidote and calcite, in this case suggesting saussuritization processes. Deformation bands in plagioclase and features in kinkband involving biotite and muscovite are also observed. The progressive metamorphic paragenesis associated with Dn+1 phase consists of quartz, plagioclase, K-

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feldspar, titanite, hornblende, biotite and retrometamorphic paragenesis associated with Dn+2 phase consists of calcite, epidote, white mica and quartz.

Figure 6.8- Diagrams stereographics of the ductile (a-c) and ductile-fragile (d, e) structures of Santa Izabel Complex with far field stress. Inferior hemisphere, N= number of measures.

The amphibolites mafic enclaves occur as boudins and anisotropic levels in the orthogneisss and migmatites (Fig. 6.4b). The nematoblastic and granoblastic microstructures were observed and associated with the orientation preference of hornblende and by granular plagioclase aggregates, respectively. Apatite occurs enclosed in plagioclase and hornblende. The fine to medium phaneritic rocks with hornblende gabbro composition predominate. In these rocks the progressive metamorphic paragenesis consists of plagioclase and hornblende and the regressive by the presence of actinolite, biotite, zoizite / clinozoizite, chlorite and quartz. The replacement of hornblende by biotite is often observed in the fracture planes and cleavage. The neossome is anisotropic with preferred orientation of hornblende. This is, probably, a reliquiar feature of the protolith. The color of the rock is pink-gray and, in general, is fine grained phaneritic.

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Table 6.2- Summary of SHRIMP U-Pb zircon data for sample OPU-6433. 207Pb % ppm ppm ppm 232Th 207Pb* 206Pb* err /206Pb 206 206 238 235 238 Grain.Spot Pbc U Th Pb* / U / U ±% / U ±% corr Age 1,1 0,00 213 18 107 0,09 18.41 1.1 0.5839 1.1 ,966 3043.3 ± 4.7 1,2 2,73 294 79 101 0,28 12.22 1.6 0.3879 1.1 ,708 3042 ± 18 2,1 0,31 184 51 92.3 0,29 18.7 1.3 0.5825 1.1 ,871 3072 ± 10 3,1 0,23 151 77 80.1 0,53 20.57 1.2 0.6162 1.2 ,952 3133.8 ± 5.9 4,1 0,13 304 215 157 0,73 20.24 1.1 0.602 1.1 ,974 3145.1 ± 4 5,1 0,03 247 145 133 0,61 21 1.1 0.6249 1.1 ,972 3144.5 ± 4.2 5,2 16,73 1976 356 491 0,19 3.74 12 0.2408 1.7 ,147 1844 ±210 6,1 0,43 275 178 132 0,67 17.66 1.1 0.5564 1.1 ,956 3053.6 ± 5.3 7,1 2,02 1025 25 181 0,02 3.276 2.1 0.2014 1 ,504 1926 ± 32 8,1 0,13 346 234 185 0,70 20.59 1.1 0.6218 1.1 ,978 3120.8 ± 3.7 9,1 17,01 2740 785 481 0,30 3.44 9.4 0.1694 1.8 ,190 2313 ±160 10,1 4,44 1094 113 255 0,11 4.38 2.7 0.2588 1.2 ,440 1997 ± 44 10,2 0,31 214 95 107 0,46 19.13 1.3 0.5808 1.2 ,967 3112.3 ± 5.2 11,1 3,15 463 81 151 0,18 10.71 2 0.3676 1.3 ,658 2915 ± 24 11,2 12,74 1822 138 484 0,08 4.51 9.3 0.2699 1.7 ,185 1974 ±160 12,1 0,31 312 49 106 0,16 7.05 1.2 0.394 1.1 ,914 2094.8 ± 8.6 12,2 8,07 1292 1193 331 0,95 6.93 3.7 0.2741 1.2 ,334 2683 ± 57 13,1 3,04 367 118 142 0,33 13.54 1.6 0.4356 1.1 ,721 3021 ± 18 14,1 23,13 15972 1978 769 0,13 0.68 16 0.04307 2.2 ,141 1881 ± 280 15,1 2,52 311 120 99 0,40 11.16 1.8 0.3617 1.4 ,809 3008 ± 17 16,1 3,22 368 65 68.8 0,18 6.6 1.9 0.2108 1.4 ,712 3030 ± 21 16,2 0,12 235 139 116 0,61 19.26 2 0.572 1.9 ,974 3148.4 ± 7.1 17,1 0,02 210 7 104 0,04 17.17 1.2 0.5744 1.2 ,971 2957 ± 4.8 18,1 21,12 5126 655 871 0,13 2.43 14 0.1561 2.2 ,153 1849 ±250

The zircons from this sample are composed of large zoned magmatic cores and relatively thin and CL-dark overgrowths (Fig. 6.9a). Most grains have dark-CL overgrowths of various sizes and with well-developed terminations. Cores are zoned and are magmatic. The SHRIMP results these latter grains are variably discordant and even the more concordant or concordant analyses show a range in apparent 207Pb/206Pb ages between 3200 and 2950 Ma. This could be a result of initial heterogeneity in ages of the protolith (or inheritance from a heterogeneous source) of a consequence of complex, intermediate Pb loss (at~2 Ga). The overgrowths have high U and tend to be either discordant, have high common Pb, or both. This makes it difficult to accurately determine and age for these zircons. One analysis, however, is near-concordant and gives a 207Pb/206Pb age of 2095 ± 8.6 Ma (grain #12.1) (Figs. 6.9a and 6.10a), which would be the best estimate of the age of this phase. This is with-in error of the date determined for the zircons from sample OPU-6432.

