Estruturas E Tectônica Da Zona De Transição Entre Os Blocos Jequié E Itabuna-Salvador-Curaçá, Região De Itatim, Bahia, Brasil

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

Judiron Santos Santiago

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

SALVADOR/BA 2010 2

Judiron Santos Santiago

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

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

Orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes Co-orientador: Prof. Ms. Geraldo Marcelo Lima

Salvador/Bahia 2010 3

TERMO DE APROVAÇÃO

Judiron Santos Santiago

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

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

______1º Examinador – Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes – Orientador IFBA / Instituto de Geociências, UFBA.

______2º Examinador – Dr. Reginaldo Alves dos Santos CPRM

______3ª Examinadora – Profª Drª Simone Cerqueira Pereira Cruz Instituto de Geociências, UFBA.

AGRADECIMENTOS

Primeiramente, agradeço a essa energia cósmica perfeita, Deus, pela saúde e oportunidade de fazer parte desta obra unificadora que liga as mais longínquas galáxias às menores células. Meu eterno agradecimento, as minhas mães, Marlene e Júlia, por serem guerreiras e ininterruptamente me proporcionar muito amor, carinho e dedicação. Á meu pai, Nilson, e padrinho, Nadilson, pelas lições, apoio e amor. A meus orientadores Professores César e Marcelo, pela oportunidade, discussões, críticas e estímulos, que contribuíram para aguçar minha criatividade, conhecimento geológico e profissional. Aos professores que contribuíram para minha formação e crescimento acadêmico, em especial: Antônio Marcos, Ângela Leal, Aroldo Misi, Castro, Simone Cruz, Flávio Sampaio, Haroldo Sá, Reginaldo Alves, Olívia Oliveira e Telésforo Martinez. Aos funcionários do Instituto de Geociências em especial, André, Bosal, Alberto, Caetano, Gil e Ferraz A minha companheira Rafaela, pelo companheirismo e amor, ao longo da minha caminhada. A meus amigos do peito Adriano (broa), Henio (dique) e Samuel (esponja), pelos estímulos nos momentos pouco agradáveis e muitas alegrias nos momentos de lazer. Aos meus amigos de rocha, que fui a Bruno (Metaformica), Danilo (Show), Eduardo (Brão), Guilherme (Guiga), Rafael (Caçador), Carlos (Ganja), Fernandinha, Felipe (Dylon), Guilherme (Zé da Gota), Wilson (Cavalinho), Diegão, Juazeiro, Cleiton (Bahia), Lusandra, Amanda, Thiago, Janaina, Ednie, Tatiana, Ana Fábia, Michele, Nívea e, muitos outros que tive o prazer de conviver. Valeu, mesmo!

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

“Vocês podem tudo.” Nilson Santiago (meu pai)

RESUMO

A região de Itatim fica situada em uma mega-estrutura sigmoidal, em uma zona de transição entre dois importantes segmentos crustais do estado de Bahia, o Bloco Jequié e o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, normalmente associado a um regime tectônico regional sinistral. Apesar disso, muito pouco se sabe sobre como se estruturou essa faixa de transição e a importância das estruturas regionais na modelagem do relevo local, uma vez que, nesse local, se encontra uma dos maiores concentrações de inselbergs do mundo, coincidentemente alinhados segundo o trend regional N120º. Os litotipos metamórficos de alto e médio grau encontram-se polideformadas no estado dúctil, interpretados em termo de evolução tectônica colisional em quatro fases deformacionais progressivas. A primeira fase do estágio inicial da colisão possui movimentação tectônica reversa, onde foi gerada uma foliação regional de baixo mergulho, de orientação principal N030º e uma lineação de crescimento mineral dip- slip , associada com o fácies de granulito. A segunda fase representa um estágio mais avançado da colisão, onde se desenvolveu uma foliação de alto ângulo de orientação N120º e um sistema de zonas de cisalhamento transpressivo dextral, marcada pela presença de grandes alinhamentos estruturais no relevo em escala regional. A terceira fase é caracterizada por um par conjugado de cisalhamento transcorrente dúctil (N140º e N010º). A quarta fase está associada ao colapso gravitacional do orógeno, onde foi gerada uma foliação de baixo mergulho. Por fim, baseado no estudo de estruturas dúcteis e indicadores de cinemáticos associados, usando métodos de inversão foram possível adquirir a orientação 3-D dos campos remotos de paleotensão para cada fase da evolução tectônica: (i) na fase inversa, σ1 foi orientado a N120º e σ3 a N317º; (ii) na fase de transpressiva, σ1 N160º e σ3 N252º; (iii) na terceira fase, σ1 N000º e σ3 N090º e; (iv) na fase de colapso, σ1 N041º e σ3 N082º. A combinação destes dados sugere uma rotação do tensor principal de compressão (σ1) no sentido horário, durante a evolução da colisão dextral, inserido em um cenário de evolutivo tectônico regional sinistral. Isso pode ser explicado pela geometria de sigmoidal da zona de colisão, com orientação N-S para um cenário sinistral e N120º para o cenário dextral de expressão local. Uma observação interessante neste estudo é o controle tectônico-estrutural exercido na evolução geomorfológica, cujos produtos constituem abruptas elevações de rochas completamente isoladas na planície ( inselbergs ).

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

ABSTRACT

The region of Itatim is located at an important sigmoidal-shape collisional transition zone between two important crustal segments of the state of Bahia, the Jequié Block and Itabuna- Salvador-Curaçá Orogen, normally associated to a sinistral regional tectonic. In spite this, little is known about how this zone was structured and the importance of regional structures in the modelling of local relief, marked by the presence of a sea of inselbergs, aligned according to the regional N120°-trend. The rocks are high to intermediate metamorphic grade and polideformed at ductile state, such strain is interpreted in terms of collisional tectonic evolution in four progressive phases of deformation. The first one, of the initial stage of the collision, had a reverse kinematical tectonic during which was generated a regional low dip foliation, with main orientation N030° and a lineation growth dip-slip, associated with the granulite facies but related to metassomatic front, indicating local water fluid supply. The second one represents a more advanced stage of the collision, where was developed a high angle foliation with direction N120° and a system of transpressive dextral shear zones, marked by the presence of large structural alignments in relief, on a regional scale. The third phase was characterized by a pair of conjugate ductile shear zones (N140º e N110º). The fourth phase, was associated with the gravitational collapse of orogenic belt, in which was generated a foliation with low dip. Finally based on the study of ductile structures and associated kinematic indicators, using inversion methods was possible to acquire the 3-D orientation of the paleostress remote field tensors for each stage of the tectonic evolution: (i) on the reverse phase, σ1 was oriented at N120º and σ3 at N317º; (ii) on the transpressive phase, σ1 N160º and σ3 N252º; (iii) on the third phase, σ1 N000º and σ3 N090º and; (iv) on the collapse phase, σ1 N041º and σ3 N082º. The combination of this data suggests a clockwise rotation of the main stress tensor of compression, σ1, during the dextral collision evolution, inside to a regional sinistral setting. It can be explained by the sigmoidal geometry of the collisional zone with long N-S-trending sinistral extensions and short dextral N120 o-trend local orientation. An other interesting observation in this study is the structural-tectonic control exercised on the relief evolution, whose products are abrupt elevations of rock completely isolated from the plain.

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

SUMÁRIO

LISTA DE FIGURAS vii LISTA DE TABELAS xii

1. INTRODUÇÃO ...... 16

1.1 Aspectos Iniciais ...... 16

1.3 Objetivos ...... 19

1.4 Justificativa ...... 20

1.5 Método de Trabalho ...... 20

2. GEOLOGIA REGIONAL ...... 22

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

2.2 Litoestratigrafia ...... 24

2.2.1 Bloco Jequié ...... 25

2.2.1.1 Complexo Jequié ...... 25

2.2.1.2 Suíte Granítica Itaberaba ...... 26

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

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

2.2.2.1 Complexo Caraíba ...... 27

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

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

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

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

2.3 Evolução Tectônica Regional ...... 29

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

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

3.1 Unidades Litoestratigráficas ...... 35 9

3.1.1 Complexo Jequié ...... 36

3.1.2 Complexo Caraíba ...... 38

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

3.2 Aspectos geomorfológicos ...... 39

4. PETROGRAFIA ...... 41

4.2 Enderbitos ...... 41

4.3 Charnoenderbito ...... 44

4.4 Sienogranito ...... 45

4.5 Monzogranito ...... 48

5. ESTRUTURAS ...... 50

5.1 – Estruturas Dúcteis ...... 51

5.1.1 Estruturas da Fase D n ...... 52

a) Estruturas S n e L Xn ...... 52

b) Eixos de Dobras L βn ...... 53

5.1.2 Estruturas da Fase D n+1 ...... 56

a) Estruturas S n+1 e L Xn+1 ...... 56

5.1.3 Estruturas da Fase D n+2 ...... 59

5.1.3.1 Zonas de Cisalhamentos ...... 59

5.1.4 Estruturas da Fase D n+3 ...... 62

5.1.4.1 Estruturas S n+3 e L Xn+3 ...... 62

5.2 Estruturas Rúpteis ...... 65

5.2.1 Fraturas e Veios ...... 65

5.2 Campos de tensão ...... 67

6. DISCUSSÕES ...... 69

6.1 Fases Deformacionais ...... 69

6.1.1 Fase deformacional D n ...... 69

6.1.2 Fase deformacional Fase D n+1 ...... 70 10

6.1.3 Fase deformacional Fase D n+2 ...... 70

6.1.4 Fase deformacional Fase D n+3 ...... 71

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

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

7. CONCLUSÕES ...... 76

8. REFERÊNCIAS ...... 78

LISTA DE FIGURAS

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Figura 3.6 – Variedades de formas dos inselbergs , da região de Itatim: (a) Tocas, (b) Máscara, (c) inselbergs de dimensão decamétrica e (d) Enxadão. 12

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

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

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

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

Figura 4.6 – Corpo diminuto de sienogranito intrusivo no enderbito.

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

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

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

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

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

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

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

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

Figura 5.3 - Diagramas das estruturas lineares, L Xn , totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert. 13

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

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

Figura 5.6 – Dobra com L βn paralelo a L Xn .

Figura 5.7 - Mapa de distribuição das estruturas da Fase D n.