Table 6.3- Summary of SHRIMP U-Pb zircon data for sample OPU-6432. 207Pb Grain.Sp % ppm ppm ppm 232Th 207Pb* 206Pb* Error 206Pb 206 206 238 235 238 ot Pbc U Th Pb* U U ±% U ±% corr Age 1,1 0,72 2316 225 269 0,10 1.583 2,4 0.1342 2.0 ,83 1328 ± 26 2,1 0,34 3601 280 430 0,08 1.637 2,2 0.1385 2.0 ,90 1331 ± 19

257

3,1 0,34 2074 158 276 0,08 1.983 2,2 0.1543 2.0 ,94 1492 ± 15 4,1 0,41 2605 133 267 0,05 1.267 2,2 0.1190 2.0 ,89 1128 ± 20 4,2 0,37 2887 211 361 0,08 1.745 2,4 0.1452 2,2 ,93 1365 ± 17 4,3 0,78 3907 302 422 0,08 1.384 2,8 0.1248 2.0 ,73 1207 ± 38 5,1 0,06 763 16 180 0,02 4.690 4,8 0.2749 2.0 ,44 2010 ± 76 5,2 0,42 2419 190 392 0,08 2.658 2,6 0.1880 2,2 ,82 1670 ± 28 6,1 0,13 1786 163 262 0,09 2.280 2,2 0.1704 2.0 ,91 1568 ± 18 7,1 0,43 1959 120 223 0,06 1.491 2,4 0.1318 2.0 ,85 1247 ± 24 8,1 0,78 180 54 58 0,31 11.79 2,6 0.3744 2,2 ,90 3040 ± 18 8,2 0,10 418 172 200 0,42 18.04 2,2 0.5554 2,2 ,95 3090 ± 12 9,1 0,69 1765 199 228 0,12 1.923 2,8 0.1493 2.0 ,72 1496 ± 38 10,1 0,84 4415 238 511 0,06 1.486 3,2 0.1337 2,6 ,81 1212 ± 36 10,2 1,75 3303 201 411 0,06 1.638 4,4 0.1424 2,2 ,49 1278 ± 76 11,1 0,11 580 266 282 0,47 20.74 2,2 0.5651 2,2 ,98 3284 ± 6 12,1 0,72 3524 237 344 0,07 1.131 2,8 0.1130 2,2 ,77 1004 ± 36 13,1 0,14 4978 592 646 0,12 1.914 2.0 0.1508 2.0 ,97 1469 ± 10 14,1 0,16 3093 200 421 0,07 1.940 2,2 0.1583 2,2 ,96 1403 ± 12 14,2 0,10 2573 195 349 0,08 1.959 2.0 0.1577 2.0 ,97 1427 ± 10 15,1 0,59 2550 274 254 0,11 1.313 5,6 0.1154 2,4 ,44 1257 ± 98

Twenty-six LA-ICPMS in-situ dating of the zoned cores plot on a Discordia line yielding a precisely constrained mean 207Pb/206Pb age of 3136±8 Ma (MSWD = 0.74) (Fig. 6.11a). This age most probably represents the age of the magmatic emplacement for the gneiss protolith of this migmatite. A single analysis indicates an older inherited component at 3.47 ± 0.04 Ga. Most of the recrystallized rims do not produce any reliable data owing to their high content in uranium and common Pb. Interestingly, a single U-poor rim was successfully analyzed and produces a 2.10 ± 0.05 Ga apparent age with a Th/U ratio of 0.02. This last age is comparable to that obtained on the zircons from the former 6432 neossome sample.

6.5.2. Sample OPU 6357- milonitic ortogneiss THE OUTCROP IS LOCATED IN THE 7KM FROM THE CITY OF URANDI (FIG. 6.12A). THE ROCK HAS SIENOGRANITIC COMPOSITION WITH BOUDINS OF THE MAFIC ENCLAVES. DOMAINS OF INTENSE DEFORMATION, FINE-GRAINED, ULTRAMILONITIC, ALTERNATING WITH AREAS OF MODERATE DEFORMATION, MEDIUM TO COARSE-GRAINED PHANERITIC, AUGEN-MESOMILONITIC. THE ROCK IS PINK-GRAY AND THE FOLLOWING MICROSTRUCTURES WERE FOUND: (I) PORPHYROCLASTIC, MYLONITIC, CORE-MANTLE; (II) RIBBON OF K- FELDSPAR; (III) LEPIDOBLASTIC BY THE PREFERRED ORIENTATION OF BIOTITE. THE PREDOMINANT ROCKS IS WITHOUT MIGMATIZATION STRUCTURES, ALTHOUGH IN SOME PLACES SUCH STRUCTURES CAN BE SUBORDINATELY FOUND.

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Figure 6.9. Some zircons dated of the samples OPU 6433 and 6432.

Figure 6.10. Zircon U-Pb concordia plot for sample analised by SHRIMP. Ellipses are reported at 1.

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0.8 4 zircon grains cores & rims a) 0.8 b) 6357 207Pb/206Pb mean age: 6433 Paleosome 3600 Migmatitic gneiss 3091 ± 24 Ma 0.7 0.6 3000 3200 2600

0.6 U U 2200 238

238 Monazites [20] 2800 0.4 207 206

Pb/ Pb/ Pb mean age: Pb/ 1800 206 206 0.5 2587 ± 10 Ma 2400 1400 0.2 Mean 207Pb/206Pb age = 3136 ± 8 Ma 0.4 common-Pb-rich and 2000 MSWD = 0.74, probability = 0.83 discordant zircons Upper intercept= 2650 ± 90 Ma

0.3 0.0 0 102030 0 4 8 12 16 20 24 207 235 Pb/ U 207Pb/235U

6355 Syenogranite c) 0.7

3000 0.6

2600

U 0.5 zircon cores [N = 13] 238 207Pb/206Pb mean age: Pb/ 2200 3097 ± 24 Ma 206 0.4 1800 0.3 common Pb-rich zircon rims [N = 8] 207Pb/206Pb mean age: 2066 ± 37 Ma

0.2 2 6 10 14 18 22 26 207Pb/235U

Figure 6.11. Zircon U-Pb concordia plot for sample analised by Laser Ablation. Ellipses are reported at 1.

THE ANALYSIS LASER ABLATION OF 20 CONCORDANT TO SUB- CONCORDANT MONAZITES YIELDS A PRECISE AGE OF 2587 ± 10 MA (FIG. 6.11B). THE ZIRCON GRAINS OCCUR AS MILKY, STRONGLY METAMICT AND CRACKED CRYSTALS. ONLY FOUR OF THEM ARE TRANSLUCENT, PINK-COLOURED WITH OSCILLATORY ZONING AND RIM-CORES STRUCTURES. THE MAIN POPULATION APPEARS TO BE COMMON-PB RICH AND VERY DISCORDANT. THE DATA PLOT ALONG A POORLY- DEFINED LINEAR ARRAY BETWEEN 400 MA AND 2.6 GA. PLOTTED TOGETHER, THE CORES AND RIMS OF THE FOUR CLEAN GRAINS DEFINE A PRECISE UPPER INTERCEPT WITH THE CONCORDIA CURVE WITH A MEAN 207PB/206PB AGE OF 3091 ± 24 MA (FIG. 6.11B). THIS RESULT EVIDENCES A CLEAR INHERITANCE FROM THE BASEMENT AT 3.1 GA.

260

ANOTHER EVENT IS RECORDED CLOSE TO 2.6 GA BY THE MONAZITES AND IS CONSISTENT WITH THE LINEAR ARRAY FORMED BY THE ZIRCON ANALYSES. NEITHER ZIRCON, NOR MONAZITE RECORDED ANY EVENT AROUND 2.1 GA.

Figure 6.12.a) Milonitic ortogneiss with syenogranite composition. Sample OPU 6357; b) Monzogranite truncating gneissic banding; c) Monzogranite truncating fold and gneissic banding; d) Monzogranite of Santa Izabel Complex. Sample OPU 6355.

6.5.3. Sample OPU 6432- metatexitic migmatite neossome The outcrop is located 15km northwest of Urandi. The paleosome, and possibly the protolith, these rocks is an orthogneiss with granodioritic, monzogranitic and monzodioritic composition (Fig. 6.5b). Nebulitic structure can be observed in this rocks that are light gray, isotropic, fine graded with domains coarser and monzogranitic composition. The microstructure are: equigranular, poiquilitic, by inclusion of biotite, apatite, titanite and zircon in K-feldspar and plagioclase. The zircons are variable in terms of colour and transparency, but are generally anhedral (Fig. 6.9b). Apart from a small number of grains that have moderate U concentrations and show some zoning, internal structures in most grains are difficult to discern due to the dark CL

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corresponding to high U contents. The dark-CL, high-U zircons have moderate to low Th/U ratios (~0.1 – 0.02) and this may suggest that they are related to the melting event. They have very high U contents in some instances – up to 5000 ppm. As a result, all SHRIMP data are highly discordant. A regression of all these data defines a poorly precise upper intercept date of 2122±78 Ma (Fig. 5.10b) and a meaningless lower intercept 629 ± 34 Ma. The high MSWD of 8.4 reflects the scatter in the data. The low-U central areas all yield discordant data, but these are substantially older than the general population and most probably reflects protolith relicts.

6.5.4. Sample OPU 6355- undeformed monzogranite These rocks are light gray, holocrystalline, equigranular, medium phaneritic granulation, with grains mostly inequigranular. This rocks is discordant with the foliation of the migmatitic orthogneiss (Figs. 5.12b-d). Accessories minerals are hornblende, biotite, titanite, apatite and zircon. Epidote and muscovite are secondary minerals associated with the shear zones. The igneous microstructures identified included: (i) mirmequite marked by the vermiform quartz intergrowth and plagioclase, (iii) poiquilitic, shown by the inclusion of biotite, quartz, apatite and zircon in plagioclase, biotite in the quartz and apatite and hornblende in titanite; granophyric marked by the intergrowth of K-feldspar and quartz; (iv) porphyritic by the presence of K-feldspar phenocrysts. The metamorphic/deformational microstructures occurs quite subordinately, especially in samples closest to the body contact with the orthogneiss, having been recognized the following: (i) porphyroclastic, mylonitic, mantle-core, marked by porphyroclasts of plagioclase, microcline and quartz surrounded by polygonal recrystallized grains, (ii) granoblastic granular, sometimes polygonal, revealed by the presence of aggregates of quartz and feldspar and; (iii) pseudopoichiloblastic and reaction represented by the inclusion of epidote, calcite and white mica in plagioclase, white mica in K-feldspar and epidote and calcite in hornblende, (v) kinkband involving biotite, muscovite and plagioclase. The zircon crystals are euhedral and dark pink coloured with numerous cracks. They are constituted of large and zoned cores associated with dark, metamict and uranium and common Pb- enriched rims. Plotting the cores together yields a regression line constraining a mean 207Pb/206Pb age of 3097 ± 24 Ma (Fig. 6.11c). This age can be interpreted as inheritance from the granite protolith produced by the melting of a Mesoarchean crust. Most of the metamict rims cannot be analyzed owing to their poor quality. Nevertheless, the less altered ones are sub-concordant to moderately discordant and yield a mean 207Pb/206Pb age of 2066 ± 37 Ma (Fig. 6.11c). This age can be interpreted as the crystallisation of the syenogranite. This dating of an undeformed magmatic rock represents a minimum time limit for the migmatitic event and the associated deformation.