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

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

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

Figura 5.11 – Zona de cisalhamento de cinemática dextral, transpondo a foliação pretérita

(S n) que assume formas sigmoidais.

Figura 5.12 - Intrusão granítica dobrada pela fase D n+1 .

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

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

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

Figura 5.16 - Diagramas das estruturas planares, S n+3 , totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar, a guirlanda representa o plano máximo. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

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

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

Figura 5.19 – Em (a) foliação subhorizontal (S n+3 ). Em (b) transposição do plano S n+1 , pela foliação S n+3 . 14

Figura 5.20 - Mapa de distribuição das estruturas Fase D n+3 . Figura 5.21 - Diagramas das fraturas totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert.

Figura 5.22 – Em (a) falha de atitude N020º/82ºNW. Em (b) detalhe mostrando microestrutura pull apart associada a cinemática sinistral. Figura 5.23 – Adensamento de fraturas subverticais e subhorizontais, encontrado nos inselbergs . Figura 5.24 - Diagramas dos veios totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt- Lambert.

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

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

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

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

Figura 6.4 – Faixa de comportamento dúctil heterogêneo. Em (a) esquemática de deformação, desenvolvendo faixas de deformações mais concentradas, zonas de high strain , em torno de faixas de deformação mais brandas, zonas de low strain . Em (b) relevo residual associado a zonas de low strain , Serra do Coité. Figura 6.5 – Zona de high strain dissecada, região de Itatim-Ba. Figura 6.6 - Evolução do modelo, em função do grau de fraturas subhorizontais e subverticais que se intersectam formando ângulos retos entre si. Foto original no canto inferior direito, Milagres-Ba.

LISTA DE TABELAS

Tabela 4.1 - Composição mineralógica modal do enderbito. Tabela 4.2 - Composição mineralógica modal do charno-enderbito. Tabela 4.3 - Composição mineralógica modal do sienogranito. Tabela 4.4 - Composição mineralógica modal do monzogranito.

1. INTRODUÇÃO

1.1 Aspectos Iniciais

A região de Itatim, área de estudo dessa monografia, situa-se em uma estratégica posição na porção oriental do Cráton do São Francisco (CSF) (Almeida, 1969; 1977), ou seja, exatamente na zona de transição e de colisão entre dois importantes segmentos crustais do estado da Bahia, o Bloco 1 Jequié (BJ) (Cordani, 1973) e o Orógeno 2 Itabuna-Salvador-Curaçá, OISC, (Barbosa & Sabaté 2002; 2004). Além disso, nesse local, se encontra uma das maiores concentrações de inselbergs do mundo (Lima et al . 2009), alinhados segundo o trend regional N120º. Apesar dos inúmeros trabalhos sobre os domínios tectônicos supracitados, muito pouco se sabe sobre como se estruturou essa faixa de transição e a importância das estruturas regionais na modelagem do relevo local.

1 Entende-se como Bloco como uma unidade crustal de dimensão variável (pluridecaquilométrica a pluriectoquilométrica) com estrutura própria, ora homogênea, ora heterogênea, se comportando como um segmento litosférico globalmente estável, durante processos tectônicos posteriores, dos quais também, em geral, participa. O termo é aplicado quando não existem critérios suficientes para definir uma área cratônica (Barbosa & Sabaté, 1996). 2 Entende-se como orógeno um província tectônica onde se desenvolvem os mais diversos processos geológicos relacionados ao confronto de placas litosféricas e à origem das grandes cadeias montanhosas da Terra. Colisões envolvendo placa oceânica em subducção sob placa com borda continental, são do tipo acrescionário ( e.g. os Andes); quando está envolvida a colisão de duas massas continentais, o orógeno é do tipo colisional ( e.g. Himalaias) (GLOSSÁRIO GEOLÓGICO, 2010). 17

Na tentativa de contribuir para o entendimento dos eventos geológicos que estruturaram esse limite tectônico, foi realizado um estudo das estruturas e dos litotipos da região próxima ao contato entre o BJ e o OISC. Como esses domínios se encontram nas fácies granulito e anfibolito essa apreciação possibilita a análise de segmentos profundos da crosta continental, hoje expostos, de modo a compreender os movimentos e as forças atuantes na evolução paleoproterozóica deformacional desta porção continental. Essa evolução vai desde os eventos compressionais até os extensionais, estes últimos normalmente relacionados a um colapso gravitacional. Os inselbergs correspondem a maciços granitóides, concentrados nos arredores de Itatim, que apesar da variedade de formas e dimensões, possuem similar orientação longitudinal. Isto demonstra a relação com as estruturas nucleadas durante a colisão dos paleoblocos supracitados.

1.2 Localização e Acesso a Área de Estudo

Localizada na região centro-oriental do Estado da Bahia, a área de estudo está inserida a folha do IBGE de Milagres (SD.24-V-B-V, escala 1:100.000). Situada na região entorno das cidades de Itatim e Milagres, esta área faz parte da zona de transição entre o BJ e o OISC (Figura 1.1). O acesso a área, partido de Salvador, é feito pela rodovia BR-324 até a cidade de Feira de Santana e daí pela rodovia BR-116 até o município de Itatim. À 28 km desta cidade encontra-se o município de Milagres. Itatim situa-se, aproximadamente, a 225 quilômetros de Salvador (Figura 1.2).

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

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

1.3 Objetivos

O objetivo geral desse trabalho foi a análise das estruturas formadas na orogenia paleoproterozóica que afetaram e reestruturaram os litotipos do OISC e do BJ, de modo a contribuir para uma melhor compreensão da evolução geológica e geomorfológica. Os objetivos específicos foram: a) descrever e classificar petrograficamente os principais litotipos locais; b) proceder à análise estrutural das estruturas locais visando elaborar um modelo de evolução deformacional; c) obter as orientações dos campos de tensão locais, e relações com os campos de tensão regionais (far-field stresses ); 20

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

1.4 Justificativa

Em colisões continentais as bordas dos blocos crustais funcionam como anteparo. De modo que a relação angular entre a geometria desses segmentos sobre uma mesma orientação do campo de paleotensão possibilita variações específicas na cinemática. A área de estudo se encontra justamente em uma porção onde o limite entre o BJ e o Bloco Itabuna-Salvador- Curaçá (BISC) possui orientação geral NW-SE, contrastado com as orientações, predominantemente, NNE-SSW e N-S ao longo de todo OISC. A proposta do estudo em questão é a análise das estruturas na zona de transição, nessa região, de modo a contribuir na construção do conhecimento científico da análise tectônico- estrutural sobre a colisão entre o BJ e o BISC, e a influência deste evento na estruturação geomorfológica local.

1.5 Método de Trabalho

Para o desenvolvimento da pesquisa foi realizado, inicialmente, uma revisão bibliográfica acerca da evolução tectônica, unidades geológicas e seus litotipos utilizando livros, artigos científicos e periódicos relacionados à colisão paleoproterozóica no Estado da Bahia e no mundo. Neste estudo foram abordados temas relevantes à temática proposta, como questões relacionadas ao estudo tectônico-estrutural de colisões oblíquas, análise de particionamento de stress em orógenos, e a evolução geomorfológica, em especial à apreciação dos inselbergs . Na fase posterior, foram analisadas imagens de modelo digital de terreno, SRTM (Shutter Radar Tomography Mission ), da NASA, com resolução de 30 metros. Estas imagens serviram de base para traçar os principais alinhamentos estruturais, orientação e extensão dos inselbergs . Foram utilizadas as ferramentas 3D Analyst e Rose Diagram do software Arcgis®. Na fase de campo, a sistemática de trabalho consistiu na identificação das litologias e coleta de amostras para estudo petrográficos. Além disso, houve a coleta de dados de estruturas planares e lineares, tais como: foliações, lineações de crescimento/estiramento mineral, zonas de cisalhamento e dobras. A hierarquização destas estruturas com base na relação de truncamento, além da dedução das cinemáticas associadas a esses planos por meio 21

do estudo de marcadores cinemáticos, tais como: relação S/C, dobras assimétricas. O mapa de caminhamento com a localização dos afloramentos estudados e amostras coletadas é mostrado na Figura 1.3. Os dados estruturais levantados em campo foram organizados em tabelas no programa Microsoft EXCEL®2007. Posteriormente, iniciou-se o tratamento estatístico em diagramas estereográficos, utilizando o software Stereonett® (Duyster, 2000).

Para a análise dos campos de tensões locais associados com as estruturas dúcteis, foi utilizado o método de inversão proposto por Srivastava et al. 1995, que considera a lineação de crescimento/estiramento mineral rebatido no plano da foliação, como um indicador cinemático tal como slickenlines para um plano rúptil. Os paleocampos foram obtidos utilizando o programa FaultkinWin® (Allmendinger 2001, versão 1.1), onde foram obtidos os diedros T (extensão) e P (compressão) e os parâmetros de tensor momento, ou de Bingham, com os pontos de concentração 1, 2, 3 representando os melhores ajustes para os tensores principais, σ3, σ2 e σ1 respectivamente. 22

2. GEOLOGIA REGIONAL

A colisão continental que levou a estruturação dos litotipos da área de pesquisa possui sua história metamórfica deformacional inserida na evolução do CSF (Almeida, 1969; 1977). Portanto, é imperativa uma apresentação desta importante unidade tectônica. A seguir, serão descritas as principais unidades litoestratigráficas que compõem os terrenos polideformados metamórficos de alto grau do BJ e OISC, além do modelo evolutivo regional.