262

6.6. DISCUSSION OF THE RESULTS The U-Pb data presented in this study demonstrates the strong reworking of a Mesoarchean 3.1 Ga-old basement in the Santa Izabel Complex. Few analyses are witnesses of the occurrence of zircon crystals up to 3.4 Ga. The heating and reworking of this crust was achieved when the 6355 undeformed syenogranite emplaced at about 2066 ± 37 Ma. This geochronological constraint is more younger that ages obtained on the zircons of the 6432 neosome and on a single zircon rim from 6433 paleosome which c.a. 2.1 Ga associated with migmatitic event. Surprisingly, a 2.6 Ga concordant age was obtained on monazites from the 6357 migmatitic gneiss, zircon results being roughly aligned with this age. It may represent the emplacement of a syenitic composition magmatic body already described in other domains of the Gavião block at 2.6-2.7 Ga (Cruz et al. 2012). It may also constitute an isolated block which would have recorded another older melting event at about 2.6 Ga. However it may be, this latter age is difficult to understand in this geological context as well as the lack of any record of the main migmatitic phase at 2.0-2.1 Ga. Ages close to Paleoproterozoic granitoids generated by reworking of Archean crust in Bloco Gavião were obtained by Santos-Pinto et al. (1998) and Peucat et al. (2002) on the east of the Urandi region. As shown by Rosa et al. (1996), Rosa (1999) and Barreto (2005), shoshonitic alkaline granitoids occur intrusive in the Complexo Santa Izabel aged 2.05 Ga of the Guanambi-Urandi Monzosyenitic Batholith, which are associated with surrounding environment subduction zone. The presence of granulitic rocks and kinzigitic gneiss described by Arcanjo et al. (2000) and Arcanjo et al. (2005) in the Santa Izabel Complex to the north of Urandi, combined with the magmatism orosirian of Monzosienitic Batholith Guanambi-Urandi, may be arguments for the existence of a mobile belt in this sector of Bloco do Gavião which was called Santa Izabel Belt by Mascarenhas (1979) and mobile belt Urandi-Paratinga by Rosa (1999). In addition, the results obtained by Santos-Pinto et al. (1998) and Peucat et al. (2002) and zircons inherited at Archean age in riacianos and orosirianos granitoids dated by Cruz et al. (in preparation) suggest that the migmatization that affect Complexo Santa Izabel spread throughout the Bloco Gavião. Based on this argument, Cruz et al. (in preparation) proposed to extend this belt across the northern portion of Bloco Gavião, suggesting the existence of the Belt Paratinga Urandi-Brumado. The structural framework raised in Santa Izabel Complex allows to identify structures related to a tangential tectonics (Phases Dn and Dn +1) which evolves into a sinistral transpressional tectonics (Phase Dn +2). These deformations occur under stress field that varies between EW and NW-SE. Structural relationships between migmatites and metatexitic and diatexitic with these structures suggest that mesoarchean orthogneiss migmatization of Santa Izabel Complex occurs concomitantly or tadi to the deformation phase Dn +1. The frontal tectonic evolution for transpressional tectonics has been reported to the belt Franceviliano by Feybesse et al. (1996) and for the Orogen Itabuna-Salvador- Curaçá by Barbosa & Sabaté (2002) and for the Neoproterozoic by Alkmim et al. (2006, 2007).

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In the Estateriano there was formation of the Paramirim aulacogen that housed the rock from the supergroups Espinhaço and San Francisco. The felsic volcanic rocks that mark the installation of this aulacogen were dated by Danderfer et al. (2009) having been obtained U-Pb age (zircon SHRIMP) of 1731 ± 5Ma. The later deformational record is represented by transpressional shear zones that were nucleated under stress field WSW-ENE of probable Neoproterozoic age. This structures were responsible for the thrust of the Santa Izabel Complex over the Neoproterozoic rocks of the São Francisco Supergroup.

6.7. CONCLUSIONS The geological mapping of the Santa Izabel Complex performed in the Urandi area allowed the identification of the presence of orthogneisses, migmatites, and monzogranites. Four progressive deformation stages were identified in the orthogneisses and migmatites. Gneiss foliation/banding, folding and sinistral transpression shear zones with overall NS orientation were generated under the NW-SE oriented stress field. The migmatization occurred sin to tardi-tectonically to the development of folding and the sinistral transpression shear zones truncate neossomas in migmatites and monzogranites. The last deformation stage, from the Neoproterozoic age, produced dextral transpression shear zones that were nucleated under a WSW-ENE orientated tension field. The obtained results suggest the existence of a Paleoproterozoic belt that reworked Mesoarchean rocks. Moreover, analyses in monazites and orthogneiss zircons suggest the existence of a Neoarchean magmatism in this sector of the São Francisco Craton.

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Appendix 6.2- Zircon U-Pb data from samples of the Santa Izabel Complex obtained by in situ Laser Ablation ICP-MS. 1: concentration uncertainty c. 20%; 2: data not corrected for common-Pb; Decay constants of Jaffrey et al. (1971) used.

6433 migmatite paleosome 2  error 2  error Age (Ma) 2  error Pb Th U Sample ppm1 ppm1 ppm1 Th/U 207Pb/235U2 207Pb/235U 206Pb/238U2 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/206Pb 13201211b 164 65 199 0,33 28,2191 0,7440 0,6834 0,0175 3467 40 06211011b 114 56 192 0,29 16,3912 0,5552 0,4886 0,0154 3141 44 07211011b 158 126 217 0,58 19,5243 0,6525 0,5840 0,0182 3136 43 08211011b 95 106 117 0,91 20,8320 0,7133 0,6211 0,0194 3141 44 09211011b 183 200 306 0,65 15,9106 0,5447 0,4685 0,0146 3161 44 11211011b 142 129 213 0,61 18,0015 0,6461 0,5277 0,0165 3168 47 12211011b 176 197 227 0,87 20,1330 0,7280 0,5961 0,0186 3152 47 08201211b 105 76 142 0,53 20,0399 0,5318 0,6054 0,0156 3120 41 09201211b 149 95 244 0,39 17,0949 0,4630 0,5130 0,0133 3131 42 11201211b 114 113 230 0,49 13,6487 0,3916 0,4090 0,0108 3133 45 14201211b 83 68 128 0,53 17,5519 0,4838 0,5329 0,0138 3112 43 18201211b 140 141 205 0,69 18,0318 0,4873 0,5446 0,0140 3121 43 19201211b 152 157 223 0,70 17,9125 0,4749 0,5314 0,0135 3149 42 22201211b 150 89 239 0,37 17,3363 0,4637 0,5255 0,0133 3115 42 23201211b 183 144 329 0,44 14,9066 0,4002 0,4551 0,0116 3103 43 24201211b 166 137 243 0,57 18,3877 0,4972 0,5488 0,0139 3139 43 27201211b 126 112 203 0,55 16,7809 0,4556 0,5075 0,0129 3119 43 28201211b 199 215 376 0,57 13,7854 0,3688 0,4058 0,0102 3161 43 30201211b 156 130 217 0,60 18,9318 0,5033 0,5563 0,0139 3164 42 31201211b 215 192 336 0,57 17,5295 0,4686 0,5167 0,0129 3159 43 32201211b 129 133 193 0,69 17,7834 0,4773 0,5308 0,0133 3139 43 34201211b 127 92 204 0,45 16,9358 0,4638 0,5061 0,0127 3138 44 37201211b 113 36 229 0,16 14,5213 0,4195 0,4370 0,0112 3126 47 38201211b 137 150 192 0,78 18,2098 0,4938 0,5528 0,0137 3113 44 39201211b 96 56 139 0,40 19,2965 0,5320 0,5762 0,0144 3139 45 40201211b 146 142 286 0,50 13,8626 0,3857 0,4112 0,0103 3149 45 41201211b 103 65 150 0,43 18,9021 0,5123 0,5763 0,0142 3106 44 07201211b 48 30 79 0,38 15,4085 0,4214 0,5187 0,0135 2947 43

265

12201211b 143 55 246 0,22 15,8742 0,4220 0,5281 0,0136 2966 42 33201211b 179 72 342 0,21 13,2531 0,3574 0,4734 0,0118 2851 44 42201211b 90 26 180 0,15 12,8146 0,3649 0,4481 0,0112 2885 48 10211011b 100 108 149 0,72 16,7746 0,5851 0,5403 0,0168 3018 46 17201211b 21 1 54 0,02 6,8677 0,1922 0,3833 0,0099 2097 49

6357 migmatitic gneiss (zircons) 2  error 2  error Age (Ma) 2  error Pb Th U Sample ppm1 ppm1 ppm1 Th/U 207Pb/235U2 207Pb/235U 206Pb/238U2 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/206Pb 05040112c 171 629 485 1,30 8,0982 0,2036 0,2563 0,0061 3046 42 06040112c 81 125 654 0,19 1,9568 0,0547 0,1189 0,0029 1947 52 07040112c 115 733 641 1,14 2,9807 0,0867 0,1429 0,0035 2360 52 08040112c 91 39 588 0,07 2,6617 0,0700 0,1411 0,0034 2187 48 09040112c 120 234 355 0,66 7,3879 0,1981 0,3161 0,0076 2553 47 10040112c 104 859 885 0,97 1,7900 0,0478 0,1050 0,0025 2010 50 11040112c 107 144 584 0,25 3,3159 0,0848 0,1721 0,0041 2223 47 12040112c 124 142 1277 0,11 1,3670 0,0366 0,0894 0,0021 1813 51 15040112c 180 228 1068 0,21 3,0678 0,0832 0,1518 0,0036 2307 49 16040112c 89 233 470 0,50 3,3956 0,0924 0,1676 0,0040 2311 50 17040112c 342 209 927 0,23 8,5085 0,2114 0,3362 0,0078 2685 44 18040112c 85 134 108 1,24 20,6845 0,5128 0,6234 0,0145 3124 42 19040112c 117 203 269 0,76 11,0334 0,2943 0,3580 0,0085 3006 46 20040112c 114 134 644 0,21 3,0580 0,0786 0,1705 0,0040 2099 48 21040112c 360 158 2349 0,07 2,8074 0,0711 0,1499 0,0035 2174 47 22040112c 216 113 1827 0,06 2,0117 0,0523 0,1104 0,0026 2126 49 25040112c 122 127 376 0,34 6,6591 0,1718 0,3056 0,0071 2435 47 26040112c 94 53 771 0,07 1,8676 0,0557 0,1149 0,0027 1925 57 27040112c 120 177 526 0,34 4,6762 0,1298 0,2084 0,0049 2485 51 28040112c 51 78 66 1,17 20,0816 0,5153 0,6149 0,0142 3099 44 29040112c 148 608 322 1,89 12,5291 0,3251 0,3910 0,0090 3069 45 09050112ª 129 183 193 0,95 17,3716 0,4791 0,5198 0,0132 3136 44 10050112ª 59 113 117 0,96 12,2695 0,3635 0,3853 0,0100 3059 48 11050112ª 130 56 1040 0,05 2,2768 0,0649 0,1125 0,0028 2309 50 12050112ª 111 116 568 0,20 3,8344 0,1091 0,1865 0,0047 2335 50

266

13050112ª 97 177 1085 0,16 1,1204 0,0330 0,0868 0,0022 1500 57 14050112ª 107 111 869 0,13 1,8254 0,0507 0,1139 0,0028 1899 51 06100511b 163 195 281 0,69 18,1489 0,3823 0,5645 0,0112 3074 34 07100511b 205 374 478 0,78 12,1476 0,2549 0,4168 0,0083 2916 34 08100511b 131 113 791 0,14 4,0331 0,0858 0,1808 0,0036 2474 37 09100511b 112 165 172 0,96 19,7156 0,4161 0,5984 0,0119 3113 34 10100511b 149 266 212 1,25 20,1606 0,4256 0,6167 0,0122 3101 34 11100511b 139 86 498 0,17 8,2447 0,1746 0,2651 0,0052 3021 35 15100511b 226 112 811 0,14 7,3149 0,1576 0,3171 0,0063 2531 37 17100511b 53 65 81 0,80 20,2217 0,4416 0,6172 0,0122 3104 36 18100511b 54 68 83 0,82 20,1571 0,4417 0,6176 0,0123 3098 36 19100511b 57 75 90 0,83 20,0233 0,4398 0,6082 0,0121 3112 36 20100511b 150 227 557 0,41 8,3040 0,1806 0,2861 0,0056 2909 36 22100511b 60 76 100 0,75 18,6052 0,4125 0,5680 0,0112 3103 36 25100511b 149 161 489 0,33 7,6373 0,1713 0,3391 0,0067 2490 39 26100511b 116 102 743 0,14 3,0473 0,0694 0,1787 0,0035 2010 42 28100511b 125 144 197 0,73 19,9378 0,4534 0,6079 0,0120 3106 37 29100511b 164 77 1332 0,06 2,5722 0,0594 0,1417 0,0028 2120 42 30100511b 111 137 819 0,17 2,7828 0,0646 0,1493 0,0029 2167 42 32100511b 132 132 759 0,17 4,0814 0,0967 0,2019 0,0040 2307 42