2.1 O Cráton do São Francisco

O CSF é um segmento da litosfera continental, consolidado no final do Paleoproterozóico, e posteriormente parcialmente retrabalhado no final do Neoproterozóico, Esta unidade tectônica é delimitada por faixas de dobramentos neoproterozóicas, quais sejam: Brasília, ao sul e oeste; Rio Preto a noroeste; Riacho do Pontal e Sergipana, a norte; e Araçuaí a sudeste (Almeida, 1977) (Figura 2.1). O CSF possui uma ampla extensão territorial, ocupando quase a totalidade do estado da Bahia e porções do estado de Minas Gerais e Sergipe. Na porção baiana vários trabalhos foram desenvolvidos por diversos pesquisadores, sendo amplamente sintetizados nos trabalho de Barbosa (1997; 2003). O embasamento do setor norte do CSF teve sua mais importante estruturação na chamada Orogênese Paleoproterozóica (Barbosa & Sabaté 2002), que foi responsável pela amalgamação de quatro segmentos crustais arqueanos: o Bloco Gavião, o 23

Bloco Jequié, o Bloco Serrinha e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Dominguez, 1996). O Bloco Gavião (BG) ocupa a porção centro-leste do cráton e compreende o núcleo mais antigo. Composto por TTGs metamorfisado no fácies anfibolito (Barbosa, 2003). E ainda, por mais duas gerações de granitóides e unidades supracrustais, como os greenstone belts de Contendas Mirante, Umburanas, Guajerú e Mundo Novo, todos metamorfisados no fácies xisto verde. O Bloco Jequié (BJ), localizado a nordeste do CSF, é formado por migmatitos e rochas plutônicas enderbíticas-charnockíticas, além de seqüências vulcanossedimentares, todo conjunto metamorfisado na fácies granulito. O Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (BISC) (Barbosa & Sabaté, 2002; 2004) compreende uma faixa constituída por rochas de alto grau metamórfico, de aproximadamente 800 km de direção sub-meridiana, que se estende de sul a norte do Estado da Bahia. Este segmento divide-se próximo a latitude de Salvador, formando um ramo denominado de Cinturão Salvador-Esplanada (Barbosa & Dominguez, 1996). O BISC é composto por tonalitos/trondhjemitos, subordinadamente charnockitos, monzodioritos e faixas de rochas supracrustais. Compõem também seus litotipos, faixas de rochas shoshoníticas, como também tonalitos e trondhjemitos sin-colisionais. Durante a Orogênese Paleoproterozóica, todos os constituintes foram metamorfisados na fácies granulito. O Bloco Serrinha (BS), é um segmento de crosta Arqueana granito-greenstone , formado por ortognaisses graníticos-granodioríticos e tonalíticos e as seqüências greenstone belt do Rio Itapicuru e Capim. As intrusões de granitóides paleoproterozóico presentes são relacionadas às fases deformacionais regionais (Alves da Silva, 1994 in Leite, 2002).

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

2.2 Litoestratigrafia

Nessa seção serão discutidas as rochas que compõem o substrato do BJ e do OISC. De uma maneira geral, esses compartimentos abrigam rochas de médio a alto grau metamórfico, que apresentam história de deformação polifásica. A principal unidade litoestratigráfica representante do BJ abrange o complexo homônimo, enquanto que no domínio do OISC os litótipos estão inseridos nos Complexo Caraíba e Tanque Novo-Ipirá, e na Suíte São José do Jacuípe. Fazem parte ainda destes 25

segmentos crustais, granitóides intrusivos sin a tardi-tectônicos que no BJ, pertencem à Suíte Granítica Itaberaba, e granitóides pós-tectônicos. Tais unidades estão expostas, de modo simplificado na Figura 2.2.

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

2.2.1 Bloco Jequié

A maior parte dos litotipos do Bloco Jequié está inserida no Complexo Jequié. Nesse sentido podem ser identificados rochas metamáficas e rochas granitóides intrusivas, incluindo aquelas pertencentes à Suíte Itaberaba, além de corpos granitóides pós-tectônicos.

2.2.1.1 Complexo Jequié

Essa unidade composta por ortognaisses granulíticos de composição granítica a tonalítica, localmente com presença de trondhjemitos, representa o mais expressivo conjunto litológico do BJ. Os ortognaisses granulíticos em contato com o domínio do OISC (Complexo Caraíba e da Suíte Granítica de Itaberaba) exibem feições que podem ser interpretados como associadas a retrometamorfismo, evidenciado pela presença de frentes de alteração hidrotermal, sobretudo potassificação. Reunidas nesta unidade, estão duas unidades de charnockitos-enderbíticos, uma de baixa concentração de TiO 2, e outra, de alto teor de TiO 2 26

(Fornari & Barbosa, 1994). Um conjunto de rochas, em parte supracrustais, composto por gnaisse gabronorítico, formações ferríferas, quartzito e calcissilicática integram esse complexo. Um corpo alongado meridionalmente, de granada-biotita-gnaisse com porções migmatizadas e outro lenticular de gnaisse kinzingítico, de dimensão quilométrica, foram incorporados por Nunes & Melo (2007) ao Complexo Jequié. O Complexo Jequié possui geocronologia paleo a mesoarquena, com idades U-Pb (SHRIMP) de 2,81 Ga e 2,68 Ga nas suítes charnockítico-enderbíticas entre 2,47 Ga e 2,71 Ga em gnaisses charnockíticos, respectivamente segundo Alibert & Barbosa (1992) apud Nunes & Melo (2007) e Silva et al. 1992.

2.2.1.2 Suíte Granítica Itaberaba

A Suíte Granítica Itaberaba aflora, principalmente, a norte da cidade de Itaberaba. O corpo mais expressivo é alongado na direção N-S, e possui a forma em “S”. De acordo com Fernandes (1991), essa suíte abrange quatro diferentes fácies. A fácies composta por granitos com biotita possui pequenas intercalações de leucogranitos de granulação grossa a pegmatítica, com biotita ou granada. Essas rochas possuem cor cinza rosado, com textura porfirítica marcada por feldspato potássico. Uma segunda fácies com granulação fina é constituídas por rochas aplíticas, cinza a cinza-rosado, que possui contato gradacional com a anterior. A terceira fácies deste domínio é de natureza equigranular, composta por biotita-granada granitos rosa-acinzentados ou brancos. Por fim, a quarta fácies é constituída por hornblenda-biotita leucogranitos. Para essa suíte Fernandes (1991) obteve idades em torno de 2,1 Ga (método Rb-Sr), que foi interpretada como sendo a idade do metamorfismo granulítico que afetou as encaixantes, durante a Orogênese Paleoproterozóica.

2.2.1.3 Granitóides Pós-tectônicos

No BJ ocorrem corpos de granitóides intrusivos no Complexo Jequié, constituindo três pequenos stocks de composição granítica a granodioritica até sienítica.

2.2.2 Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá 27

As rochas do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC) estão distribuídas nas seguintes unidades: Complexo Caraíba, Suíte São José do Jacuípe e Complexo Tanque Novo-Ipirá, além de granitóides intrusivos sin, tardi a pós-tectônicos.

2.2.2.1 Complexo Caraíba

O Complexo Caraíba é unidade de maior representatividade do OISC, que faz limite tectônico transpressional com as unidades do BJ. Este complexo inclui ortognaisses granulíticos de composição tonalítico-trondhjemítico-granodiorítica. Nunes & Melo (2007) divide-a em três litofácies. Uma litofácies é composta por ortognaisses enderbíticos, charnoenderbíticos e charnockíticos, que possuem foliação definida por minerais formados durante o metamorfismo ocorrido a 2.072 Ma, datado pelo método U-Pb (SHRIMP) (Silva, 1997). Outra litofácies são os produtos de fusão parcial de fase leucossomática sieno a monzogranítica. De menor expressão areal, a terceira litofácies é composta por ortognaisses mangerítico e charnockítico. Nas zonas de cisalhamento que marcam o contato entre o OISC e o BJ, os litotipos, apresentam-se fortemente deformados e são transformados por retrometamorfismo, embora ainda estejam presentes restos dos enderbitos-charnockitos. Segundo Kosin et al. (2003) a presença do hiperstênio em equilíbrio com hornblenda e biotita nos ortognaisses sugere condições de metamorfismo características da transição da fácies anfibolito-granulito em horblenda-biotita migmatitos. Teixeira & Melo (1991) apud Nunes & Melo (2007), baseados nos padrões geoquímicos e razões isotópicas Sr 87 /Sr 86 , defendem que os gnaisses enderbíticos e associados, tem sua origem relacionada a fusão parcial de uma crosta, anfibolitizada, subductada em zona de gradiente geotérmico elevado. Tal crosta oceânica estaria representada, atualmente, por inclusões noríticas encontradas nos ortognaisses.

2.2.2.2 Suíte São José do Jacuípe

A Suíte São José do Jacuípe compreende uma associação máfica-ultramáfica, composta de gabro-noritos, ferrogabros e peridotitos, e ocorrência subordinada de leucogabros (Kosin et 28

al ., 2003). Esta unidade ocorre como lentes descontínuas tectonicamente imbricadas no Complexo Caraíba, bem exposta nas proximidades da zona limítrofe com o BJ, à noroeste da área de estudo. Quimicamente esta suíte pertence à série toleiítica, com características similares às do toleiítos de cadeia mesoceânicas, MORB (Texeira, 1997). Com base das características geoquímicas, especula-se que a Suíte São José do Jacuípe represente os restos de uma crosta oceânica, de idade arqueana baseada em zircões de 2,69Ga encontrados em um xenólito no enderbito TTG do Complexo Caraíba (Silva et al., 1997).

2.2.2.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá

As rochas do Complexo Tanque Novo-Ipirá ocorrem na parte ocidental do OISC, imbricadas como extensas lentes no Complexo Caraíba. Apesar de ser uma unidade predominantemente metassedimentar, rochas metamáfico-ultramáficas ocorrem associadas. Ocupando extensas lentes, que se dispõem de forma contínua, ou em pequenos corpos isolados, ocorrem gnaisses calcissilicáticos ricos em tremolita, além de quartzito, formação ferrífera bandada, mármore e gnaisse quartzo-feldspático (Nunes & Melo 2007). Nesta unidade ocorre ainda ortoanfibolitos, metagabros, meta-hornblenditos, hornblenda-granulitos e metaperidotitos. Segundo Melo et al . (2001) os metabasitos e metaultrabasitos que ocorrem neste domínio, representados por ortoanfibolitos, metagabros, meta-hornblenditos, hornblenda granulitos e metaperidotidos, podem ter suas origens relacionadas tanto a lavas basálticas como a diques/soleiras intrusivos, ou serem, em parte, níveis da Suíte São José do Jacuípe integrados tectonicamente. Os quartzitos ocorrem puros, recristalizados, levemente feldspáticos. Essas rochas possuem colocação clara, próximo ao branco, ou com variação para acinzentado a esverdeado, devido à presença de tremolita. Nos arredores de Ipirá é possível observar um afloramento desse corpo. À nordeste de Castro Alves foi individualizado um corpo de formação ferrífera, sendo constituído por quartzo e óxido de ferro (magnetita e hematita).