6357 migmatitic gneiss (monazites) 2  error 2  error Age (Ma) 2  error Pb Th U Sample ppm1 ppm1 ppm1 Th/U 207Pb/235U2 207Pb/235U 206Pb/238U2 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/206Pb 17110511ª 8893 63818 2168 29,4 11,8820 0,3265 0,4930 0,0122 2605 41 18110511ª 8770 63112 2096 30,1 11,8174 0,3259 0,4933 0,0122 2595 41 19110511ª 8940 65234 2142 30,5 11,6593 0,3236 0,4924 0,0122 2575 41 20110511ª 9297 66345 2421 27,4 11,7081 0,3226 0,4927 0,0122 2581 41 21110511ª 9718 67399 3135 21,5 11,7733 0,3239 0,4932 0,0121 2588 41 23110511ª 9710 58968 5258 11,2 11,0086 0,3025 0,4717 0,0115 2551 41 24110511ª 9195 64327 2546 25,3 11,7917 0,3274 0,4925 0,0121 2593 42 27110511ª 15099 101900 6245 16,3 10,4276 0,2897 0,4424 0,0108 2567 42 28110511ª 10453 82000 4058 20,2 9,5000 0,2657 0,3981 0,0097 2588 43

267

29110511ª 8934 64321 1785 36,0 11,3885 0,3202 0,4833 0,0117 2567 43 30110511ª 15397 105096 5956 17,6 11,0379 0,3092 0,4680 0,0113 2568 43 31110511ª 8327 59912 2163 27,7 11,4872 0,3249 0,4790 0,0116 2596 44 33110511ª 7034 51881 1317 39,4 11,7901 0,3379 0,4936 0,0119 2589 45 34110511ª 8483 62293 1849 33,7 11,3566 0,3246 0,4770 0,0115 2584 45 37110511ª 8698 61091 2075 29,4 11,9479 0,3442 0,4923 0,0118 2616 45 38110511ª 8575 59891 2074 28,9 11,8297 0,3423 0,4889 0,0117 2611 46 41110511ª 9429 67417 2519 26,8 11,8488 0,3470 0,4916 0,0117 2604 47 42110511ª 9436 68533 2353 29,1 11,8197 0,3477 0,4921 0,0117 2599 47 43110511ª 9354 65394 2672 24,5 11,6454 0,3435 0,4870 0,0115 2591 48 44110511ª 8854 64018 2717 23,6 11,7352 0,3477 0,4894 0,0116 2596 48

6355 syenogranite 2  error 2  error Age (Ma) 2  error Pb Th U Sample ppm1 ppm1 ppm1 Th/U 207Pb/235U2 207Pb/235U 206Pb/238U2 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/206Pb 09040112ª 42 66 99 0,66 6,3571 0,1825 0,3665 0,0097 2040 49 11040112ª 117 173 326 0,53 5,5921 0,1614 0,3152 0,0083 2080 49 14040112ª 71 105 192 0,55 5,8348 0,1720 0,3378 0,0089 2033 51 15040112ª 149 178 256 0,69 15,4335 0,4382 0,4720 0,0123 3101 45 18040112ª 90 71 181 0,39 13,7858 0,4263 0,4111 0,0110 3141 49 28040112ª 48 66 120 0,55 6,3030 0,1919 0,3633 0,0093 2040 55 07040112b 33 61 72 0,86 6,8140 0,2007 0,3840 0,0103 2080 50 08040112b 14 20 32 0,64 6,8549 0,2283 0,3824 0,0105 2098 57 10040112b 32 85 78 1,09 6,1117 0,1800 0,3280 0,0087 2165 50 11040112b 47 109 126 0,86 5,9735 0,1638 0,3249 0,0085 2142 47 12040112b 48 144 126 1,14 5,8837 0,1613 0,3151 0,0082 2169 47 14040112b 20 68 46 1,48 6,4943 0,1870 0,3289 0,0086 2266 49 17040112b 13 19 35 0,55 6,3484 0,1836 0,3191 0,0082 2279 50 18040112b 37 126 87 1,45 6,2085 0,1695 0,3280 0,0083 2193 47 19040112b 35 36 44 0,81 21,3454 0,5708 0,6312 0,0160 3154 42 20040112b 94 52 187 0,28 13,1221 0,3538 0,4180 0,0106 3036 44 23040112b 29 96 68 1,41 6,2330 0,1842 0,3211 0,0082 2237 52 24040112b 42 61 56 1,09 20,8808 0,5879 0,5451 0,0139 3351 45 27040112b 192 18 379 0,05 14,9041 0,3951 0,4693 0,0116 3054 44

268

28040112b 28 107 66 1,63 6,1080 0,1699 0,3142 0,0078 2239 50 29040112b 52 184 126 1,46 5,8206 0,1647 0,3085 0,0076 2187 51 30040112b 65 327 153 2,14 5,8461 0,1568 0,3095 0,0075 2189 49 31040112b 22 56 57 1,00 6,2389 0,1868 0,3200 0,0080 2244 54 06100511ª 241 19 519 0,04 16,4651 0,3825 0,5063 0,0113 3092 34 07100511ª 212 19 379 0,05 19,8805 0,4573 0,6118 0,0135 3091 34 08100511ª 84 94 130 0,72 20,5311 0,4800 0,6165 0,0137 3130 35 09100511ª 178 240 564 0,43 6,0747 0,1398 0,3551 0,0078 2015 38 10100511ª 147 362 442 0,82 6,1273 0,1435 0,3348 0,0073 2134 38 19100511ª 145 158 282 0,56 16,4500 0,3765 0,5149 0,0109 3064 35 20100511ª 164 98 425 0,23 12,7920 0,2947 0,3844 0,0082 3129 36 28100511ª 107 46 202 0,23 18,4376 0,4347 0,5267 0,0110 3209 38 29100511ª 246 26 602 0,04 14,4268 0,3371 0,4568 0,0095 3045 38 30100511ª 44 44 70 0,62 20,3496 0,4812 0,6123 0,0127 3127 38

VRM-154A charnockite (zircon) 2  error 2  error Age (Ma) 2  error Pb Th U Sample ppm1 ppm1 ppm1 Th/U 207Pb/235U2 207Pb/235U 206Pb/238U2 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/206Pb 06150610c 63 120 183 0,66 6,1674 0,1595 0,3592 0,0084 2022 42 07150610c 281 68 1587 0,04 3,2153 0,0797 0,2120 0,0049 1800 41 08150610c 72 151 200 0,76 6,2614 0,1628 0,3665 0,0085 2013 42 09150610c 147 309 406 0,76 6,3229 0,1587 0,3681 0,0085 2023 40 10150610c 184 318 566 0,56 5,7428 0,1429 0,3452 0,0080 1966 40 11150610c 192 132 659 0,20 6,1468 0,1535 0,3333 0,0077 2148 39 12150610c 295 107 1587 0,07 3,5323 0,0890 0,2240 0,0052 1870 41 14150610c 349 143 682 0,21 15,6421 0,3908 0,5561 0,0128 2858 37 17150610c 54 115 163 0,70 6,3484 0,1811 0,3245 0,0077 2250 46 19150610c 185 206 817 0,25 3,9909 0,1027 0,2510 0,0058 1885 42 20150610c 253 69 515 0,13 15,1825 0,3862 0,5413 0,0125 2854 38 21150610c 114 106 350 0,30 6,3868 0,1657 0,3696 0,0086 2034 42 22150610c 151 181 475 0,38 6,1312 0,1637 0,3594 0,0084 2011 44 23150610c 261 227 1405 0,16 3,3629 0,0878 0,2189 0,0051 1823 43 24150610c 109 308 279 1,10 6,3531 0,1670 0,3682 0,0085 2031 43 27150610c 85 113 326 0,35 5,1201 0,1398 0,2842 0,0066 2107 44

269

28150610c 71 173 188 0,92 6,3642 0,1762 0,3692 0,0086 2029 45 29150610c 410 284 2461 0,12 2,9780 0,0794 0,1993 0,0046 1772 45 31150610c 228 726 1069 0,68 3,4734 0,0940 0,2198 0,0051 1874 45 32150610c 233 630 912 0,69 4,2976 0,1182 0,2632 0,0061 1933 46 34150610c 265 841 1518 0,55 22,6845 0,6462 0,6426 0,0153 3222 42 39150610c 192 61 605 0,10 8,1576 0,2259 0,3590 0,0084 2505 43 40150610c 226 510 722 0,71 5,4737 0,1544 0,3227 0,0075 2001 47 41150610c 105 137 307 0,45 6,5332 0,1841 0,3742 0,0087 2052 46 42150610c 171 114 824 0,14 3,9541 0,1138 0,2423 0,0057 1931 48 43150610c 218 121 1261 0,10 3,5629 0,1030 0,2034 0,0048 2058 48 44150610c 212 171 781 0,22 5,4729 0,1569 0,3116 0,0073 2062 47 45150610c 131 119 396 0,30 6,5787 0,1885 0,3748 0,0087 2061 47 46150610c 144 323 389 0,83 6,4378 0,1862 0,3712 0,0087 2040 48

VRM-154A charnockite (monazite) 2  error 2  error Age (Ma) 2  error Pb Th U Sample ppm1 ppm1 ppm1 Th/U 207Pb/235U2 207Pb/235U 206Pb/238U2 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/206Pb 05150610e 11443 93755 6844 13,7 6,2627 0,1629 0,3731 0,0094 1982 39 07150610e 13305 110173 7318 15,1 6,1639 0,1606 0,3681 0,0092 1978 39 08150610e 12194 94655 9708 9,7 5,9141 0,1541 0,3578 0,0090 1955 39 09150610e 11333 110666 2749 40,2 5,7615 0,1525 0,3542 0,0089 1926 40 10150610e 11559 111944 2798 40,0 5,8545 0,1551 0,3549 0,0089 1951 40 11150610e 9237 85518 3354 25,5 5,7673 0,1523 0,3488 0,0088 1955 40 15150610e 10098 86827 5384 16,1 6,0854 0,1615 0,3632 0,0091 1979 40 16150610e 10829 83365 8998 9,3 5,9324 0,1573 0,3578 0,0090 1960 40 17150610e 8491 69478 5238 13,3 6,1734 0,1645 0,3700 0,0093 1971 41 18150610e 12292 118431 2909 40,7 5,8559 0,1582 0,3558 0,0090 1947 41 19150610e 9151 88562 2215 40,0 5,9497 0,1619 0,3608 0,0091 1950 42 20150610e 10212 88078 6309 14,0 5,9443 0,1596 0,3610 0,0091 1948 41 21150610e 10046 91583 4087 22,4 6,0792 0,1645 0,3633 0,0091 1977 41 22150610e 9933 92777 3353 27,7 6,0178 0,1635 0,3619 0,0091 1965 42 25150610e 13253 91876 15779 5,8 5,7320 0,1556 0,3448 0,0087 1965 42 26150610e 13323 92579 15166 6,1 5,7905 0,1577 0,3464 0,0087 1975 42