2.2.2.4 Granitóides Intrusivos sin a tardi-tectônicos, no OISC

Este domínio é caracterizado por duas suítes, associadas ao evento colisional Paleoproterozóico. A primeira suíte aflora a norte e sudeste da área, composto por de orto- augengnaisses granulíticos, monzoníticos a quartzomonzoníticos, com foliação presente e porfiroclastos de feldspatos potássico. Esta suíte configura uma extensa faixa encaixada no Complexo Caraíba, denominada Riacho da Onça, por Sampaio (1992) e Pereira (1992) apud Nunes & Melo (2007). Datações realizadas por Silva et al . (1997), apontam idade U-Pb (SHIRIMP) de 2.126 Ma para essas rochas. A outra suíte se estende em torno do povoado de Tamanduá, à norte da área, intrudida nos complexos Caraíba e Tanque Novo-Ipirá, sendo constituído por horblenda-biotita augengnaisses sienograníticos a graníticos, com foliação proeminente. São freqüentes enclaves metamáficos.

2.2.2.5 Granitóides Pós-tectônicos

Estes granitóides ocorrem como corpos de dimensões variadas, entre dois e mais de trezentos quilômetros quadrados. Eles são constituídos por monzo a sienogranitos, com sienitos subordinados. De maneira geral, são porfiríticos, de granulação grossa a equigranular e apresentam foliação de fluxo magmático. Na região entre as cidades de Ipirá e Capim Grosso, é comum a presença de veios pegmatíticos relacionados à granitogênese pós- tectônica.

2.3 Evolução Tectônica Regional

O Cráton do São Francisco (CSF) é formado por um conjunto de blocos antigos, suturados por sucessivos mecanismos tectônicos de acresções crustais e/ou colisões continentais no final do Paleoproterozóico (Barbosa, 2003a). A colisão teria ocorrido com movimento de quatro blocos no sentido NW-SE, identificado pela presença de falhas de empurrão e zonas de cisalhamento pós-colisionais (Barbosa, op cit .) (Figura 2.3). Este modelo tectônico atribui que a origem do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC) está relacionada ao estágio final da colisão continente- 30

continente, resultante da edificação de um arco continental e geração da cadeia de montanha, hoje exposta sua raiz devido a processos erosivos.

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

De acordo com Barbosa (2003) no inicio da colisão houve com o cavalgamento do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, sobre o Bloco Jequié e deste sobre o Bloco Gavião (Figura 2.4). Na região sul do OISC, Barbosa (1986), atesta a subducção para oeste, através do zoneamento geoquímico fornecido pelas seqüências magmáticas toleíticas, cálcio-alcalinas e shoshoniticas. No estágio final, da colisão houveram intrusões charnockíticas e graníticas, e movimentação transcorrente tardio sinistral, por volta de 2,0 Ga (Barbosa, 2003a). São exemplos deste evento tardio, a intrusão charnockítica de Brejões, no BJ, e múltiplas intrusões graníticas, a norte do OISC (Leite, 2002). Intrusões tardi-orogeneticos, de composição sienítica (e.g. Sienito de Itiuba, São Félix), de idade 1,9 a 2,1 Ga (Conceição, 1993) são colocados nesse contexto. A colisão mudou o zoneamento metamórfico original, colocando fácies de mais alto grau, sobre fácies de menor grau metamórfico, de modo a transformar os litotipos do BJ, da 31

fácies anfibolito para a fácies granulito, devido à sobreposição do OISC (Barbosa, 2003a). Na parte central do OISC o metamorfismo alcançou a fácies granulito e, nas bordas, fácies anfibolito e xisto verde, conforme identificado nas zonas de transição entre a parte central do Orógeno e os Blocos Gavião e Serrinha (Barbosa, 2003a). Entre o Bloco Jequié e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, as condições físico-químicas refletem condições uniformes do metamorfismo em fácies granulito (Barbosa 1986, 1989, 1990 apud Barbosa & Fonteilles 1991). Os mesmos autores, através de análises termométricas, indicam temperaturas máximas alcançadas de 830ºC a 850ºC, com pressões médias situadas entre 5 e 7 Kbar.

2.3.1. Relações entre deformação e estruturas

Em um estudo geotectônico, as estruturas representam as fontes de informações mais acessíveis. Tais dados refletem os padrões deformacionais nucleados por movimentos e processos originados no interior da Terra. As análises das estruturas e suas relações permitem hierarquiza-las e associa-las a determinados estágios de um ou sucessivos eventos 32

deformacionais, permitindo a compreender a história evolutiva de uma região e os produtos gerados. O estudo das feições geométricas se mostra mais completo à luz da orientação dos campos de tensões e de suas variações no tempo. Neste cenário, alguns trabalhos já contemplaram a análise tectono-estrutural da colisão paleoproterozóica, especificamente entre a colisão do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (BISC) e o Bloco Jequié (BJ). Durante este evento se formaram alinhamentos tectônicos, que refletem o elevado grau de estruturação dos litótipos. A colisão é identificada pela presença de falhas de empurrão e zonas transcorrentes tardias (Barbosa, 2003c). As transcorrências tiveram uma cinemática em geral sinistral, como demonstram elementos de trama monoclínica vistos em seções paralelas às lineações de estiramento, normais ao acamamento composicional dos metamorfitos (Alves da Silva & Barbosa, 1997). No BJ, a análise e interpretações de Barbosa (1986;1990); Alves da Silva et al . (1996); Barbosa et al . (2003), permitiram a estes autores hierarquizar as estruturas em quatro fases principais. A primeira delas foi reconhecida em dobras recumbentes com eixos sub- horinzontais (N010º-015ºE) e vergência para oeste. A segunda fase, materializada em dobras com planos axiais verticalizados. A fase seguinte, coaxial a fase anterior, nucleou dobras apertadas, com planos axiais N-S, redobrando os eixos das dobras anteriores. E por fim, a quarta fase, transversal, formando um padrão estrutural de domos e bacias. No OISC, devido sua grande extensão, a análise tectono-estrutural é dividida em compartimento sul e compartimento norte. Padilha (1992) apud Carvalho et al . (2003) cita a evolução tectônica da porção norte do OISC, gerado através de dois principais eventos deformacionais transpressivos, identificados por cavalgamentos com vergência tanto para W, quanto para E, constituindo uma zona axial de uma estrutura em flor positiva. Pardilha & Melo (1991) apud Barbosa & Dominguez (1996) interpretaram cinco episódios deformacionais para a mesma região. Os dois episódios iniciais, compressivos, composta por cisalhamentos dúcteis de baixo ângulo para NE, e elemento lineares com alto rake , com vergência para oeste e desenvolvimento de nappes . A estas fases iniciais, podem associar dobras deitadas e thrusts de baixo ângulo (Barbosa, 1997). As três fases seguintes são desenvolvidas em etapas incrementais transcorrentes; uma apresenta dobras normais dispostas en échelon e eixos N-S, e plano axial vertical, determinando uma foliação, não penetrativa, paralela aos cisalhamentos transcorrentes; a posterior gerou estrutura transpressiva sinistral, e por fim; a última, associado a estruturas formadas por dobras amplas, transversais as estruturas antecedentes, e por falhas conjugadas NW-SE e NE-SW. Deformações 33

transcorrentes tardias são atribuídas para o alojamento de corpos sieniticos alcalinos ( e.g. Sienito de Itiuba) (Barbosa, 1997). Nos terrenos do sul do OISC, o padrão deformacional é associado ao cisalhamento, transpressivo e transcorrente sinistral, que controla a sobreposição com o BJ (Barbosa & Dominguez, 1995; Barbosa et al ., 2004). Arcanjo et al . 1992 identificaram quatro fases de deformações tectônicas. A primeira fase formou por um bandamento gnássico original. A fase posterior apresenta uma foliação de plano axial de baixo ângulo de mergulho, orientado N010º-020ºE, o qual se associa a dobras recumbentes isoclinais (Barbosa, 1986; Barbosa et al ., 1992 apud Barbosa & Dominguez, 1996). Os planos anteriores são transpostos por uma foliação subvertical, penetrativa, que controla o trend regional (N010º-020º), acompanhada por lineação de baixo rake , evidenciando um transporte tectônico transpressivo, formado no terceiro estágio. A quarta fase, composta por uma foliação espaçada, pouco penetrativa, de direção N70E. Corrêa-Gomes et al .(2005) ao estudar o embasamento da bacia de Almada, inserida no sul do OISC, discrimina estruturas de fases iniciais, relacionadas à colisão frontal, tais como dobras isoclinais, foliações de baixo ângulo com lineação mineral do tipo dip-slip , que evoluem para dobras normais e foliações subverticais (Figura 2.5). Desenvolveu-se, posteriormente, uma fase de transcorrência, com lineação do tipo strike-slip , indicativo de zonas de cisalhamentos. Corrêa-Gomes et al .( op. cit. ) analisando a morfologia do OISC, compreende que o contorno deste segmento age como planos “c” de cisalhamento simples orientados N-S, inferindo a orientação do σ1 do campo remoto de tensão situou-se entre N150º e N135º e de σ3 entre N60º e N45º. Desse modo, o orógeno também representaria um mega indicador cinemático, como resultado dessa sucessão de deformações reversas e transcorrentes. Ao final das fases compressivas seguiu-se uma extensão possivelmente relacionada ao colapso do orógeno, com inversão de orientação dos tensores principais: máximo ( σ1) e mínimo ( σ3), do campo remoto de tensão. 34

+ 1 L n 2 + + n x+ S x 1 ’ L 2 S +

n ’ 2 S + x L

Sn + 1 S S n + 2 n+2’ Figura 2.5 - Síntese das estruturas planares e lineares encontradas no segmento sul do Orógeno Itabuna- Salvador-Curaçá e suas respectivas hierarquias espaciais e temporais (Correa Gomes et al ., 2005).