270

27150610e 13819 89620 16998 5,3 5,7399 0,1569 0,3468 0,0087 1957 42 28150610e 11784 81942 12864 6,4 5,8289 0,1600 0,3529 0,0089 1954 42 29150610e 7599 81940 1700 48,2 5,9279 0,1679 0,3484 0,0088 2006 44 30150610e 10063 98625 2294 43,0 6,0439 0,1706 0,3617 0,0091 1974 44 31150610e 9770 94475 2240 42,2 6,0352 0,1714 0,3602 0,0091 1979 44 32150610e 10480 109418 2491 43,9 5,6586 0,1632 0,3425 0,0087 1954 45 37150610e 3381 28981 2519 11,5 5,8316 0,1698 0,3488 0,0088 1975 46 38150610e 3207 27331 2340 11,7 5,8333 0,1705 0,3535 0,0089 1952 46 39150610e 3312 28203 2391 11,8 5,8360 0,1711 0,3529 0,0089 1956 46 40150610e 3196 26832 2586 10,4 5,7129 0,1689 0,3438 0,0087 1964 47 41150610e 3209 26689 2511 10,6 5,8597 0,1730 0,3538 0,0089 1958 47 42150610e 3177 26591 2486 10,7 5,8453 0,1741 0,3479 0,0088 1984 47 43150610e 3268 27624 2468 11,2 5,8196 0,1744 0,3540 0,0090 1945 48 44150610e 3316 28222 2392 11,8 5,8680 0,1763 0,3538 0,0090 1961 48 47150610e 3191 26891 2414 11,1 5,8527 0,1788 0,3534 0,0090 1958 49 48150610e 3250 27850 2431 11,5 5,8283 0,1790 0,3489 0,0088 1973 49 49150610e 2811 23595 2268 10,4 5,8525 0,1807 0,3529 0,0089 1961 49 50150610e 2192 18176 2111 8,6 5,5784 0,1740 0,3383 0,0086 1951 50 51150610e 3121 26905 2287 11,8 5,8869 0,1837 0,3512 0,0089 1980 50 52150610e 3193 27711 2191 12,6 5,8864 0,1848 0,3530 0,0090 1970 50 53150610e 3086 26437 2162 12,2 5,8915 0,1858 0,3555 0,0090 1959 51 54150610e 2843 23900 2216 10,8 5,8303 0,1854 0,3498 0,0089 1970 51

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7. CONCLUSÕES

A partir do que foi apresentado e discutido, pode-se concluir o seguinte: 1. Na região de Urandi, o Complexo Santa Izabel é predominantemente constituído por rochas ortoderivadas, tendo sido identificados ortognaisses, migmatitos (metatexitos e diatexitos), enclaves máficos anfibolíticos e metagranitoides. Os protólitos das rochas das bandas félsicas dos ortognaisses e migmatitos metatexíticos apresentam composição granodiorítica e monzodiorítica, enquanto que os enclaves máficos apresentam composição do protólito predominantemente meta-hornblenda gabro, mas estão anfibolitizados. Os granitoides, com composição do protólito predominante monzogranítica, apresentam contato transicional a intrusivo nas demais rochas. Essas rochas representam as zonas de granitização associadas com a migmatização de protólitos arqueanos do Complexo Santa Izabel. 2. Embora não tenha sido foco desse trabalho, os estudos petrográficos permitem distinguir duas paragêneses metamórficas. A primeira atinge, condições metamórficas de fácies anfibolito alto e é constituída por microclina, plagioclásio, quartzo, biotita, hornblenda, zircão, titanita, minerais opacos e apatita nos ortognaisses, nos migmatitos metatexíticos e nos migmatitos diatexíticos, ao passo que é constituída por plagioclásio, hornblenda, biotita, titanita, magnetita, quartzo e apatita nos enclaves máficos anfibolíticos. Essa paragênese está associada com deformações de idade riaciana- orosiriana. A segunda atinge condições metamórficas de fácies xisto verde, é constituída por calcita, clorita, mica branca e epidoto nos ortognaisses e nos migmatitos metatexíticos; por clorita, mica branca e epidoto nos migmatitos diatexíticos; actinolita, clorita, mica branca, epidoto e calcita nos enclaves máficos e clorita, mica branca e epidoto nos granitóides. Essa paragênese está associada com deformações de provável idade neoproterozóica e alteração hidrotermal. 3. A análise estrutural permitiu a identificar de quatro fases de deformação compressionais, denominadas de Dn-1, de provável idade mais velha que neoarqueana, Dn e Dn+1 (Estágios Dn+1’ e Dn+1”), de idade riaciana-orosiriana, e Dn+2, de idade neoproterozóica. A paragênese metamórfica de fácies anfibolito alto associa-se com as fases Dn e Dn+1, ao passo que a paragênese metamórfica de fácies xisto verde relaciona-se com a fase deformacional compressional Dn+2. Com relação ao estágio Dn+1’ a migmatização é sin a tarditectônica, ao passo que com relação ao estágio

Dn+1” é pré-tectônica. Entre as fases Dn+1 e Dn+2 houve a instalação do sistema de riftes Espinhaço-Macaúbas. 4. Tendo em vista que no Batólito Monzo Sienitico de Guanambi Urandi há enclaves de ortognaisses do Complexo Santa Izabel e que nesse batólito predominam rochas ígneas não metamorfizadas, considera-se que a colocação dessas rochas ocorreu posteriormente ao evento de migmatização. 5. Com relação aos dados geocronológicos, as análises realizadas demonstram idades paleo e mesoarqueana para os protólitos das rochas estudadas e uma migmatização em torno de 2.1 Ga. As idades obtidas em neossomas de migmatitos estromáticos e em granitoides tardi-tectônicos sugerem a existência de um evento metamórfico paleoproterozóico. Os resultados obtidos em monazitas (2.587 ± 10 Ma) podem estar associados com um magmatismo anorogênico alcalino já verificado em outras regiões do Bloco Gavião ou com um evento metamórfico neoarqueano.

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