Os diversos trabalhos citados, em conjunto, admitem a existência de uma fase tectônica reversa, com presença de falhas de empurrão, as quais estão associadas lascas tectônicas ( e.g. Banda de Ipiaú, em Barbosa et al ., 2007); uma fase transcorrente/transpressiva sinistral, que desenvolve dobras apertadas que evoluíram até a transposição e uma fase mais nova extensional. O contorno de grandes intrusões e os traços das zonas de cisalhamentos principais reflete, em geral, a geometria de eventos relativamente tardios (Passchier et al ., 1993). As evidências mostram que não existem diferenças marcantes da evolução estrutural entre os dois domínios, na porção norte e sul do OISC, sugerindo que os eventos deformacionais afetaram indistintamente toda a área (Barbosa et al ., 2003b).

3. ASPECTOS GEOLÓGICOS E GEOMORFOLÓGICOS LOCAIS

As estruturas mais proeminentes da área de estudo compõem um sistema de zonas de cisalhamentos contracionais e transpressionais de orientação NW-SE, condicionando o contato do Bloco Jequié (BJ) com o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC). Essas zonas de cisalhamento variam de frontais a oblíquas, em função da geometria do anteparo, ou seja, do limite do BJ (Nunes et. al ., 2007). Na faixa transacional entre esses segmentos crustais supracitados, uma característica geomorfológica chama a atenção. A presença de abruptas elevações rochosas residuais contrasta com o relevo aplainado, denominadas de inselbergs . Estas expressões do relevo exibem orientação longitudinal similar ao trend regional dos lineamentos.

3.1 Unidades Litoestratigráficas

As rochas da área de pesquisa estão inseridas nos Complexos Jequié e Caraíba, incluindo, ainda, a presença granitóide pós-tectônicos. A divisão apresentada por Nunes & Melo (2007), baseado em critérios composicionais e petrográficos, é apresentado na Figura 3.1.

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

3.1.1 Complexo Jequié

Este domínio abrange a maior extensão da área, sendo composto por rochas para e ortoderivadas, que são individualizadas por Nunes & Melo (2007) em unidades menores. Na porção SW, estão reunidas, indistintamente, em uma unidade com duas seqüências cogenéticas com variação geoquímica (Fornari & Barbosa, 1992). Essas rochas apresentam cor original que varia de cinza a verde acinzentada cor de alteração rosa e granulometria média, com foliação marcada por biotita e feldspato. Encaixadas nestes litotipos faixas supracrustais, compostas por gnaisse gabronorítico, formações ferríferas e calcissilicática (Nunes & Melo 2007). Estas rochas são intrudidas por um corpo granitóide pós-tectônico, a oeste de Milagres. Incorporados nos charnockítos-enderbitos são também encontrados encraves máficos, por vezes dobrados, comprovando o caráter intrusivo dessas rochas (Figura 3.2). Os enclaves são de composições, aparentemente, anfibolítica a norítica e, freqüentemente, exibem bordas de alteração passando progressivamente para granulitos.

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

Outra porção individualizada é composta por ortognaisses granulíticos que formam uma faixa de orientação NW-SE, a qual faz contato transpressivo com os litotipos do Complexo Caraíba. Os litotipos exibem sinais de retrometamorfismo e apresentam composição granítica a tonalítica, muitas vezes, com níveis enriquecidos com mesopertita (Figura 3.3). Os granitóides gnáissicos possuem cor original cinza claro e cor de alteração rosa são, comumente, porfiríticos e apresentam bandamento composicional paralelo a foliação regional e níveis milonitizados.

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

Todos os litotipos deste domínio são cortados por veios pegmatíticos que muitas vezes apresentam auréola metassomática, com crescimento de mesopertitas centimétricas, sendo comum a presença de hiperstênio.

3.1.2 Complexo Caraíba

O Complexo Caraíba ocupa a porção norte-nordeste da área pesquisada, formando uma faixa de orientação NW-SE. Esta unidade litoestratigráfica é subdividida na área por Nunes & Melo (2007) em duas faciologias quimicamente diferentes. A litofácies que faz contato com a unidade do Complexo Jequié é composta por ortognaisses enderbíticos, charnoenderbíticos e charnockíticos cinza-esverdeado e cor de alteração esbranquiçada a amarelada, de granulação média a grossa, com foliação presente. Nas regiões próximas à zonas de cisalhamentos, os litotipos exibem feições de alteração hidrotermal de natureza potássica. A outra litofácies é constituída por ortognaisses granulíticos, que se modificam por retrometamorfismo, em horblenda-biotita gnaisses migmatizados, fortemente deformados nas zonas de cisalhamentos (Figura 3.4).

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

3.1.3 Granitóide Pós-tectônico

No BJ corpos de granitóides de composição granítica a granodioritica são intrusivos no Complexo Jequié, na porção oeste do município de Milagres.

3.2 Aspectos geomorfológicos

A região de estudo é formada por relevo aplainado (peneplano), com presença de abruptas elevações rochosas residuais, em contraste com a superfície plana. Tais morfologias são denominadas de inselbergs (Figura 3.5).

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

Inselbergs são montanhas monolíticas ou grupos delas, que surgem abruptamente em meio às paisagens, cuja formação geológica consiste principalmente de rochas graníticas ou gnáissicas (Porembski et al ., 1998). São produtos da ação de um grupo de fatores que 40

condicionam o desgaste do protólito de maneira diferencial, resultando em um relevo residual com uma variedade de dimensões e formas. Essas abruptas elevações maciças estão inseridas na transição do BJ e do OISC, entre o sistema de zonas de cisalhamentos transpressionais, de orientação principal NW-SE. Em Itatim os inselbergs possuem extensões de até, aproximadamente, mil metros por setecentos metros de largura, acompanhadas por uma variedade de formas, que são encontradas lado a lado. A orientação longitudinal desses maciços, isto é, em relação ao eixo maior, estão dispostos, aproximadamente, N120º (Figura 3.6). Independentemente de sua dimensão, gênese e evolução, estas expressões geomorfológicas relacionam-se a um complexo de fatores (climáticos, estrutural, etc.), interligados entre si, que confluíram para o seu aparecimento, em especial, nesta zona de transição entre blocos crustais.

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

4. PETROGRAFIA

4.1 Introdução Neste capítulo serão apresentados os resultados obtidos através do estudo petrográfico, com descrições dos aspectos textural e mineralógico dos principais litotipos encontrados na área estudada. É aqui analisada, ainda, a relação de contato entre os litotipos, visto que foi notado no campo contatos com borda de alteração metassomática, na relação entre corpos de composição sienogranítica e enderbítica, Na classificação petrográfica, foi empregada a terminologia proposta por Streckeisen (1976), utilizando os valores modais de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio, do diagrama Q-A-P, através do qual foram distinguidos quatro tipos composicionais. Dois da série charnockíticas: enderbito e charno-enderbito, onde notada a presença de hiperstênio; e dois do grupo de composição granítica: sienogranito e monzogranito.

4.2 Enderbitos

Ao longo da seção estudada esses litotipos ocorrem em lajedos. Possuem contatos intrusivos com rochas de composições graníticas, formando as bordas de alterações metassomáticas (Figura 4.1a). Os enderbitos apresentam granulometria média, são homogêneos, mesocráticos, de cor original verde acinzentada e foliação incipiente, tendendo a isotropia. 42

Em secção delgada, a lâmina analisada possui textura granoblástica inequigranular, com contatos entre as fases minerais são predominantemente suturados, com recristalização em bordas curvas (Figura 4.1b). O bandamento composicional é representado pela compartimentação de um nível félsico, composto por plagioclásio (com variedade antipertítico), quartzo e microclinio e um nível máfico, formado por hiperstênio, biotita, clinopiroxênio e opaco. Os minerais essenciais ocorrem xenoblásticos a subidioblásticos. A apatita compõe a fase acessória e ocorre idioblástica. A composição modal mineralógica é exibida na Tabela 4.1 e a plotagem das composições no diagrama QAP (Streckeisen, 1976) esta apresentado na Figura 4.2. A paragênese mineral de fácies granulito é representada por quartzo, plagioclásio, antipertita, hiperstênio e clinopiroxênio. A destabilização do hiperstênio para anfibólio sugere o retrometamorfismo.

Tabela 4.5 - Composição mineralógica modal do enderbito.

ROCHA COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA MODAL Pl (39%); Hy (16); Anf (4%); Cpx (15%); Qtz (12%); Bt (4%); Mi (3%); Antp (3%); Op (3%); Enderbito Ap (1%) Qtz – Quartzo; Pl – Plagioclásio; Antp – Plagioclásio antipertítico; Anf – Anfibólio; Mi – Microclina; Hy – Hiperstênio; Cpx – Clinopiroxênio; Bt – biotita Op – opacos; Ap – apatita.

Figura 4.2 - Diagrama modal QAP (Streckeisen, 1976), mostrando a classificação da amostra J-05.

O plagioclásio possui germinação segundo a lei Albita e está saussuritizado. Localmente, ocorre incluso em cristal maior de antipertita. Por vezes, apresenta mimerquita no contato com o quartzo. Os hiperstênios variam de marrom a verde claro, com duas gerações distintas pela associação mineral. A família de hiperstênio maior, com tamanho médio de 3mm, possue uma direção preferencial, a qual se associam os clinopiroxênios, biotitas e opacos (Figura 4.3). Os opacos são neoformados entre as fraturas do mineral dessa geração. A família de hiperstênio menor, tamanho médio de 0,8 mm, aparece com contatos curvos com plagioclásio entre os cristais maiores de hiperstênio. Localmente, o hiperstênio está incluso no plagioclásio, indicando cristalização precoce. A microclina apresenta germinação periclina incompleta, em forma de agulhas, além de exibir extinção ondulante.

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

4.3 Charnoenderbito

O charnoenderbito foi observado em grandes lajedos. As rochas são mesocráticas, com cor original cinza esverdeado e possui granulometria média. A foliação regional é presente, embora incipiente. A rocha em lâmina delgada exibe textura granoblástica, inequigranular. As fases minerais possuem contatos curvos a suturados (Figura 4.4a). Essas rochas possuem maiores quantidades de quartzo modal e menores de máficos, quanto comparados com o enderbito (Tabela 4.2). O surgimento do anfibólio desestabilizando os cristais de hiperstênio, evidencia o retrometamorfismo (Figura 4.4). A deformação é percebida pela alongação dos cristais de quartzo e plagioclásio. A plotagem das composições no diagrama QAP (Streckeisen, 1976) é apresentado na Figura 4.5.

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

O plagioclásio é subédrico a anédrico, germinados segunda a lei Albita. Ele ocorre saussuritizados e exibe duas granulometria distintas: com tamanhos médios de 2 mm, para a mais grossa, e de 0,5 mm para a mais fina. O clinopiroxênio e ortopiroxênio (hiperstênio) possuem cor marrom claro a esverdeados e são xenoblásticos. Aparecem com grau de desestabilização alto, passando a anfibólio, e subordinadamente para biotita (Figura 4.6-b). A biotita ocorre na cor marrom e apresenta pleocroísmo marrom-escuro a marrom- pálido, a marrom avermelhado. O microclínio possui germinação periclina pouco deformada e exibe intercrescimento pertítico. 45

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

Tabela 4.6 - Composição mineralógica modal do charnoenderbito.

ROCHA COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA MODAL Charno-enderbito Pl(36%); Qtz(30%); Pe(10%); Hy(8%); Anf(6%); Mi (5%); Bi(5%); Ap(1%) Qtz – Quartzo; Pl – Plagioclásio; Anf- Anfibólio; Pe – Pertita; Hy – Hiperstênio; Bi – biotita; Ap – apatita.

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

4.4 Sienogranito

Os sienogranitos ocorrem em lajedos, comumente como corpos intrusivos no enderbito (Figura 4.6). São holo a leucocráticos e possuem coloração original cinza e rósea, quando alterados. Apesar de exibir foliação, essa superfície é incipiente com tendência isotrópica. A composição mineralógica modal é apresentada na Tabela 4.3 e a plotagem da composição modal na Figura 4.7.

Figura 4.6 – Corpo diminuto de sienogranito intrusivo no enderbito. 46

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

Em lâmina delgada a rocha apresenta textura inequigranular com tendência porfirítica (Figura 4.8a). A fase principal é composta por mesopertita, quartzo, microclinio, plagioclásio, e mais a biotita, é constituída por cristais anédricos a subédricos, enquanto que a fase acessória é composta por apatita e zircão são euédricos (Tabela 4.3). A presença da deformação é notada, ainda que incipiente, pelo estiramento de quartzo e plagioclásio e orientação da biotita.

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

Tabela 4.7 - Composição mineralógica modal do sienogranito.

ROCHA COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA MODAL Me (45%); Qtz (20%); Mi (15%); Pl (10%); Bi (5%); Op (3%); Zr (1%); Ap (1%) Sienogranito Me (42%); Qtz (30%); Pl (10%); Bi (8%); Op (5%); Mi (3%); Zr (1%); Ap (1%) ABREVIAÇÃO: Qtz – Quartzo; Me – Mesopertita; Pl – Plagioclásio; Antp – Plagioclásio antipertítico; Mi – Microclina; Hy – Hiperstênio; Cpx – Clinopiroxênio; Bi – biotita Op – opacos; Ap – apatita. 47

A mesopertita é a principal fase mineral. Ela possui exsolução em bastões mais heterogêneas nas bordas e extinção ondulante (Figura 4.9a). Localmente a mesopertita engloba o quartzo, que também possui extinção ondulante. O plagioclásio é germinado segundo a lei Albita. Este mineral ocorre da destabilização da mesopertita(Figura 4.9b). A microclina exibe germinação polissintética com inclusões poiquilíticas, extinção ondulante. São presentes duas gerações de biotita, uma de cor marrom claro a escuro, e outra marrom avermelhado. Ambas apresentam associação com opacos. Estes variam de euédricos hexagonal a subédricos, quando contato com a biotita (Figura 4.9c,d).

4.5 Monzogranito

Os monzogranitos correspondem às rochas coletados nos inselbergs , especificamente nos da Tocas e do Letreiro. Os litotipos encontrados são leucocráticos e enriquecidos em quartzo, em comparação os outros litotipos analisados, possuem cor original rosa a cinza e apresentam foliação. A composição mineralógica modal é mostrada na Tabela 4.4 e a plotagem no diagrama QAP, na Figura 4.10.

Tabela 8.4 - Composição mineralógica modal do monzogranito.

ROCHA COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA MODAL Qtz (38%); Pl (26%); Me (22%); Bi (5%); Op (2%); Ap (1%); Zr (1%) Monzogranito Qtz (35%); Pl (33%); Me (15%); Mi (10%); Bi (5%); Op (2%); Ap(1%)

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

Em comparação com os sienogranito possuem maior valor modal em quartzo, e menores valores de mesopertita, que por vezes apresentam destabilizados para microclinio. O quartzo é anédrico, possuindo com dois tamanhos predominantes, uma com aproximadamente 3 mm, e outra com tamanho médio 0,5 mm. Seus contatos são curvos e exibem extinção ondulante, os cristais maiores apresentam alongados (Figura 4.11b). Os plagioclásios são anédricos, freqüentemente saussuritizados e possuem contatos curvos com outros minerais. As biotitas possuem cor marrom claro a avermelhada, localmente cloritizadas, se associam com opacos, os quais aparecem destabilizados, exibindo contatos serrilhados (Figura 4.11-c). Os opacos são subédricos a euédricos, com formas alongadas, e estão associados com plagioclásio (Figura 4.11d). 49

4.6 Borda de alteração metassomática A borda metassomática, no contato entre os sienogranitos e o enderbitos, possui composição modal próxima do corpo granítico, com total substituição dos constituintes máficos (Figura 4.12). Em relação à encaixante, o enderbito, a auréola de alteração apresenta aumento do quartzo, diminuição do plagioclásio, surgimento de mesopertita e ausência do hiperstênio. A mesopertita apresenta maior desarmonização do centro para a borda do cristal, indicatriz do processo metassomático, com ação de fluidos magmáticos (Figura 4.12b).

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

5. ESTRUTURAS

Neste capítulo, serão descritas as estruturas que foram observadas, na área de estudo, próximas à região limítrofe entre o Bloco Jequié (BJ) e o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC). Para isso foram estudados os aspectos geométricos e cinemáticos observados nos litotipos da região. Esse estudo teve o intuito de tentar correlacionar as estruturas com os diferentes estágios temporais dos eventos deformacionais. A colisão entre o BJ e o BICS, no Paleoproterozóico (Barbosa & Dominguez 1996), imprimiu fortes traços estruturais dos litotipos da área estudada, tais como falhas de empurrão e zonas transcorrentes tardias (Barbosa & Sabaté, 2003). Estes traços são ressaltados nos grandes lineamentos observáveis em escala regional (Figura 5.1). A direção desses lineamentos regionais reflete, na área de estudo, a orientação das estruturas: foliações miloníticas, bandamentos, lineações de estiramento/crescimento mineral, falhas e fraturas. Com base no estudo das estruturas dúcteis, foram observadas as relações de truncamento/transposição, a relação espacial e os indicadores cinemáticos associados. Desse modo foi possível se fazer a separação de quatro fases deformacionais: uma fase predominante compressiva, outras duas dominadas por deformação transpressional e uma fase transextensiva (possivelmente relacionada ao colapso do orógeno), como será visto mais a frente. Fechando a história tectônica local foram geradas as estruturas rúpteis, representado por fratura, falhas e veios, marcando, dessa forma, a mudança de deformações do nível crustal mais profundo para um nível crustal mais raso. 51

Para um melhor entendimento das deformações, fases tectônicas, estruturas planares e lineares geradas, foram utilizadas as letras D para as fases de deformação, S para as superfícies geradas e L para as lineações. Serão apresentadas, a seguir, as estruturas dúcteis e rúpteis, obedecendo à relação temporal de nucleação, posteriormente, os paleocampos de tensões locais, obtidos a partir desses dados.

5.1 – Estruturas Dúcteis As foliações foram hierarquizadas, segundo critérios de truncamento e transposição. Como não foi possível identificar a superfície primária, essas superfícies foram nomeadas aqui, como S n, S n+1 e S n+2 , etc., conforme sua relação temporal da mais antiga para a mais jovem. A mesma sistemática foi utilizada para nomear das lineações de 52

estiramento/crescimento, contidas em seus respectivos planos: L Xn , L Xn+1 e L Xn+2 , etc. Por fim, as fases deformacionais hierarquizadas como D n, D n+1 e D n+2 , etc. As estruturas dúcteis são marcadas pelo estiramento de grãos de plagioclásio, de quartzo e de minerais máficos associados. A distribuição destas estruturas será mostrada a seguir.

5.1.1 Estruturas da Fase D n

As estruturas S n e L Xn correspondem aos registros mais antigos do evento deformacional, encontradas na maior parte da área, obliteradas pela fase posterior e por processos de fusão parcial (anatexia). Entretanto, foram observáveis em porções menos deformadas, ou seja, em zonas de low strain da fase mais nova.

a) Estruturas S n e L Xn

A foliação S n é penetrativa, definida pela orientação preferencial de quartzo, plagioclásio e subordinamente biotita, os planos são ressaltados pela atuação diferencial do intemperismo. Para a foliação S n foram obtidas 78 medidas, sendo as orientações mais freqüentes, distribuídas da seguinte forma: N031º-N040º (28%), N021º-N030º (27%) e N011º-N020 o (12%) (Figura 5.2). Estes planos apresentam mergulhos de baixos ângulos, que variam entre SE, principalmente, e NW, com máximo de concentração em 72 p/ N120 e plano máximo igual a N030º/18 ºNW, sugerindo uma superfície dobrada.

As lineações de crescimento/estiramento, L Xn, marcada pelo quartzo e plagioclásio, possuem caimentos sub-horizontais para NW, principalmente, e SE, com máximo de concentração em N305/24º. As distribuições predominantes são: N301º-N310º (40%), N131º-

N140 (17%), N281º-N290º (10%) e N91º-N100º (10%) (Figura 5.3). A lineação L Xn possui direção ortogonal à do plano S n na qual está contida, o que caracteriza uma lineação do tipo dip-slip . Em campo a cinemática associada a esses planos foi do tipo reversa, indicada pela estrutura S/C (Figura 5.4).

Figura 5.2 - Diagramas em rosetas das estruturas Figura 5.3 - Diagramas das estruturas lineares, planares, S n, totais. (a) Rosetas de direção e (b) LXn , totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama diagrama de curvas de isodensidade de freqüência de curvas de isodensidade de freqüência polar. polar, a guirlanda representa o plano máximo. Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Hemisfério inferior rede estereográfica igual-área Schmidt-Lambert . Schmidt-Lambert.

b) Eixos de Dobras L βn

Os eixos de dobras, L βn, possuem direções N131º-N140º (62,5%), N111º-N120º (25%) e N281º-290º (17%), no total de 8 atitudes obtidas, com máximo de concentração em o o N132 /30 (Figura 5.5). Estes possuem direção paralela a L Xn , o que sugere mesma relação temporal na gênese. Estão presentes em dobras isoclinais com plano axial verticalizados, devido à sobreposição da fase D n+1 , encontradas em xenólitos máficos, que apresentam bordas alteradas, com hornblenda no seu interior.

Figura 5.6 – Dobra com L βn paralelo a L Xn .

A distribuição das estruturas relacionadas com a fase de deformação Dn, está concentrada principalmente na porção SW na área de estudo, mais para a borda do BJ. E em algumas zonas de low stain no centro da área (Figura 5.7). 55

Figura 5.7 - Mapa de distribuição das estruturas da Fase D n.

5.1.2 Estruturas da Fase D n+1

A D n+1 representa a fase mais importante no rearranjo tectônico, nucleando uma foliação, S n+1 , penetrativa, que se reflete nos lineamentos regionais.

a) Estruturas S n+1 e L Xn+1

As estruturas relacionadas com a fase de deformação D n+1 possuem distribuição homogênea, ao longo de todos os afloramentos da área de estudo (Figura 5.8).

Foram coletadas 170 medidas da foliação S n+1 , distribuída segundo direções de maiores freqüências: N111º-N120 (42%), N101º-N110º(24%), N121º-N130º (14%) e N091º-N100º (12%). Estes planos possuem mergulhos subverticais para NE e SW com plano máximo igual a N116º/84ºNE e máximo de concentração em 06 p/ 206 (Figura 5.9). A foliação S n+1 é paralela ao bandamento composicional principal dos litotipos.

O plano S n+1 é acompanhado por lineações de crescimento/estiramento, L Xn+1 , tipo strike-slip . As lineações possuem caimentos de baixos ângulos e máximo de concentração em 18 p/ 285 e estão distribuídos, pelos maiores números de constâncias, em: N281º-N290º (21%), N271º-N280º (16%), N291º-N300º (14%), N301º-N310º (13%), N311º-N320º (13%) e N261º-N270º (9%) (Figura 5.10). A cinemática é dextral, evidenciada pela presença de dobras assimétricas e relações S/C.

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

Figura 5.9 - Diagramas das estruturas planares, S , Figura 5.10 - Diagramas das estruturas lineares, n+1 totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de LXn+1 , totais. (a) Rosáceas de direção e (b) curvas de isodensidade de freqüência polar, a diagrama de curvas de isodensidade de guirlanda representa o plano máximo. Hemisfério freqüência polar. Hemisfério inferior rede inferior rede estereográfica igual-área Schmidt- estereográfica igual-área Schmidt-Lambert. Lambert.

b) Zonas de cisalhamentos

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

Sn, onde a foliação mais antiga assume formas sigmoidais, circundadas por bandas de cisalhamento “C” paralelas a S n+1 , com cinemática dextral (Figura 5.11). A cinemática dextral é observada pela presença de dobras assimétricas e relações S/C.

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

c) Dobras

Foram encontradas dobras isoclinais, observadas nos relictos máficos, além de deformações em intrusões de porções de graníticas, evidenciadas nas aureolas de frentes de metassomatismo (Figura 5.12). 59

Figura 5.12 Intrusão granítica dobrada pela fase D n+1 .

5.1.3 Estruturas da Fase D n+2

Esta fase deformacional é representada pela presença de um par conjugado de zonas de cisalhamento dúctil-rúptil, que deforma a foliação das fases mais antigas (S n e S n+1 ).

5.1.3.1 Zonas de Cisalhamentos

A fase deformacional D n+2 é marcada pela presença de zonas de cisalhamento (ZC´s) dúcteis. Ao todo foram obtidas 76 atitudes, subverticais que compõem um par conjugado (Figuras 5.13 e 5.14). Do total levantado, 30 medidas foram de zonas de cisalhamento dextrais, com a distribuição dominante: N141º-N150 (40%), N151º-N160º (30%) e N161º- N170º (23%), e 40 medidas de zonas de cisalhamentos sinistrais, distribuídas estatisticamente por maiores freqüências em: N001º-N010º (47%) e N031º-N040º (39%).

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

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

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

5.1.4 Estruturas da Fase D n+3

A última fase D n+3 está relacionada a uma superfície com baixo ângulo de mergulho, não afetada pelos pares conjugados de cisalhamentos dúcteis. Interessante notar que localmente essa superfície transpõe apenas parcialmente as estruturas mais antigas.

5.1.4.1 Estruturas S n+3 e L Xn+3

Para a foliação S n+3 foram obtidas 39 atitudes. Estes planos de baixos ângulos mergulham para NW e SE, com máximo de concentração em 60 para 108, e plano máximo igual a N018º/30ºNW, com as seguintes distribuições maiores: N011º-N020º (33%), N000º- N010º (23%) e N021º-N030º (15%) (Figura 5.16).

A lineação de crescimento/estiramento mineral associada ao plano, L Xn+3 , possui direção compreendida entre N074º-N082º (100%), de alto rake e máximo de concentração em 12 para 250 (Figura 5.17). Esta estrutura foi gerado a partir de um movimento normal- sinistral, interpretadas em campo pela presença de planos de arrasto ( drag´s ) e dobras de cisalhamento normais, associado à foliação S n+3 .(Figura 5.18). A foliação S n+3 transpõe, localmente, o plano subvertical (S n+1 ) (Figura 5.19).

Figura 5.16 - Diagramas das estruturas planares, Figura 5.17 - Diagramas das estruturas lineares,

Sn+3 , totais. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama LXn+3 , totas. (a) Rosáceas de direção e (b) diagrama de curvas de isodensidade de freqüência polar, a de curvas de isodensidade de freqüência polar. guirlanda representa o plano máximo. Hemisfério Hemisfério inferior rede estereográfica igual-area inferior rede estereográfica igual-área Schmidt- Schmidt-Lambert. Lambert.

As estruturas da fase D n+3 ocorrem localmente, e apresentam distribuição maior, à oeste de Itatim (Figura 5.20). 63

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

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

Figura 5.20 - Mapa de distribuição das estruturas Fase D n+3 .

5.2 Estruturas Rúpteis

As estruturas rúpteis foram geradas na história geológica final. Tais estruturas são representadas por fraturas de cisalhamento e veios e não apresentam deformações sobrepostas.

5.2.1 Fraturas e Veios

As estruturas rúpteis são representadas por fraturas e veios. As fraturas são, comumente, preenchidas por feldspato e apresentam auréola metassomática. Sua distribuição estatística, de direções preferenciais, é: N021º-N030º (36%), N001º-N010º (30%), N011º- N020º (15%), N031º-N040º (9%), N101º-N100º (6%) e N111º-N120º (4%), do total de 478 medidas, com máximo de concentração em 06 para 111 (Figura 5.21). Localmente ocorrem falhas associadas a cinemática sinistral, evidenciadas por estruturas abertas tipo pull apart (Figura 5.22). Foi encontrado um conjunto de fraturas horizontais a subhorizontais. Estas estruturas ocorrem amplamente nos inselbergs . Em certos locais é visível a confluência dos conjuntos de fraturas subhorizontais e subverticais, formando um adensamento em zona de high strain (Figura 5.23).

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

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

Os veios são formados por material pegmatítico com presença de mesopertita. A mesopertita forma cristais centimétricos, bem formados. O hiperstênio forma um mobilizado que se altera para uma massa irregular rico, em ferro hidratado. Foram obtidas 134 medidas, com as seguintes direções preferenciais: N021º-N030º (24%), N031º-N040º (17%), N041º- N050º (15%), N121º-N130º (12%), N011º-N020º (11%) e N111º-N120º (11%) e máximo de concentração em 24 para 296 (Figura 5.24).

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

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

5.2 Campos de tensão

A partir dos dados de foliação e lineação mineral contida no plano, e sabendo-se a cinemática associada às estruturas, foram obtidos os campos de paleotensões locais, gerados em função do campo remoto de tensões regionais, das quatro fases deformacionais (Figura 5.18). Para isso, foi empregado o método de inversão (Srivastava et al . 1995), já descrito no Capítulo 1.

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

N120º/17º e tensor mínimo local, σ3, orientado N316º/72º; (ii) a fase transpressiva Dn+1 , possui σ1 igual a N160º/04º e σ3 com atitude N252º/10º; (iii) para a fase D n+2 , o tensor do par de cisalhamento dúctil tem orientação N-S; (iv) para a fase transextensiva, D n+3 , foi obtido o tensor máximo gravitacional local de orientação, σ1 , N041º/75º e o tensor de mínimo de transextensivo, σ3, igual a N082º/12º. Esta análise demonstra uma rotação do tensor de compressão principal, σ1, durante a evolução tectônica compressional da área.

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

6. DISCUSSÕES

6.1 Fases Deformacionais

As fases deformacionais estão ligadas a movimentos tectônicos, originadas durante a colisão paleoproterozóica, a qual promoveu duplicação da crosta (Barbosa, 1997). Tratam-se de estágios progressivos da evolução, durante os quais ocorrem variação do campo remoto de tensão. As estruturas obtidas na área permitiram a distinção de quatro fases deformacionais: uma predominante compressiva (D n); posteriormente, uma fase transpressional (D n+1 ); uma fase progressiva (D n+2 ) e; uma fase transextensiva (D n+3 ), possivelmente relacionado ao colapso gravitacional. Nesta abordagem tentou-se, também, relacionar as orientações dos principias tensores locais com os seus correspondentes regionais ou remotos ( far-field stresses ).

6.1.1 Fase deformacional D n

As estruturas correlacionadas a esta fase são: a foliação (S n), a lineação de crescimento/estiramento mineral (L Xn ) e dobras isoclinais. As estruturas agrupadas nesta fase indicam atuação de movimentação tectônica reversa, interpretado como correspondente a um estágio evolutivo colisional obliquo, com orientação de campo de tensão principal à N120º e vergência para NW, possivelmente, 70

associado a um campo remoto regional, descrito por Sabaté (1996) por possuir orientação próximo de E-W a ESE-WNW.

6.1.2 Fase deformacional Fase D n+1

Esta fase deformacional é a mais penetrativa, sendo facilmente visível nos grandes lineamentos estruturais observados na imagem de modelo de relevo. Fazem parte desse estágio as seguintes famílias de estruturas: a foliação (S n+1), a lineações de crescimento/estiramento mineral (L Xn+1 ), além de dobras isoclinais e estruturas tipo S/C. As foliações subverticais com lineações minerais strike-slip , são indicatriz de um cenário tectônico transcorrente/transpressivo. A cinemática dextral observada para esta fase é explicada pela geometria (direção) do anteparo (o Bloco Jequié) em função do campo de paleotensão (Figura 6.1). Para esta fase cujo tensor máximo do campo de paleotensão foi rotacionado no sentido horário, se posicionando na direção N160º, compatível com a com o campo remoto de paleotensão regional SSE-NNW (Corrêa-Gomes et al . 1995; Sabaté 1996).

Figura 6.1 – A forma do anteparo, representado pelo Bloco Jequié (BJ) condiciona a variação local da cinemática para o mesmo campo de tensão principal (σ1). Para área de estudo a cinemática é dextral (setas vermelhas), contrastando com a cinemática geral sinistral (setas pretas).

6.1.3 Fase deformacional Fase D n+2 71

A estrutura marcada desta fase é um par conjugado de cisalhamento dúctil a dúctil- rúptil. Esta estrutura foi gerada por um campo de paleotensão de orientação, aproximadamente, N-S, originado, novamente, pela rotação do campo remoto no sentido horário. Esta mudança pode ser causada, em função do aumento da resistência reológica (strain hardening ) ou rotação do anteparo, correspondente a um estágio mais avançado da colisão.

6.1.4 Fase deformacional Fase D n+3

As estruturas associadas a fase D n+3 são: foliação (S n+3 ) e lineação de crescimento/estiramento mineral (L Xn+3 ), além de dobras de arrasto e normal. A foliação é subhorizontal e possui uma lineação mineral de medio rake gerado a partir de um movimento normal-sinistral, sugerindo um campo de paleotensão transextensivo de colapso do orógeno, reforçado por um tensor atuante gravitacional (peso da cadeia de montanha), o qual gerou dobras de cisalhamento normal. O vetor gravitacional e a tensão transextensiva foram responsáveis pela formação criação de espaços, criando de veios enriquecidos de quartzo, de direção N030º.

6.2 Evolução Estrutural e Tectônica

O modelo tectônico proposto por Barbosa et al . (2003) atribui um quadro do tipo subducção de uma crosta oceânica do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, por sob uma crosta continental do Bloco Jequié, com a placa oceânica mergulhando para oeste. As estruturas da fase inicial de colisão frontal, D n, desenvolveu uma lineação (L Xn ) tipo dip-slip sobre uma foliação (S n) subhorizontal, com vergência para SE, corroborando com o sentido de mergulho sugerido por Barbosa ( op. cit ). Isto evoluiu para uma situação do tipo colisional mais avançado, com geração de grandes volumes de magmas de composição granítica. Processos de fusão parcial e intrusões graníticas posteriores, obliteraram as estruturas da fase D n.

A presença uma foliação (S n+1 ) acompanhada por lineação mineral (L Xn+1 ) tipo strike- slip, indicam a atuação posterior de uma tectônica transcorrente de cinemática dextral, como correspondente a um estágio evolutivo da tectônica colisional. Este processo deformacional ocorreu posteriormente à fase de granulitização e intrusões sienogranítica, da fase anterior. 72

Grandes lineamentos estruturais de direção principal N120º, estão associados a uma zona de cisalhamento de caráter transpressivo de cinemática dextral. Posteriormente, o paleocampo de tensão sofre outra rotação no sentido horário, se posicionando na direção N-S. O soerguimento dos terrenos resultantes desta tectônica transpressiva promoveu a migração da isoterma, gerando, localmente, um processo de retrometamorfismo da fácies granulito para fácies anfibolito, indicada pela destabilização do hiperstênio para anfibólio. Por fim, o evento é marcado por uma situação extensional, de colapso gravitacional de orógeno, fase D n+3 , na qual foi gerada uma foliação de baixo mergulho (S n+3 ), a qual se associa uma lineação mineral (L Xn+3 ) de caimento suave, como produto do vetor transextensivo. Nesses ambientes colisionais as tensões locais podem variar em função das tensões do campo remoto regionais. Abaixo é demonstrado um quadro comparativo entre os campos remotos descritos por Sabaté (1996) e Corrê-Gomes et al . (1995) e os campos locais obtidos (Figura 6.2).

Figura 6.2 - Quadro esquemático, simulando as paleotensões locais e suas estruturas associadas a um campo remoto de tensão regional. Em (a) para a fase D n; (b) para a fase D n+1 ; (c) fase D n+2 e; (d) a fase D n+3 . Notar rotação horária nos campos de tensores σ1. As menores pretas representam os tensores compressivos principais locais, as setas menores cinza os tensores extensivos principais locais. As setas maiores representam os tensores de campo remoto regional obtidos por Sabaté (1996) e Corrêa-Gomes et al . (1995).

A apreciação das distribuições das estruturas das fases de deformação e suas relações com os campos de tensão estão colocados no bloco diagrama da Figura 6.3.

Figura 6.3 - Distribuição das estruturas em relações aos tensores locais. A cor verde representa a fase D n, à cor azul claro representa a fase D n+1 , a cor azul escuro à D n+2 e, a cor vermelha a fase D n+3 .

6.3 Herança tectônico-estrutural na influência da geomorfologia

Na região de estudo, os inselbergs estão orientados, de modo geral, segundo N120º, similiar direção dos grandes lineamentos estruturais na área de estudo. Os lineamentos são resultado da fase transpressional (D n+1 ), da colisão paleoproterozóica entre o Bloco Jequié e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá que resultou em potentes feixes de zonas de cisalhamento de similar orientação e cinemática dextral, refletindo a direção preferencial do plano S n+1 . Este movimento gerou uma grande faixa de deformação de escala quilométrica, com comportamento dúctil heterogêneo. Desenvolvendo faixas de deformações mais concentradas, zonas de high strain , em torno de faixas de deformação mais brandas, zonas de low strain, numa típica relação com estrutura S/C, refletindo a orientação do plano S n+1 (Figura 6.8a). Em uma fase posterior, o soerguimento crustal permitiu a criação de um conjunto de fraturas subverticais, perpendiculares à superfície topográfica, e outro conjunto de fraturas subhorizontais, paralelo à superfície topográfica, devido, sobretudo à expansão por alivio de tensões (Jahns, 1943; Billings, 1972; Hills, 1972, apud Loczy & Ladeira, 1976).

A família de planos transpressivos subverticais da fase D n+1 , e a família de fraturas, condicionaram pontos de fraqueza que foram mais rapidamente desagregados pelo intemperismo profundo. As zonas de high strain e as porções de maior grau de adensamento de fraturas serão mais rapidamente desagregadas pelo intemperismo profundo, enquanto que as zonas low strain e as áreas menos fraturadas se mantêm no relevo (Figuras 6.6, 6.7 e 6.8).

Neste contexto, o sistema de cisalhamentos dextrais (fase D n+1 ) é o principal controlador da extensão longitudinal dos maciços, gerando corpos maciços alongados de orientação análogos à deformação mais penetrativa, N120º. A família de fraturas subhorizontais é interpretada como as controladoras das alturas dos inselbergs (Figura 6.8).

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

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

A evolução do modelado granítico está, portanto, associada à erosão diferencial controlado pelas estruturas herdadas dos sucessivos estágios deformacionais da colisão, e posteriores, que atuaram sobre o arcabouço interno do maciço ainda em profundidade, ou durante o soerguimento da crosta, e prosseguiram até a mesma atingir a superfície (Santiago et al ., 2009).

7. CONCLUSÕES

A partir dos dados de estruturas e análise petrográfica, tornou-se possível interpretar em termo de evolução tectônica colisional, quatro fases deformacionais progressivas.

A primeira fase, D n, representa o estágio inicial da colisão com movimentação tectônica reversa para NW, onde foram geradas uma foliação regional, S n, de baixo mergulho, e lineação de crescimento/estiramento mineral, L Xn , dip-slip , associados com processo de granulitização. Posteriormente, com geração de intrusões graníticas.

A fase consecutiva, D n+1 , de maior penetratividade, marca a evolução tectônica, para um estágio transpressivo de cinemática dextral, a qual nucleou a foliação, S n+1 , de altos ângulos de mergulho e uma lineação L Xn+1 de baixo rake , desenvolvida em um sistema de zona de cisalhamento transpressivo, marcada pela presença de grandes alinhamentos estruturais no relevo, em escala regional, de orientação NW-SE. Nesta fase as rochas da fácies granulito foram levadas para níveis crustais mais rasos, promovendo o aparecimento de assembléias retrógradas.

A terceira fase, D n+2 , representa o estágio mais avançado da colisão, na área de estudo, o qual nucleou um par conjugado de cisalhamento dúctil.

A quarta fase, D n+3 , de caráter menos penetrativo, associada ao colapso gravitacional de orógeno, onde foram geradas uma foliação de baixo mergulho, S n+3 , e uma lineação mineral,

LXn+3 , de baixo ângulo de caimento. Ainda com base no estudo das estruturas dúcteis e os indicadores cinemáticos associados, obteve-se o campo de paleotensão local, para cada fase da evolução tectônica. Os 77

campos de paleotensão locais principais, σ1, ao longo da evolução tectônica colisional, rotaciona-se no sentido horário. Partindo da direção N120º, na primeira fase, posiciona-se à N160º na segunda fase, e a N-S na terceira fase. Por fim, na quarta fase possui orientação subvertical. A evolução da geomorfologia está associada à erosão diferencial controlado pela herança tectônica-estrutural dos sucessivos estágios deformacionais da colisão. As estruturas dúcteis, originadas durante a fase transpressional, são às responsáveis pela extensão e orientação geral N120º dos inselbergs . As estruturas rúpteis subverticais e subhorizontais que se intersectam, também, controlam o modelado do relevo: extensão e altura dos inselbergs.

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